Sédimentation tardi-quaternaire glaciaire à postglaciaire dans trois fjords lacustres adjacents du sud-est du Bouclier canadien

Sédimention tardi-quaternaire glaciaire à postglaciaire dans

trois fjords lacustres adjacents du sud-est du Bouclier

canadien

Mémoire

Antoine Gagnon-Poiré

Maîtrise en sciences géographiques

Maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)

Québec, Canada

III

RÉSUMÉ

Des données bathymétriques à haute résolution acquises à l'aide d’un sonar multifaisceaux et d’un interféromètre ont permis de cartographier pour la première fois la géomorphologie subaquatique des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur, trois fjords lacustres profonds et rapprochés sur la Côte-Nord (Est du Canada). Ces anciens bassins sédimentaires glaciomarins ont été isolés par le relèvement glacio-isostatique pour évoluer en lacs profonds et allongés aux versants abrupts. Leur position géographique clé et leurs caractéristiques limnogéologiques typiques des fjords présentent un potentiel exceptionnel pour des reconstitutions paléoenvironnementales à haute résolution sur une longue période de temps. Une modélisation du potentiel hydraulique suggère que le Lac Walker a probablement existé en tant que lac sous-glaciaire sous l’Inlandsis laurentidien pendant le Dernier Maximum Glaciaire, suggérant que des sédiments pourraient avoir échappé à l'érosion glaciaire et contenir des paléo-enregistrements de la et/ou des dernière(s) glaciation(s). Ces lacs, localisés à proximité des systèmes morainiques du Dryas récent et inondés lors de la transgression marine postglaciaire de la Mer de Goldthwait, ont préservé des archives sédimentaires laminées jusqu'à aujourd'hui, enregistrant les changements paléoenvironnementaux produits depuis la dernière déglaciation. Les profils acoustiques de sous-surfaces acquis à l'aide d'un Chirp bi-fréquences (3.5. et 12 kHz), ainsi que les carottes de sédiment ont révélé la présence de quatre unités sédimentaires. Le soubassement acoustique (U1), c.-à-d. le socle rocheux et/ou les sédiments de contact glaciaire, révèle la présence de vallées rocheuses en forme de V au fond des lacs qui ont possiblement échappé à l’érosion glaciaire. Les moraines observées dans les lacs et à l’embouchure de leur vallée structurale indiquent une déglaciation rapide ponctuée par de courtes stabilisations glaciaires. Au cours de la déglaciation et à la suite de leur isolation, les lacs ont été remplis par d’épais sédiments rythmiquement laminés de silts et d’argile (U2) déposés pendant l’épisode marin et/ou glaciolacustre, qui ont été perturbés par des mouvements de masse durant la déglaciation. Des datations AMS 14_{C révèlent que la}

déglaciation des bassins versants des lacs Pentecôte et Walker et le développement des conditions para- et postglaciaires sont survenus vers <7995 à 8160 et <7845-7950 cal BP respectivement. Le développement des longues plaines deltaïques à la tête des lacs au cours de l'Holocène, a généré une source constante de sédiments fluviatiles (U3) et la formation de structures sous-marines en forme de croissant sur la pente subaquatique des deltas. La partie supérieure (c.-à-d. ~ 4 à ~ 6,5 m) de la séquence sédimentaire des lacs révèle un enregistrement continu des conditions para- et postglaciaires (U4) qui contiennent des sédiments rythmiquement laminés (possiblement des varves) et une série de couches déposées rapidement. Ces sédiments riches en matières organiques montrent que de faibles taux de sédimentation ont prévalu dans les lacs depuis la déglaciation de leur bassin versant et qu’ils ont diminué au cours de l'Holocène.

V

ABSTRACT

High-resolution bathymetric data acquired using a multibeam echosounder and an interferometric side-scan sonar allowed mapping for the first time the sublacustrine geomorphology of the lakes Pentecôte, Walker and Pasteur, three deep adjacent fjord-lakes of the Québec North Shore (eastern Canada). These formerly glaciomarine sedimentary basins have been glacio-isostatically uplifted to form deep steep-sided elongated lakes. The key geographical position and their limnogeological characteristics typical of fjords show exceptional potential for paleoenvironmental reconstructions at high resolution on a long period of time. A hydraulic potential modelling suggest that the Lake Walker probably existed as a subglacial lake beneath the Laurentide Ice Sheet during the LGM suggesting that sediments could have escaped glacial erosion and may contain paleo-records of the last glaciation(s). These lakes, located near Younger Dryas morainic systems, were flooded during the Goldthwait Sea postglacial marine transgression and have preserved laminated sediment archives until today which contain sedimentary archives that recorded paleo-environmental changes that have occurred since the last deglaciation. Acoustic sub-bottom profiles acquired using a bi-frequency Chirp echosounder (3.5 & 12 kHz), together with cm-short and m-long sediment core data, reveal the presence of four sedimentary units. The acoustic basement (U1), related to the structural bedrock and/or the ice-contact sediments of the Laurentide Ice-Sheet reveal the presence of V-shaped bedrock valleys at the bottom of the lakes that possibly escaped glacial erosion. Moraines observed at the bottom of the lake and in their structural valleys indicate an overall fast deglaciation punctuated by short-term ice margin stabilizations. Following ice-retreat and their isolation, the fjord-lakes were filled by thick sequence of rhythmically laminated silts and clays (U2) deposited during marine and/or glaciolacustrine settings which were disturbed by mass-movements during the deglaciation. AMS 14_{C dating}

reveal that the deglaciation of the lakes Pentecôte and Walker watersheds and the development of para- and postglacial conditions occurred at <7995 – 8160 and <7845–7950 cal BP respectively. The development of the long lake-head river delta plain during the Holocene, generated a constant source of fluvial sediments supply (U3) and the formation of crescentic and creeping bedforms on the sublacustrine deltas slope. Lakes reveal in the upper (i. e., ~4 to ~6.5 m of their sediment infill a continuous para- to postglacial sediment record (U4) that contain laminated sediment (possibly varves) and a series of rapidly deposited layers. These organic-rich sediments show that low rates of sediment accumulation have prevailed in the lakes since the deglaciation of their watershed and have decreased during the Holocene.

VII

TABLE DES MATIERES

RÉSUMÉ ... III ABSTRACT ... V TABLE DES MATIERES ... VII LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE) ... IX LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE) ... IX LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE) ... XI LISTE DES FIGURES (ARTICLE) ... XIII REMERCIEMENTS ... XVII AVANT-PROPOS ... XIX INTRODUCTION ... 1 OBJECTIFS ... 3 2. RÉGION D’ÉTUDE... 5 2.1 Géologie et géomorphologie ... 6 2.1.1 Dépôts quaternaires ... 7

2.1.2 La zone sismique du Bas Saint-Laurent ... 9

2.2 La glaciation wisconsinienne ... 11

2.2.1 La déglaciation de la Côte-Nord ... 12

2.3 La Mer de Goldthwait et le relèvement glacio-isostatique ... 16

3. MÉTHODOLOGIE ... 17 3.1 Campagnes de terrain ... 17 3.2 Données géophysiques ... 17 3.2.1 Bathymétrie ... 17 3.2.2 Données de sous-surface ... 19 3.3 Échantillonnage ... 21 3.4 Analyses en laboratoire ... 23 3.4.1 Ct-Scan... 23

3.4.2 Multi-Sensor Core Logger ... 24

3.4.3 Dates AMS ... 24

3.5 Modélisation du potentiel hydraulique sous-glaciaire ... 24

4. Late-Quaternary glacial to postglacial sedimentation in three adjacent fjord-lakes of the southeastern Canadian Shield ... 27

VIII RÉSUMÉ ... 28 4.1 INTRODUCTION ... 29 4.2 REGIONAL SETTING ... 31 4.3 METHODS ... 33 4.3.1 Hydroacoustic data ... 33

4.3.2 Coring and sedimentology ... 34

4.3.3 Hydraulic potential modeling ... 34

4.4 Results ... 35

4.4.1 Lake geomorphology ... 35

4.4.2 Acoustic stratigraphy and sedimentology ... 38

4.4.3 Hydraulic potential modeling ... 41

4.5 DISCUSSION ... 42

4.5.1 Paleogeographical reconstruction ... 42

4.5.1.1 Subglacial environment... 42

4.5.1.3 Deglacial transgression and the following forced regression ... 47

4.5.1.4 Para- and post- glacial sedimentation ... 48

4.5.2 Impact of deglaciation on sediment dynamics ... 49

4.6 CONCLUSIONS ... 51

4.7 ACKNOWLEDGMENTS ... 52

4.8 REFERENCES ... 53

5. SOMMAIRE ET CONCLUSIONS ... 81

IX

LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE)

Tableau 1 : Liste des carottes courtes prélevées durant l’été 2014 ... 22 Tableau 2 : Liste des carottes longues prélevées durant l’hiver 2015 ... 23

LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE)

Table 1. AMS 14_{C age with calibrated age BP correspondence of the dated material collected in lakes}

XI

LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE)

Figure 1. Localisation des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur et leur bassin versant (ligne noir pointillée) sur la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent (Est du Québec). Les crêtes morainiques terrestres (Occhietti et al, 2011) et les dépôts de zone d’ancrage (GZWs) sous-marines (Lajeunesse, sous presse; Lajeunesse et al, 2007) entre Pont-des-Monts et Sept-Îles sont représentés par les lignes noires. B-C: Baie-Comeau; P-D-M: Pointe-Des-Monts; B-T: Baie-Trinité; R-P: Rivière-Pentecôte; P-C: Port-Cartier; S-A-D-M : Sainte-Anne-Des-Monts. . 5 Figure 2. Carte géologique de la Province de Greenville et localisation des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur (Davidson, 1998). ... 6 Figure 3. Carte de la géologie simplifiée et des failles de la région du Lac Pentecôte (Moukhsil et al., 2011). .. 7 Figure 4. Géologie de surfaces de la région de Sept-Îles. Modifié de Dredge (1983) et de Bernatchez (2005). 8 Figure 5. Carte de la sismicité dans l’est du Canada et localisation de la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ligne noire pointillée) (Lamontagne, 2003). ... 9 Figure 6. Limite de la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL) définie par Basham et al. (1982). Les failles sont représentées par les lignes. Le gros point rouge représente l’épicentre du séisme du 16 mars 1999 (5,1 sur Richter) (Lamontagne, 2003). ... 10 Figure 7. Graphique illustrant : (A) les changements des températures durant la glaciation wisconsienne extraite de la carotte GRIP δ18_{O du Groenland, (B) la courbe δ}18_{O des dernier 25,000 ans et (C) les transitons}

climatiques δ18_{O majeurs extraite de la carotte GISP2 du Groenland. Modifié de Stuivers et al. (1995),}

Johnsen et al. (2001) et Thompson et al. (2003)... 11 Figure 8. Étendue (A) et épaisseur (B) de l’Inlandsis laurentien lors du Dernier maximum glaciaire (Dyke et al. 2003, 2004). ... 12 Figure 9. Modèle du retrait de l’Inlandsis laurentidien au Québec proposé par Occhietti et al (2011). ... 13 Figure 10. L’ouverture progressive du Chenal laurentien (Shaw et al. 2006). ... 14 Figure 11. Principaux stades de la déglaciation terrestre de la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent (Shaw et al., 2002) ... 15 Figure 12. Courbe d’émersion des terres de la région de Sept-îles (Dredge, 1983) ... 16 Figure 13. Localisation des lignes de sondage dans les lacs (A) Pentecôte, (B) Walker et (C) Pasteur... 18 Figure 14. Localisation des levés acoustiques de sous-surface dans le Lac Pentecôte et localisation des carottes prélevées en 2014 et 2015 (lignes noires, profils à 3.5 kHz; lignes grises, profils à 12 kHz). ... 19

XII

Figure 15. Localisation des levés acoustiques de sous-surface dans le Lac Walker et localisation des carottes prélevées en 2014 et 2015. ... 20 Figure 16. Localisation des levés acoustiques de sous-surface (12 kHz) dans le Lac Pasteur et localisation des carottes prélevées en 2014. ... 21

XIII

LISTE DES FIGURES (ARTICLE)

Figure 1. Location of Lakes Pentecôte, Walker and Pasteur and their watersheds (black lines in B and black dashed line in C), along the north shore of the Gulf of St-Lawrence in eastern Québec (Canada). The chronological pattern of the retreat of the Laurentide Ice Sheet margin on the Québec North Shore from Occhietti et al. (2011) is shown by the thick black lines. Major terrestrial morainic ridges (Occhietti et al., 2011) and grounding zone wedges (GZWs) complexes (Lajeunesse, in press; Lajeunesse et al., 2007) between Pointe-des-Monts and Sept-Îles are represented by thin black lines. P-D-M: Pointe-Des-Monts; B-T: Baie-Trinité; R-P: Rivière-Pentecôte; P-C: Port-Cartier. S-Î: Sept-Îles. Yellow lines are represented in Fig. 16 and 17. ... 59 Figure 2. Photographs illustrating the steep-sided morphology of fjord-lakes (A) Pentecôte, (B) Walker and (C) Pasteur. ... 60 Figure 3. Photographs illustrating (A) the UWITEC piston coring platform and (B-C) the helicopter and skidoos used at Lake Walker (winter 2015). ... 61 Figure 4. Multibeam bathymetry images (1 m-resolution) showing the sublacustrine geomorphology of Lake Pentecôte: (A) northern sector; (B) deep basin and (C) southern sector. Major mass-movement scarps are represented by the dashed white lines. CB: crescentic bedforms; UP: undisturbed plateaus; BD: block debris; SL: slump; DL: depositional lobe; CR: compression ridges; HM: hummocky mounds; KLC: kettle-like cavity; GU: gully; CH: channel. ... 62 Figure 5. Multibeam bathymetry images (3 m-resolution) showing the sublacustrine geomorphology of Lake Walker: northern basin (A, B) and southern basin (C, D). CB: crescentic bedforms; CCB: channelized

crescentic bedforms; FC: flow channel; B: bench; MMS: mass-movement scarp; RF: rock fall; DL: depositional lobe; FD: fan-delta; HM: hummocky morphology; MB and thick black dashed line: morainal bank; GU: gully. . 63 Figure 6. Profiles showing valley-within-valley (topography and bathymetry) at the deepest point of the (A) northern and (B) southern Lake Walker basins. The northern profile shows clearly the lower V-shaped profile and upper bedrock benches. See Fig. 3 for location of the profiles. ... 64 Figure 7. Swath bathymetry image (2 m-resolution) of the northern area of Lake Pasteur showing its

sublacustrine geomorphology: (A) northern deep basins (B) southern sector. Major mass-movement scarps are represented by the dashed white lines. CB: crescentic bedforms; CCB: channelized crescentic bedforms; IM: isolated mound; DL: depositional lobe; FD: fan-delta; GU: gully. DF: debris flow. ... 65 Figure 8. 3D view of multibeam bathymetry on acoustic subbottom profile (3.5 kHz) in Lake Pentecôte showing the disturbed morphostratigraphy in: (A) the deep basin sector and (B) the northern section of the lake. Slump and mass-movement scarps are represented by the black dashed line. See Fig. 4 for location of the profiles. 66 Figure 9. Perpendicular acoustic subbottom profiles in the deep northern section of Lake Walker showing: the sediments drape over the lower V-shaped valley profile; the sediment infill of the northern deep basins

XIV

containing mass-movement deposits; different levels of bedrock benches conformably draped by sediments (U2 and U4); and the approximate location of core WA15-08. See Fig. 5 for location of the profiles. ... 67 Figure 10. Acoustic subbottom profiles (12 kHz) in the southern section of Lake Pasteur showing: the thick sediment drape containing mass-movement deposits; the sediments in the lake basins and cavities showing the classical ponding and chaotic bedding style of sediments deposited from mass-movements, turbidity currents and debris flows deposits. See Fig. 7 for location of the profiles. ... 68 Figure 11. Typical acoustic subbottom profiles (A: 12 kHz; B, C: 3.5kHz) in Lake Pentecôte showing: (A, B) mass-movement scarps and fault systems within the high amplitude parallel reflections of glaciolacustrine sediments (U2) on the plateaus of shallow depth and the location of the core (PC15-04B-P) in the uppermost unit 4; (C) The thin sediment drape over the hummocky morphology and the presence of Unit 1 in the southern section of the lake. See Fig. 4 for location of the profiles. ... 69 Figure 12. Longitudinal acoustic subbottom profiles (3.5 kHz) in Lake Walker showing: (A) the Gravel river pro-delta illustrating the presence of crescentic bedforms (CBs) (Normandeau et al., in press) (U3); (B) the sediment infill in the northern deep basin containing mass-movement deposits; (C) the thick sediment infill in the northern part of the lake and; (D) the thin sediment drape over the hummocky morphology and the presence of morainal banks (U1) in the southern section of the lake. See Fig. 5 for location of the profiles. .... 70 Figure 13. 3D view of swath bathymetry on acoustic subbottom profiles (12 kHz) showing the

morphostratigraphy of Lake Pasteur. Mass-movement scarps are represented by the black dashed line. See Fig. 7 for location of the profiles. ... 71 Figure 14. Sediment cores WA14-01-R, WA14-06-R and WA15-08D collected in Lake Walker. A debris flow with characteristic sediment clasts (B) and RDLs (A) are highlighted. Location of the dated sample (AMS 14C) that marks the transition between units 2 and 4 is indicated by a black arrow. See text for details and Fig. 5 for core location. ... 72 Figure 15. Sediment cores PC15-04B-P, PC15-01-P and PC15-02C-P collected in Lake Pentecôte. From left to right: photo, CT image and derived mean CT number profile (black line) and central profile density (grey line). Several mm-thick rapidly deposited layers (RDL) are outlined. Location of the dated sample (AMS 14C) that marks the transition between units 2 and 4 is indicated by a black arrow. See text for details and Fig. 4 for core location. ... 73 Figure 16. Photographs of the sedimentary facies in cores of Lake Pentecôte and Walker. The vertical white scale represent 1 centimeter. See Fig. 14 for photographs 1, 2, 3 location and Fig, 15 for photographs 4, 5 location. ... 74 Figure 17. Hydraulic potential for the Lake Walker basin at the Last Glacial Maximum (LGM; 20 Ka) following a south-eastern ice flow direction (shown by white arrows; Dredge, 1983), considering a ~1650 m ice thickness (Tarasov et al., 2012) and an ice sheet surface slope of 0.17. (A) Hydraulic head (m) for Lake Walker. (B) Walker subglacial lake depth (m). (C) Geometry along longitudinal profile of the subglacial lake basin

XV (illustrated by white dashed line on Fig. 17B. The current lake shoreline is represented by the black

dashed line. ... 75

Figure 18. Deglaciation maps of the Lakes Pentecôte, Walker and Pasteur watersheds (black lines) with the evolution of the Goldthwait Sea limit from Dredge (1983) based on modern topography. Dates are in calibrated ages. The approximate location of the retreating Laurentide Ice Sheet margin on the Québec North Shore from Occhietti et al. (2011) is shown by the white surface bounded by a dashed line. The little black dashed line corresponds to the limit of the possible invasion of the Goldthwait Sea (C, D) and the proposed maximum extension of the glaciolacustrine basins (E, F, and G). ... 76

Figure 18. Continued. ... 77

Figure 19. Deglaciation model of Lake Pentecôte. See text for details and Fig. 1 for transect location. ... 78

XVII

REMERCIEMENTS

Je tiens à remercier sincèrement mon directeur Prof. Patrick Lajeunesse (U. Laval) pour son encadrement, ses recommandations, sa grande disponibilité et les multiples opportunités qu’il m’a offertes au cours de mon parcours universitaire. Je remercie également mes codirecteurs Prof. Pierre Francus et Prof. Guillaume St-Onge pour leur accueil au laboratoire multidisciplinaire de tomodensimétrie pour les ressources naturelles et le génie civil du centre Eau Terrre Environnement de l’Institut national de la recherche scientifique (INRS) et au Laboratoire de sédimentologie marine de l’Institut des sciences de la mer de Rimouski (ISMER), à l’Université du Québec à Rimouski, ainsi que pour leurs conseils, commentaires et critiques lors de l’évaluation de ce mémoire. J’aimerais aussi remercier Prof. Jean-Michel Lemieux, du Département de géologie et de génie géologique de l’Université Laval, pour son aide et sa disponibilité lors de la modélisation hydraulique présentée dans ce mémoire et Prof. Lev Tarasov de Memorial University de Terre-Neuve (Canada) pour avoir fournis les données des paramètres glaciaires utilisées pour la modélisation du potentiel hydraulique.

Je remercie chaleureusement l’équipe du Laboratoire de Géosciences marines (LGM) du Département de géographie de l’Université Laval : Alexandre Normandeau (NRcan), Gabriel Joyal, Étienne Brouard, Annie-Pier Trottier, François-Xavier L’heureux Houde, Geneviève Philibert (U. Laval) et le capitaine du N/R Louis-Edmond-Hamelin, Daniel Deschênes pour leur participation et leur aide sur le terrain et avec l’utilisation des logiciels. Je remercie également Jean-Philippe Jenny, Thibeault Labarre, Obinna P. Nzekwe, Louis-Frédéric Daigle, Mathieu DesRoches (INRS), Édouard Philippe (ISMER) pour leur aide lors de la campagne de carottage à l’été 2014 et à l’hiver 2015 et durant l’analyse des échantillons. Je suis aussi reconnaissant envers le personnel de la Réserve faunique de Port-Cartier-Sept-Îles et du Village d'accueil de Rivière-Pentecôte pour leur hospitalité et l’accès aux lacs. Enfin, un grand merci à Monique Gagnon et Charles Smith pour leur aide à la rédaction du manuscrit en anglais. Enfin, je tiens sincèrement à remercier Marie-Claude Parent pour son soutien inestimable, sa compréhension et son enthousiasme tout au long de la réalisation de ce projet ainsi que dans la vie de tous les jours.

Ce projet de recherche a été financé par une subvention CRSNG-Découverte de P. Lajeunesse et de Temps-Navire (St-Onge, G., Lajeunesse, P. et Francus, P.), ainsi que par une subvention d’équipe du FRQ-NT (Francus, P., Lajeunesse, P et St-Onge, G.). Les instruments utilisés pendant cette mission ont été acquis grâce à des subventions de la Fondation canadienne pour l’innovation (FCI) et du Ministère de l’Éducation du Québec à P. Lajeunesse.

XIX

AVANT-PROPOS

Ce projet scientifique s’inscrit dans la lignée des travaux du LGM portant sur l’évolution géologique des bassins lacustres ayant été englacés durant le Quaternaire. Ce mémoire est constitué d’un article rédigé en anglais en préparation pour la revue Journal of Quaternary Science dont je suis le premier auteur. Les coauteurs sont les trois membres de mon comité, soit Prof. Patrick Lajeunesse (Université Laval), Prof. Pierre Francus (INRS) et Prof. Guillaume St-Onge (ISMER) ainsi que le membre du Jury Prof. Jean-Michel Lemieux (Université Laval), M. Alexandre Normandeau, M. Obinna P. Nzekwe (INRS) et Édouard Philippe (ISMER). L’article porte sur la dynamique sédimentaire tardi-quaternaire glaciaire à postglaciaire de trois fjords lacustres adjacents de la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent: les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur. En chapitre 1, l’introduction expose la problématique ainsi que le cadre régional de la région d’étude. Le chapitre 2 présente la région d’étude, sa géologique et sa géomorphologie ainsi que le cadre de la déglaciation de la Côte-Nord. Le chapitre 3 détaille la méthodologie utilisée. Le chapitre 4 (c.-à.-d. l'article intitulé:Late-Quaternary glacial to postglacial sedimentation in three adjacent fjord-lakes of the southeastern Canadian Shield) représente le cœur de ce mémoire. Finalement, le chapitre 5 dresse le sommaire et les conclusions.

1

INTRODUCTION

Durant les glaciations du Quaternaire, les fjords des zones côtières de haute latitude ont agi comme des voies préférentielles pour l’écoulement de la glace continentale des inlandsis et des calottes glaciaires. Ces glaciers ont transféré d’importants volumes de glace et de sédiments glaciaires vers le milieu marin (Syvitski and Praeg, 1987; Syvitski and Praeg, 1989; Hambrey, 1994; Syvitski and Shaw, 1995; Howe et al., 2010). Les fjords ont donc fait l’objet d’études visant à reconstituer la dynamique glaciaire, tel que la direction de l’écoulement ainsi que la vitesse, l’avancée et le retrait glaciaires (Evans et al., 2002; Howe et al., 2010; Schumann et al., 2012; Dowdeswell and Vásquez, 2013; Dowdeswell et al., 2014). L’épaisse séquence sédimentaire contenue dans les fjords et les formes préservées en leur fond ont enregistré les processus glaciaires en milieu marin et terrestre et la succession paléoenvironnementale survenue durant les périodes de glaciation, la déglaciation et les conditions postglaciaires (Boyd et al., 2008; Baeten et al., 2010; Cowan et al., 2010; Forwick and Vorren, 2010; Bertrand et al., 2012; St-Onge et al., 2012; Breuer et al., 2013; Dowdeswell and Vásquez, 2013; Hjelstuen et al., 2013; Kempf et al., 2013; Hodgson et al., 2014; Flink et al., 2015).

Les fjords ont généralement été décrits dans les environnements côtiers et estuariens, mais ils se forment également lorsqu’une accumulation d’eau douce est renfermée dans une vallée glaciaire (Mullins and Hinchey, 1989; Eyles et al., 1991; Mullins and Eyles, 1996; Van Rensbergen et al., 1999). Initialement défini par Nasmith (1962), pour décrire les bassins lacustres incisés dans le Plateau intérieur du sud de la Colombie-Britannique, le terme fjord-lake (fjord lacustre) décrit les lacs allongés et profonds aux rives escarpées situées dans une vallée glaciaire et/ou préglaciaire encaissée (Eyles et al., 1991). Partageant une géomorphologie similaire à celle des fjords côtiers, les lacs de fjord ont une bonne capacité à capturer des archives sédimentaires de haute résolution temporelle et à préserver des formes glaciaires (Mullins and Hinchey, 1989; Van Rensbergen et al., 1999; Waldmann et al., 2010).

Étant situés dans des dépressions géologiques profondes, les fjords lacustres constituent d'excellents candidats pour avoir hébergé des systèmes hydrauliques sous-glaciaires durant les glaciations (Lesemann and Brennand, 2009). Les lacs sous-glaciaires sont susceptibles de se former dans les dépressions des systèmes de vallées où la surface de la glace s’aplanit et où les conditions de glaciers à base chaudes prédominent (Livingstone et al., 2012). Les réseaux d’eau de fonte à la base de la glace incluant le captage, le stockage et le drainage des eaux sous-glaciaires, sont des facteurs fondamentaux qui influencent le mouvement de la glace ainsi que l’érosion sous-glaciaire (Herman et al., 2011; Flowers, 2015). Il est suggéré, mais encore débattu, que des lacs sous-glaciaires ont existé sous l’Inlandsis laurentidien durant le Quaternaire (Christoffersen et al., 2008; Guyard et al., 2011; Livingstone et al., 2013), notamment là où se situent les grands lacs profonds actuels (Evatt et al., 2006). Les sédiments des paléo-lacs sous-glaciaires sont particulièrement intéressants car ils peuvent fournir

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des informations précieuses sur les environnements qui prévalaient avant la déglaciation. En effet, ces lacs ont préservé de l’érosion glaciaire d’anciennes séquences sédimentaires interstadiaires et/ou interglaciaires, tel que proposé par les études menées au Grand Lac des Esclaves (Territoires du Nord-Ouest : Christoffersen et al., 2008), aux lacs McGregor et Travers (Alberta : Munro-Stasiuk, 1999, 2003), au Lac Okanagan (Colombie-Britannique : Eyles et al., 1990; Eyles et al., 1991), dans la vallée du Saint-Laurent (Québec, Occhietti et al., 1995) au Lac Jacques-Cartier (Philibert, 2012) et dans Le lac Pingualuit (Guyard et al., 2011; Guyard et al., 2014).

Après la déglaciation des régions côtières, des fjords ont été isolés de la mer pour former des fjords lacustres par un barrage naturel formé par l’émergence de seuils rocheux et/ou d’épais dépôts quaternaires en raison du relèvement glacio-isostatique (Batterson et al., 1993; Batterson and Catto, 2001; Heirman et al., 2012; Lajeunesse, 2014; Dietrich, 2015). Tel qu'observé dans d’autres bassins lacustres ayant été englacés et soumis au relèvement glacio-isostatique (Zwartz et al., 1998; Lewis et al., 2005; Lavoie et al., 2008; Long et al., 2011; Normandeau et al., 2013; Nutz et al., 2014; Narancic et al., 2016), l’émergence de ces fjords a généré des transitions dans les processus sédimentaires. Associé à la transition entre les conditions glacio-marines et postglaciaires, l’enregistrement sédimentaire des fjords lacustres nous renseigne sur les changements environnementaux complexes qui se sont produits durant la déglaciation et le relèvement glacio-isostatique. Des études utilisant l’hydroacoustique marine et l’analyse de sédiments menées en Europe (Van Rensbergen et al., 1999; Beck et al., 2001; Fanetti et al., 2008; Hilbe et al., 2011; Turner et al., 2012; Vogel et al., 2013), en Colombie-Britannique (Eyles et al., 1990, 1991; Desloges and Gilbert, 1995, 1998; Gilbert and Butler, 2004; Gilbert and Desloges, 2005; Gilbert et al., 2006a; Gilbert et al., 2006b; Gilbert and Desloges, 2012), aux États-Unis (Mullins and Hinchey, 1989; Mullins and Eyles, 1996; Mullins, 1998; Mullins and Halfman, 2001) et en Patagonie (Kastner et al., 2010; Waldmann et al., 2010; Van Daele et al., 2016) ont montré le potentiel scientifique des fjords lacustres pour accroitre les connaissances sur la dynamique des calottes glaciaires durant le Quaternaire, les changements paléo-environnementaux et les catastrophes naturelles. Cependant, la morpho-stratigraphie et la sédimentologie des fjords lacustres dans l’Est du Canada restent peu étudiées (Batterson and Catto, 2001).

On trouve sur la Côte-Nord de golfe du Saint-Laurent et sur les côtes de Terre-Neuve et du Labrador, de nombreux fjords lacustres profonds. Toutefois, la morphologie et la stratigraphie de ces systèmes lacustres associés à la transition entre les conditions environnementales pro-, para- et post-glaciaires durant la déglaciation et le relèvement glacio-isostatique restent mal documentées. Le but de ce mémoire est de décrire et d’analyser pour la première fois les enregistrements morpho-sédimentaires de trois fjords lacustres situés sur la Côte-Nord du Québec : les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur. Cette étude fournit un précieux contexte sur

3 les enregistrements sédimentaires continus des changements paléo-environnementaux qui ont affecté la Côte-Nord du Québec, de la déglaciation jusqu’à aujourd’hui.

OBJECTIFS

Ce mémoire de maîtrise a pour objectif général de reconstituer l’évolution tardi-quaternaire des fjords lacustres Pentecôte, Walkeur et Pasteur en combinant de récentes données bathymétriques, sismostratigraphiques et sédimentologiques à haute résolution. Plus précisément, les objectifs spécifiques de ce projet de recherche sont :

1) reconstituer l’évolution paléo-environnementale des trois fjords lacustres et l’histoire de la sédimentation en réponse à la déglaciation et au relèvement glacio-isostatique;

2) tester l’hypothèse que le Lac Walker ait constitué un lac sous-glaciaire durant le Dernier maximum glaciaire sous l’Inlandsis laurentidien, qui aurait pu préserver des sédiments antérieurs à la déglaciation.

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2. RÉGION D’ÉTUDE

Les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur sont des lacs profonds de l’Est-du-Québec qui se situent sur la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent (Fig. 1). Ils sont localisés sur le territoire de la municipalité de Port-Cartier elle-même située dans la MRC des Sept-Rivières aux alentours du 50e parallèle, dans la région administrative de la Côte-Nord. Les lacs Walker et Pasteur sont situés dans la Réserve faunique de Port-Cartier-Sept-Îles alors que le Lac Pentecôte est localisé sur un territoire libre au sud-ouest. Ces lacs, situés en aval de grandes vallées glaciaires de la Côte-Nord, sont caractérisés par des bassins longitudinaux d’axe nord-sud. Ces lacs en forme de fjord aux versants abrupts possèdent une grande profondeur et une superficie imposante.

Figure 1. Localisation des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur et leur bassin versant (ligne noir pointillée) sur la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent (Est du Québec). Les crêtes morainiques terrestres (Occhietti et al, 2011) et les dépôts de zone d’ancrage (GZWs) sous-marines (Lajeunesse, sous presse; Lajeunesse et al, 2007) entre Pont-des-Monts et Sept-Îles sont représentés par les lignes noires. B-C: Baie-Comeau; P-D-M: Pointe-Des-Monts; B-T: Baie-Trinité; R-P: Rivière-Pentecôte; P-C: Port-Cartier; S-A-D-M : Sainte-Anne-Des-Monts.

Dans cette région, le climat de type maritime est relativement frais et est caractérisé par une température moyenne annuelle de 1,5°C. Les précipitations moyennes annuelles sont de 1 014,4 mm, dont environ 361,5 mm tombent sous forme de neige (Environnement Canada, 2012). Les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur sont situés à l’interface de deux domaines bioclimatiques : au sud on retrouve la sapinière à bouleau blanc de l’Est et au nord se trouve la pessière noire à mousse de l’Est (Robitaille et Saucier, 1998). Ils se trouvent ainsi dans

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la zone de transition de deux ensembles naturels québécois: la mince frange des Basses-Terres de la Côte-Nord et les hautes terres boréales laurentiennes, une zone appelée le piémont des Laurentides.

2.1 Géologie et géomorphologie

L’assise géologique des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur, fait partie de la marge sud-est de la province géologique de Grenville (Fig. 2) du Bouclier canadien. La région d’étude, bordée au sud par les roches sédimentaires cambro-ordoviciennes de la plate-forme du Saint-Laurent et l’orogenèse des Appalaches (Fig. 2B) (Davidson, 1998; Hocq, 1994), est caractérisée par un vaste plateau subhorizontal faillé, découpé par de grandes vallées structurales d’orientation nord-sud qui débouchent sur le golfe du Saint-Laurent. Le relief vallonné est composé de hautes collines et de montagnes érodées, hérité de la pénéplanation d’un ancien haut massif précambrien (Ambrose, 1964). Le socle rocheux sur lequel s’installent les lacs est composé de majoritairement de roches granitiques et gneissiques datant du Mézoprotérozoïque-néoprotérozoïque (~1 090 et 980 Ma). De grandes vallées structurales aux versants rocheux souvent abrupts, dans lesquelles on retrouve les rivières actuelles et de grands lacs allongés, sont profondément incisées dans les roches de la Province de Grenville. Elles sont typiquement caractérisées par une forme de U et comprennent à leur base une gorge enfouie en forme de V (Lajeunesse, 2014).

Figure 2. Carte géologique de la Province de Greenville et localisation des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur (Davidson, 1998).

7 Lacs Walker et Pasteur se trouvent sur des complexes de gneiss granitiques homogènes alors que dans le secteur du lac Pentecôte, la roche en place fait partie du Complexe de Bourdon (mPbou), de la Suite plutonique de Lanctot (mPlct) et de la Suite anorthositique de Rivière-Pentecôte (mPpen) (Fig. 3) (Moukhsil et al., 2011). À quelques endroits, la structure géologique de failles et de cisaillement semble conditionner les changements dans l’axe du bassin du lac Pentecôte.

Figure 3. Carte de la géologie simplifiée et des failles de la région du Lac Pentecôte (Moukhsil et al., 2011).

2.1.1 Dépôts quaternaires

Le territoire de la Côte-Nord possède un enregistrement sédimentaire associé à la déglaciation tardi-wisconsinienne (Dredge, 1983; Dubois, 1985; Sala et Long, 1989; Hein et al., 1993; Duchesne et al. 2010; Bernatchez, 1997, 2003, 2004, 2005). Les sédiments tardi-quaternaires à holocènes reposent pratiquement partout sur le socle rocheux tandis qu’un remplissage sédimentaire d’une épaisseur inconnue constitue le fond des vallées structurales (Lajeunesse, 2014. Dietrich, 2015). De rares sédiments antérieurs à la déglaciation

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(interstadiaires et/ou interglaciaires), ont été préservé de l’érosion dans des dépressions topographiques dans l’estuaire du Saint-Laurent (Brodeur & Allard, 1985 ; Clet & Occhietti, 1991 ; Occhietti et al., 1995) et sur la province géologique de Grenville (Philibert, 2012). La stratigraphie générale du golfe du Saint-Laurent témoigne du retrait de l’Inlandsis laurentien et de la sédimentation glaciomarine, deltaïque et hémipélagique (Syvitski & Praeg, 1989; Praeg et al., 1992; Josenhans & Lehmann, 1999; Duchesne et al., 2007; 2010; St-Onge et al., 2008). Les accumulations sédimentaires côtières liées à la déglaciation et à l’holocène se trouvent majoritairement à l'embouchure des vallées structurales (Sala et long., 1989; Bernatchez, 2003; Dietrich, 2015) et constituent des systèmes deltaïques aujourd’hui quasiment inactifs. Les dépôts superficiels dans la région ont été cartographiés par Dredge (1983) (Fig. 4).

Figure 4. Géologie de surfaces de la région de Sept-Îles. Modifié de Dredge (1983) et de Bernatchez (2005).

On y retrouve des systèmes morainiques terrestres (Dubois, 1985; Occhietti et al., 2011) et subaquatiques (Syvitski and Praeg, 1989; Hein et al., 1993; Lajeunesse, sous press), des eskers et des stries glaciaires. On retrouve sur les hauts plateaux différents types de tills minces sur un socle rocheux qui présente de nombreux

9 affleurements. Des dépôts marins de la Mer de Goldthwait affleurent dans le secteur littoral et en aval des vallées structurales aux zones érodées par la mer, les rivières et les glissements de terrain. À l’embouchure des grandes vallées, on observe de grandes séquences deltaïques marines (cône d’épandage juxtaglaciaire) (Dredge, 1983; Dietrich, 2015) surmontées par des dépôts littoraux. Sur la mince frange côtière, on observe des crêtes de plage installées lors de l’invasion marine et son retrait et de nombreuses tourbières. Les lacs dans les vallées sont alimentés au nord par des rivières et leur plaine deltaïque. Ces rivières possèdent majoritairement un parcours sinueux et remobilisent d’anciens dépôts, deltaïques marins, fluvio-glaciaires, lacustres et fluviaux modernes.

2.1.2 La zone sismique du Bas Saint-Laurent

Les lacs situés près des zones sismiques sont fortement susceptibles d’enregistrer l’activité sismique dans leur séquence sédimentaire (Ouellet, 1997; Chapron et al. 1999; Lajeunesse et al., 2008, 2016; Ledoux, 2010; Philibert, 2012; Normandeau et al., 2013). Plusieurs séismes majeurs ont été identifiés et documentés par l’analyse de données géophysiques et sédimentologiques dans des lacs situés près de la zone sismique de Charlevoix-Kamouraska (ZSCK) (Doig, 1986; Ouellet, 1997; Normandeau et al., 2013). Les études réalisées sur la paléo-sismicité au Québec ont démontré la présence de sédiments subaquatiques perturbés et de mouvements de masse associés à d’anciens séismes postglaciaires et même historiquement répertoriés.

Figure 5. Carte de la sismicité dans l’est du Canada et localisation de la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ligne noire pointillée) (Lamontagne, 2003).

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Localisée dans l'estuaire et le début du golfe du fleuve Saint-Laurent, la ZSBSL est une région sismiquement active de l'est du Canada. Depuis que cette zone est étroitement surveillée par le réseau sismologique national canadien, seulement deux séismes ont été enregistrés à une magnitude de plus de 5,0 sur l'échelle de Richter. Il s’agit du séisme du 23 juin 1944, de magnitude 5,1 qui s'est produit près de Godbout, à l'est de Baie-Comeau et du séisme du 16 mars 1999, de magnitude 5,1, qui s'est produit à une soixantaine de kilomètres au sud de Sept-Îles (Fig. 6) (Ressources Naturelles Canada, 2009).

La ZSBSL enregistre annuellement ~60 séismes puisqu'à tous les cinq jours en moyenne un tremblement de terre se produit dans la région. La plupart des séismes se produisent dans une zone triangulaire définie par les villes de Baie-Comeau, Sept-Îles et Matane. La plupart des tremblements de terre se produisent le long ou entre des failles du paléorift du Saint-Laurent (ex. faille de Logan) dans la croûte moyenne à supérieure, entre 5 et 25 kilomètres de profondeur, sous le fleuve Saint-Laurent. Contrairement à la ZSCK, aucun grand tremblement de terre en milieu subaquatique n'a été répertorié à la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL).

Figure 6. Limite de la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL) définie par Basham et al. (1982). Les failles sont représentées par les lignes. Le gros point rouge représente l’épicentre du séisme du 16 mars 1999 (5,1 sur Richter) (Lamontagne, 2003).

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.2 La glaciation wisconsinienne

La glaciation wisconsienne (~110 – 10 ka 14C BP) se décompose en trois sous-étages : le Wisconsinien inférieur, moyen et supérieur. Cette glaciation correspond aux stades isotopiques marins (MIS) 2, 3, 4 et 5 a à d (Lamarche, 2011, Johnsen et al. 2001) (Fig. 7). Le Wisconsinien inférieur (MIS 5a, b, c, d) constitue un épisode à prédominence non-glaciaire (interglaciaire) alors que le MIS 4 est glaciaire. Durant cette période l’étendue de l’Inlandsis laurentidien aurait atteint des proportions plus importantes qu’au moment du Dernier maximum glaciaire (Vincent, 1987). Le Wisconsinien moyen (MIS 3) peut être caractérisé comme un interstade à prédominance non glaciaire durant lequel le sud du Québec aurait été affecté par des épisodes de recul glaciaire (Fulton, 1984). Il est suggéré que les basses terres du Saint-Laurent auraient été libres de glace lors du Wisconsinien moyen, ce qui aurait engendré l’établissement de conditions pro-, para- et post-glaciaires dans cette région. Des sédiments de transgression marine antérieure au Wisconsinien supérieur ont entre autres été répertoriés dans la vallée du Saint-Laurent (Occhiettit et ferland, 1990). De plus, des unités distinctes de tills ainsi que des sédiments terrestres et lacustres ont été associés au Wisconsinien moyen (Hétu et al., 1995; Bersé et Occhietti, 1990; Clet et Occhietti, 1996).

Figure 7. Graphique illustrant : (A) les changements des températures durant la glaciation wisconsienne extraite de la carotte GRIP δ18_{O du Groenland, (B) la courbe δ}18_{O des dernier 25,000 ans et (C) les transitons climatiques} δ18_{O majeurs extraite de la carotte GISP2 du Groenland. Modifié de Stuivers et al. (1995), Johnsen et al. (2001)}

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Lors du Wisconsinien supérieur (MIS 2; 23 à 10 ka BP), le sud du Québec était recouvert par l’Inlandsis laurentidien, qui constituait le noyau du complexe glaciaire de la calotte polaire nord-américaine. À cette période, la Côte-Nord est englacée sous cette énorme couche de glace ancrée sur le Bouclier canadien d’une épaisseur de ~2 000 m (Figure 5B) (Dyke et al., 2003, 2004). L’Inlandsis laurentidien a atteint ses proportions maximales vers ~18 ka BP (~21 ka Cal BP) (fig. 5A). Le glacier atteignait alors la marge du plateau continental. L’avancée glaciaire du Wisconsinien supérieur a fait en sorte que les dépôts glaciaires plus anciens ont été très largement remobilisés par cette nouvelle extension de l’Inlandsis.

Figure 8. Étendue (A) et épaisseur (B) de l’Inlandsis laurentien lors du Dernier maximum glaciaire (Dyke et al. 2003, 2004).

2.2.1 La déglaciation de la Côte-Nord

Au Québec, la position du front glaciaire au Wisconsinien supérieur et lors de la déglaciation subséquente a fait l’objet de plusieurs études (Occhietti et al. 2011; fig. 9); (Shaw et al., 2002, 2006; Fig. 10,11); Dyke et al., 2003, 2004; Fig. 8). La déglaciation de la Côte-Nord de l’estuaire et du golfe du Saint-Laurent, s’est effectuée en trois phases : 1) le retrait du courant glaciaire du Saint-Laurent (19-13 ka cal BP); 2) la réavancée/stabilisation du Dryas récent (12.9-11.7 ka cal BP) et; 3) la fin de la déglaciation et l’Holocène (Shaw et al., 2002, 2006; Occhietti et al., 2011).

Dans l’Est du Québec, le début du retrait de l’inlandsis s’effectue à l’exutoire du chenal du Saint-Laurent, dans la partie méridionale du golfe (Fig. 10) (Shaw et al., 2006). Cette zone, alimentée par le courant de glace laurentien en contact direct avec l’Océan Atlantique, constituait au Dernier maximum glaciaire un secteur de

13 vêlage d’iceberg. Au cours de la déglaciation, la diminution des apports en glace provenant des zones d’accumulation de l’Inlandsis, provoqua un ralentissement du courant de glace. On observa alors à son extrémité, l’ouverture et la régression progressive d’une baie de vêlage envahie par l’océan. Dès 17 ka cal BP, le courant glaciaire du chenal laurentien recula rapidement en raison de l’important vêlage à son front. Vers ~16 ka cal BP et ~14 ka cal BP, la baie se situait aux alentours de l’île d’Anticosti. La fonte et l’amincissement de l’Inlandsis laurentidien engendrent un écoulement de plus en plus contraint par la topographie régionale, ce qui force la déglaciation à se poursuivre dans l’axe de l’estuaire du Saint-Laurent. C’est à ce moment que l’inlandsis se divisa en deux dômes : celui du Nouveau-Québec et celui des Appalaches (Dyke et al., 2003; Shaw et al., 2002, 2006; Occhietti et al., 2011).

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Figure 10. L’ouverture progressive du Chenal laurentien (Shaw et al. 2006).

La marge sud du Dôme glaciaire du Nouveau-Québec aurait atteint l’embouchure du fjord du Saguenay et le secteur côtier de la Côte-Nord vers ~13 ka cal BP (Fig. 11) (Shaw et al., 2002). Le secteur de Pointe-des-Monts aurait été le premier secteur de la Côte-Nord à être libéré des glaces (~12,7 ka cal BP) (Bernatchez, 1997; Occhietti et al., 2011). Lorsque le front glaciaire a atteint les zones côtières moins profondes et le piémont des plateaux laurentiens, le réajustement du profil du glacier et le refroidissement du Dryas récent ont eu pour effet d’engendrer des épisodes de stabilisations glaciaires. Le Dryas récent correspond à une phase froide survenue durant la déglaciation où il y a eu réavancé et/ou stabilisation du front glaciaire (Occhietti et al., 2011). Sur la Côte-Nord, des systèmes morainiques tels que le complexe de Baie-Trinité et le complexe de la Côte-Nord ont été associés à cette période. La moraine de Baie-Trinité longe le milieu côtier de Baie-Comeau à Pointe-des-Monts, de Baie-Trinité à Baie-des-Homards, et à l’est de Sept-Îles (Bolduc et al., 2008). À Pointe-des-Pointe-des-Monts, la moraine se situe à quelques kilomètres à l’intérieur des terres, tandis que dans le secteur de Rivière-Pentecôte et de Sept-Îles, elle se retrouve sous l’eau. Un peu plus au nord, on retrouve le complexe morainique de la Côte-Nord qui se localise généralement entre 30 et 50 km du littoral. Ces deux systèmes morainiques seraient vraisemblablement associés au début et à la fin du Dryas récent. Par la suite, lors de l’Holocène, le front glaciaire

15 a continué de se retirer vers l’intérieur des terres jusqu’à la libération complète des bassins versants de la entre 8,2 et 7,5 ka Cal BP (fig. 9) (Occhietti et al., 2011).

Figure 11. Principaux stades de la déglaciation terrestre de la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent (Shaw et al., 2002)

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2.3 La Mer de Goldthwait et le relèvement glacio-isostatique

La transgression marine de la Mer de Goldthwait (~13,3 ka à ~9.7 ka BP) est survenue au moment où la glace a atteint la rive nord de l’actuel estuaire du Saint-Laurent (Dionne, 1977). Sur la Côte-Nord, l’ennoiement graduel au rythme du retrait glaciaire des basses terres affaissées par l’enfoncement glacio-isostatique, constitue le début de l’invasion marine. À mesure que la marge de l’Inlandsis laurentidien s’est retirée vers les hautes terres boréales laurentiennes jusqu’à environ ~130 m d’altitude dans la région de Sept-Îles (Fig. 12), celle-ci est demeurée en contact direct avec de l’eau. Ainsi, les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur ainsi que les grandes vallées glaciaires de la Côte-Nord, ont été libérés de la glace et immédiatement inondés par la mer et ont constitués dès lors des environnements glaciomarins (fjords). La dernière phase de l’invasion marine fut caractérisée par le début de l’émersion des terres causé par le réajustement glacio-isostatique (Dionne, 1995, 2001; Bernatchez, 2003, 2005). L’eau qui occupait les vallées des lacs fut alors évacuée et/ou isolée en bassins lacustres par des seuils rocheux et sédimentaires (Dredge, 1983; Dietrich, 2015).

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3. MÉTHODOLOGIE

3.1 Campagnes de terrain

Les instruments d’hydroacoustique utilisés dans ce projet de recherche ont été déployés à bord du navire de recherche du Centre d’études nordiques de l’Université Laval : le Louis-Edmond-Hamelin (LEH). Il s’agit d’une embarcation Silver Dolphin stand up cabin de 26 pieds (9 m) possédant deux moteurs de 135 chevaux et un tirant d’eau de 0,6 mètre. Le Lac Walker a été sondé en juillet 2011 lors d’une mission de 9 jours et le Lac Pentecôte en juin 2014 lors d’une mission de 7 jours à bord du LEH (Rapport de mission: Lac Walker-2011 et LEH-1401). Une embarcation nautique de type ponton a aussi été utilisée pour compléter l’acquisition. Le Lac Pasteur a été sondé en juin 2014 lors d’une mission de 6 jours à bord d’une embarcation gonflable de type zodiac (Rapport de mission : Lac Pasteur).

3.2 Données géophysiques

3.2.1 Bathymétrie

Les données bathymétriques à haute résolution des lacs Pentecôte et Walker ont été acquises à l’aide d’un l’échosondeur multifaisceaux Reson Seabat 8101 (Fig. 13). Cet échosondeur comprend 101 faisceaux équiangles qui opèrent à une fréquence de 240 kHz. Le Reson Seabat 8101 a une couverture latérale correspondant à 7 fois la profondeur d’eau lorsqu’il est utilisé en eau peu profonde < 70 m et peut aller jusqu’à ~400 m de profondeur (Reson, 2002). Une plate-forme inertielle de type IXSEA Octans III est installée sur l’échosondeur et corrige les mouvements du bateau (le roulis, le tangage, le pilonnement, le lacet, le cavalement et l’embardée). Un DGPS Geneq Sx Blue II de haute précision a été aussi utilisé afin de synchroniser et géoréférencer les données lors de l’acquisition. Ce DGPS permet une résolution horizontale de moins de 60 cm, 95% du temps. La surface des lacs Pentecôte et Walker se trouvant à des profondeurs inférieures ou égales à 10 m a été couverte en quasi-totalité. Un recoupement de 70-100% a donc été effectué sur les surfaces couvertes.

Au Lac Pasteur, un sonar interférométrique bathymétrique Geoacoustics GeoSwath Plus Compact a été utilisé pour réaliser les levés bathymétriques à haute résolution (Fig. 13). Ce sonar opère à une fréquence de 250 kHz et a une ouverture transversale de 240° ce qui permet de cartographier jusqu’à 8 à 12 fois la profondeur d’eau. Il est composé de deux transducteurs positionnés en angle de 60° et possède une profondeur de sondage maximale de 100 m. La plate-forme inertielle SMC utilisée avec le GeoSwath Plus est directement installée sur l’échosondeur interférométrique et un GPS Hemisphere V101 permet le positionnement de l’échosondeur avec une précision horizontale de 60 cm, 95% du temps. Seule la partie nord du Lac Pasteur a été cartographiée en

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raison des contraintes de temps et d’accessibilité. La surface du lac se trouvant à des profondeurs supérieures ou égales à 5 m a été couverte.

Figure 13. Localisation des lignes de sondage dans les lacs (A) Pentecôte, (B) Walker et (C) Pasteur.

Lors des sondages, des mesures de la vitesse du son dans l’eau ont été effectuées régulièrement avec un profileur Odom Digibar Pro pour corriger les paramètres d’acquisition selon les variations de la vitesse du son et de réfraction dans la colonne d’eau. Cette vitesse varie notamment en fonction de la température et de la densité de l’eau. L’acquisition des données bathymétriques et la navigation a été effectuées avec le logiciel de navigation Hypack 2011. Ce logiciel intègre et synchronise les données bathymétriques, les données d’attitude, de positionnement et de temps lors de l’acquisition. Les données brutes (.HSX) ont par la suite été importées dans le logiciel de traitement Caris Hips and Sips 8.1 dans le but de générer et traiter les surfaces bathymétriques. Enfin, des modèles numériques de terrain ont été produits à des résolutions de 1, 2, 3 m pour les lacs Pentecôte, Pasteur et Walker, respectivement. La visualisation l’interprétation et la cartographie des données bathymétrique ont été effectuées avec les logiciels ESRI ArcGIS 10.1, SonarWiz 5 et QPS Fledermaus.

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3.2.2 Données de sous-surface

Les données de sous-surface ont été acquises à l’aide d’un profileur acoustique de sous-surface Knudsen Chirp

3212 qui opère à une fréquence de 3,5 et 12 kHz. Cet instrument envoie une onde sonore qui pénètre dans les

sédiments et fournit des informations sur la nature et l’architecture des sédiments. Les sondages ont été effectués à des profondeurs égales ou supérieures à 5 m en suivant des transects transversaux et longitudinaux afin d’obtenir une bonne couverture des lacs (Figure 14, 15, 16). Les profondeurs sur les profils ont été estimées en considérant une vitesse de propagation du son dans l’eau de 1450 ms-1_{. Les profils de sous-surfaces}

recueillies ont par la suite été visualisés et interprétés dans des logiciels de visualisation et de traitement tel que

SegyJP2viewer (NRCan), Post Survey Sounder Suite, SonarWiz 5, The Kingdom Suite et QPS Fledermaus.

Figure 14. Localisation des levés acoustiques de sous-surface dans le Lac Pentecôte et localisation des carottes prélevées en 2014 et 2015 (lignes noires, profils à 3.5 kHz; lignes grises, profils à 12 kHz).

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Figure 15. Localisation des levés acoustiques de sous-surface dans le Lac Walker et localisation des carottes prélevées en 2014 et 2015.

Les profils de sous-surface ont permis d’identifier et de visualiser sur des profils en deux dimensions l’architecture des unités sismostratigraphiques afin d’interpréter les structures internes des dépôts lacustres. De plus, leur analyse a permis d’établir une chronologie relative de la stratigraphie lacustre. Les logiciels SonarWiz et QPS Fledermaus ont été utilisés afin de produire des assemblages pseudo-3D des profils de sous-surface et les combiner avec la bathymétrie à haute résolution permettant ainsi une bonne visualisation de la géomorphologie subaquatique et des sédiments qui la composent.

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Figure 16. Localisation des levés acoustiques de sous-surface (12 kHz) dans le Lac Pasteur et localisation des carottes prélevées en 2014.

3.3 Échantillonnage

Des carottes sédimentaires ont été prélevées aux lacs Pentecôte, Walker et Pasteur à l’été 2014 à l’aide d’un carottier à gravité afin de recueillir des échantillons de la surface des sédiments (<~60cm) (Fig. 14, 15, 16) (Tab. 1). Durant l’hiver 2015, une campagne de carottage long (<~205 cm) a été réalisée au Lac Pentecôte à l’aide d’un carottier à percussion (Fig. 14) et deux carottes longues de <~8m ont été prélevés au même site au Lac Walker à l’aide d’un carottier à piston Uwitec enr. (Fig. 15) (Tab. 2). Les carottes sédimentaires ont été prélevées dans le but d’échantillonner les unités sédimentaires accessibles et de recueillir une longue séquence de sédiment. Les sites de carottage d’intérêts ont été déterminés grâce à l’analyse de la bathymétrie et des profils de sous-surface.

22

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Tableau 2 : Liste des carottes longues prélevées durant l’hiver 2015

3.4 Analyses en laboratoire

3.4.1 Ct-Scan

Les carottes sédimentaires ont été analysées de manière non destructive au CT-Scanner (c.-à-d., numérisées) avec un tomodensitomètre de type SIEMENS SOMATON Definition AS au Laboratoire multidisciplinaire de

scanographie pour les ressources naturelles et le génie civil de l’Institut national de recherche scientifique

(INRS) à Québec. Des images à haute résolution en plans radial, transversal et longitudinal ont ainsi été produites et visualisées à l’aide de logiciels d’analyses d’images tels que, ImageJ Launcher et RadiANT DICOM

Viewer ont permis de visualiser à haute résolution les caractéristiques physiques des sédiments. Ces logiciels

permettent l’analyse des différents tons de gris des images numériques qui varient principalement selon l’atténuation des rayons X dans les sédiments. Les teintes foncées caractérisées par une faible atténuation et les teintes plus claires par une forte atténuation donnant des indices sur la densité, la porosité et la minéralogie des sédiments. Enfin, ces données ont été illustrées sous forme de graphiques du nombre CT (Unité Hounsfield/ Hu) et analysées afin de déceler les caractéristiques sédimentaires (p. ex. les structures, les laminations, les différentes unités sédimentaires, la présence de bioturbation, de gaz et de matière organique).

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3.4.2 Multi-Sensor Core Logger

Les carottes sédimentaires ont par la suite été ouvertes, photographiées, décrites et caractérisées visuellement. Ainsi, la nature, les teintes, les déformations et les structures particulières propres à chacune des carottes sédimentaires ont été identifiées. Les carottes ont par la suite été photographié par la camera haute résolution (line-scan core imaging) du banc d’analyse GEOTEK Multi-Sensor Core Logger (MSCL) du Laboratoire de paléomagnétisme sédimentaire et de géologie marine de l’Institut des sciences de la mer de Rimouski (ISMER).

3.4.3 Dates AMS

Deux échantillons provenant de fragments de bois prélevé dans les carottes (WA14-06P) (WA15-08D) du Lac Walker et un échantillon de sédiment prélevé dans la carotte (PC15-04B-P) du Lac Pentecôte, ont été soumis au laboratoire Earth System Science Departement du Keck Carbon Cycle AMS Facility de l’Université de Californie à Irvine. Les dates ont été calibrées par Calib 7.1 (Stuiver et Reimer, 1993) et sont représentées avec 2 sigma d’écart-type. Les résultats des dates radiocarbones mentionnés dans cette étude sont résumés dans le tableau 1 de l’article. Les échantillons soumis ont été choisis afin de dater les transitions entre unités stratigraphiques identifiées et estimer les taux de sédimentation durant l’Holocène.

3.5 Modélisation du potentiel hydraulique sous-glaciaire

Afin de tester l'hypothèse selon laquelle un lac sous-glaciaire aurait pu exister dans le bassin du lac Walker pendant le Dernier maximum glaciaire, le potentiel hydraulique a été modélisé en utilisant la méthodologie décrite par Clarke (2005) et Guyard et al. (2011). Le potentiel hydraulique sous la glace est donné par l'équation suivante:

ℎ

(𝑚) = 𝜌

𝜌

⁄

(𝑧

− 𝑧

) + 𝑧

où hw est le potentiel hydraulique sous-glaciaire (m), i (1000 kg / m3) et w (910 kg / m3) sont la densité de l'eau

et de la glace, zi est l'élévation de la surface de la glace et zb est l'élévation de la surface de la terre (substratum

rocheux et sédiment quaternaire). L'étendue du lac est délimitée en supposant que 1) la glace flotte sur le lac; 2) le potentiel hydraulique est constant dans le lac; et 3) le lac est plein à déborder. Le niveau de débordement du lac est obtenu avec une procédure de remplissage à l'aide d’un SIG utilisant le potentiel hydraulique comme

25 variable primaire (voir Guyard et al. (2011), pour plus de détails). L'élévation du lac (zl), est obtenue par le

remplissage du potentiel hydraulique hwfill :

𝑍

=

ℎ

− 𝜌

/𝜌

∙ 𝑧

(1 −

_𝜌

𝜌

𝑤

)

L'élévation de la surface et l'épaisseur de la calotte glaciaire au Dernier maximum glaciaire (~ 20 ka) ont été obtenues à partir du Glacial Systems Model 3D-MUN (GSM) (Tarasov et al., 2012). L'élévation de la surface terrestre au Dernier maximum glaciaire a été obtenue à l'aide des données numériques d'élévation du Canada (DEM) de la région d’étude, extraite de la Base nationale de données topographiques. Le DEM a été couplé à la bathymétrie du lac et corrigé avec les données d’enfoncement glacio-isostatique du GSM. La surface de la glace a été évaluée comme une surface plane inclinée dans le sens de l'écoulement glaciaire (125 ° N), avec une pente (0,17 ° C) obtenue à partir de l’élévation de la surface de la glace du GSM. Malgré que le modèle de GSM fournit un ensemble de sorties pour tenir compte de l'incertitude dans les paramètres d'entrée, une seule réalisation est présentée (hdHhb.nn9894.nc) (Fig. 17 de l’article).

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4. Late-Quaternary glacial to postglacial

sedimentation in three adjacent fjord-lakes of the

southeastern Canadian Shield

Antoine G. Poiré1_{, Patrick Lajeunesse}1_{, Alexandre Normandeau}1, 5_{, Pierre Francus}2_{, Guillaume}

St-Onge3_{, Jean-Michel Lemieux}4_{, Obinna P. Nzekwe}2 _{and Édouard Philippe}3

1 _{Centre d’études nordiques & Département de géographie, Université Laval, Québec, Qc, Canada G1V 0A6} 2 _{Centre Eau Terre Environnement, Institut National de la Recherche Scientifique, Québec, Qc G1K 9A9,}

Canada & GEOTOP

3 _{Institut des sciences de la mer de Rimouski, Université du Québec à Rimouski, Rimouski, Qc, Canada,}

Canada Research Chair in Marine Geology & GEOTOP

4 _{Centre d’études nordiques & Département de géologie et de génie géologique, Université Laval, Québec, Qc,}

Canada G1V 0A6

5 _{Geological Survey of Canada (Atlantic), Bedford Institute of Oceanography, P.O. Box 1006, Dartmouth, Nova}

Scotia B2Y 4A2, Canada

ABSTRACT

High-resolution bathymetric data acquired using a multibeam echosounder and an interferometric side-scan sonar allowed mapping for the first time the sublacustrine geomorphology of the lakes Pentecôte, Walker and Pasteur, three deep adjacent fjord-lakes of the Québec North Shore region (eastern Canada). These formerly glaciomarine sedimentary basin have been glacio-isostatically uplifted to form deep steep-sided elongated lakes. The key geographical position and their limnogeological characteristics typical of fjords show exceptional potential for paleoenvironmental reconstitutions at high resolution on a long period of time. A hydraulic potential modelling suggest that Lake Walker probably existed as a subglacial lake beneath the Laurentide Ice Sheet during the LGM suggesting that sediments could have escaped glacial erosion and may contain paleo-records of the last glaciation(s). These lakes, located near Younger Dryas morainic systems, were flooded during the Goldthwait Sea postglacial marine transgression and have preserved laminated sediment archives that recorded paleo-environmental changes that have occurred since the last deglaciation until today. Acoustic sub-bottom profiles acquired using a bi-frequency Chirp echosounder (3.5 & 12 kHz), together with cm-short and m-long sediment core data, reveal the presence of four sedimentary units. The acoustic basement (U1), related to the structural bedrock and/or the ice-contact sediments of the Laurentide Ice-Sheet reveals the presence of V-shaped bedrock valleys at the bottom of the lakes that possibly escaped glacial erosion. Moraines observed at the bottom of lake and in their structural valleys indicate an overall fast deglaciation punctuated by short-term

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ice margin stabilizations. Following ice-retreat and their isolation, the fjord-lakes were filled by thick sequence of rhythmically laminated silts and clays (U2) deposited during marine and/or glaciolacustrine settings which were disturbed by mass-movements during the deglaciation. AMS 14C dating reveals that the deglaciation of the lakes Pentecôte and Walker watersheds and the development of para- and postglacial conditions occurred at <7995 – 8160 and <7845–7950 cal BP respectively. The development of the long lake-head river delta plain during the Holocene, generated a constant source of fluvial sediments supply (U3) and the formation of crescentic and creeping bedforms on the sublacustrine deltas slope. Lakes reveal in the upper (i. e. ~4 to ~6.5 m) of their sediment infill a continuous para- to postglacial sediment record (U4) that contain laminated sediment (possibly varves) and series of rapidly deposited layers. These organic-rich sediments shows that low rates of sediment accumulation have prevailed in the lakes since the deglaciation of their watershed and have decreased during the Holocene.

RÉSUMÉ

Des données bathymétriques à haute résolution acquises à l'aide d’un sonar multifaisceaux et d’un sonar interféromètrique ont permis de cartographier pour la première fois la géomorphologie subaquatique des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur, trois fjords lacustres profonds et rapproché sur la Côte-Nord (Est du Canada). Ces anciens bassins sédimentaires glaciomarins, ont été isolés par le relèvement glacio-isostatique pour évoluer en lacs profonds et allongés aux versants abrupts. Leur position géographique clé et leurs caractéristiques limnogéologiques typiques des fjords présentent un potentiel exceptionnel pour des reconstitutions paléoenvironnementales à haute résolution sur une longue période de temps. Une modélisation du potentiel hydraulique suggère que le Lac Walker a probablement existé en tant que lac sous-glaciaire sous l’Inlandsis laurentidien pendant le Dernier maximum glaciaire, suggérant que des sédiments pourraient avoir échappé à l'érosion glaciaire et contenir des paléo-enregistrements de la et/ou des dernière(s) glaciation(s). Ces lacs, localisés à proximité des systèmes morainiques du Dryas récent et inondés lors de la transgression marine postglaciaire de la Mer de Goldthwait, ont préservé des archives sédimentaires laminées jusqu'à aujourd'hui, enregistrant les changements paléoenvironnementaux produits depuis la dernière déglaciation. Les profils acoustiques de sous-surfaces acquis à l'aide d'un Chirp bi-fréquences (3.5 et 12 kHz) ainsi que les carottes de sédiment ont révélé la présence de quatre unités sédimentaires. Le soubassement acoustique (U1), c.-à-d. le socle rocheux et/ou les sédiments de contact glaciaire, révèle la présence de vallées rocheuses en forme de V au fond des lacs qui ont possiblement échappé à l’érosion glaciaire. Les moraines observées dans les lacs et à l’embouchure de leur vallée structurale indiquent une déglaciation rapide ponctuée par de courtes stabilisations glaciaires. Au cours de la déglaciation et à la suite de leur isolation, les lacs ont été remplis par d’épais sédiments rythmiquement laminés de silts et d’argile (U2) déposés pendant l’épisode marin et/ou glaciolacustre, qui ont été perturbée par des mouvements de masse durant la déglaciation. Des datations AMS 14_{C révèlent que la}