Géomorphologie et stratigraphie Quaternaire de
systèmes de fjords-lacustres du Québec-Labrador
Thèse
Annie-Pier Trottier
Doctorat en sciences géographiques
Philosophiæ doctor (Ph. D.)
RÉSUMÉ
Les sédiments contenus dans les fjords offrent un excellent potentiel de reconstitution paléoenvironnementale, et ce, à haute résolution, puisque ces anciennes vallées glaciaires généralement situées à la confluence du domaine continental et marin sont caractérisées par de hauts taux de sédimentation. Les fjords sont formés de longues vallées étroites et profondes ayant été modelées à plusieurs reprises au cours de cycles glaciaires et interglaciaires. Ils contiennent typiquement des dépôts et formes de terrain qui témoignent des variations des anciennes marges glaciaires. Certains fjords peuvent aussi appartenir au domaine lacustre, et ce, en milieux alpins ou en périphérie d’anciennes zones recouvertes par un glacier où les vallées ont été ennoyées par les eaux de fonte et/ou les eaux marines, mais que le relèvement glacio-isostatique combiné à la régression marine postglaciaire les a émergés et isolés.
Plusieurs fjords-lacustres sont présents au Québec et au Labrador, mais leur évolution depuis la dernière glaciation reste peu documentée puisque la plupart de leurs analogues lacustres dans d’autres régions du monde ont encore aujourd’hui des langues glaciaires dans leur bassin versant, ou sont situés en milieux alpin où aucune transgression marine n’a jamais eu lieu. Une approche combinant les technologies hydro-acoustiques telle que la bathymétrie multifaisceaux et les profils de sous-surface permet de visualiser à haute résolution la morpho-stratigraphie de bassins subaquatiques afin d’analyser les processus majeurs ayant modelé leur bassin et de mieux comprendre leur dynamique sédimentaire passée et récente. Une telle approche appliquée dans des fjords-lacustres situés à des endroits stratégiques permettrait d’ailleurs de raffiner l’histoire de la déglaciation tardi-quaternaire dans certaines régions où les reconstitutions paléoenvironnementales sont peu nombreuses.
Cette thèse présente et analyse les données bathymétriques et sismo-stratigraphiques à haute résolution de huit fjords-lacustres du Québec (lacs Mékinac, Jacques-Cartier, Pohénégamook, Témiscouata, Pentecôte, Walker et Pasteur) et du Labrador (Lac Grand), ainsi que les modèles numériques de terrain (MNT) de leur vallée et environs. L’analyse géomorphologique et sismo-stratigraphique des huit lacs a permis de 1) reconstituer la séquence de déglaciation en Mauricie et dans l’est du Labrador; 2) raffiner la position du complexe morainique Mars-Batiscan ainsi que la limite de la mer de Champlain sur la rive nord du Saint-Laurent; 3) mieux comprendre la dynamique du retrait glaciaire dans les fjords de Mékinac et Grand durant les périodes de refroidissements climatiques du Dryas récent et de l’événement de 8.2 ka BP; et 4) construire un modèle d’évolution morpho-stratigraphique des fjords-lacustres du Québec et du Labrador, de la déglaciation à aujourd’hui.
ABSTRACT
Sediments contained in fjords have a high potential to reconstruct paleoenvironmental changes since these glacial valleys located at the interface of continent and ocean are generally characterized by high sedimentation rates. Fjords are long narrow valleys that were deeply incised during successive glaciations and interglacial periods. They typically contain glacial deposits and landforms that inform on past variations of ice margins. Fjords can also exist in lacustrine environments, such as in alpine area or formerly glaciated regions, where the glacio-isostatic rebound combined with the postglacial marine regression isolated the fjord from the sea.
Many fjord-lakes are found in Québec and Labrador, but the evolution of these lacustrine basins since deglaciation is poorly documented, as many worldwide analogues of these type of lakes are still glaciated today, or are located in alpine regions where no marine transgression ever occurred. Hydroacoustic technologies such as multibeam bathymetry and sub-bottom profiles allow visualizing at a high resolution the morpho-stratigraphy of subaquatic basins in order to interpret the major events that modeled their basins and lead to a better understanding of their past and modern sedimentary dynamics. Using such an approach in fjord-lakes located at key locations would also allow refining history of last glaciation in areas where only few paleoenvironmental studies exist.
This thesis reports and describes multibeam bathymetry data and sub-bottom profiles collected in eight fjord-lakes of Québec (lakes Mékinac, Jacques-Cartier, Pohénégamook, Témiscouata, Pentecôte, Walker & Pasteur) and Labrador (Grand Lake), as well as Digital Elevation Model (DEM) of their valleys and surrounding areas. The analysis that combine geomorphology and sismo-stratigraphy allow: 1) reconstructing the sequence of deglaciation in Mauricie (Southern Québec) and eastern Labrador; 2) refining the location of the Mars-Batiscan morainic belt as well as the transgression limit of the deglacial Champlain Sea on the north shore of the St. Lawrence River; 3) a better understanding of the dynamics of ice retreat in the fjords of Mékinac and Grand during climatic cold episodes (Younger Dryas and 8.2 ka BP event, respectively); and 4) establishing a model of morpho-stratigraphic evolution for fjord-lakes of Québec-Labrador, from deglaciation to the postglacial period.
TABLE DES MATIÈRES
Résumé ... ii
Abstract... iv
Table des matières ... vi
Liste des figures ... ix
Liste des tableaux ... xv
Remerciements ... xvii Avant-Propos ... xviii Introduction ...1 Problématique ...1 Objectifs ...5 Région d’étude ...6
Localisation du secteur d’étude ...6
Cadres physiographiques et paléogéographiques ...6
Études antérieures ... 18
Méthodologie ... 21
Bathymétrie multifaisceaux ... 21
Sismostratigraphie ... 23
Modèles numériques de terrain (MNT) ... 24
Chapitre 1: The morphosedimentary record of glacial to postglacial environmental changes in fJord-lake Mékinac and adjacent areas (Southeastern Canadian Shield) ... 25
1.1 Résumé ... 25 1.2 Abstract ... 27 1.3 Introduction ... 28 1.4 Regional setting ... 30 1.4.1 Deglacial history ... 31 1.5 Methods ... 32 1.6 Results ... 34 1.6.1 Geomorphology ... 34 1.6.2 Acoustic stratigraphy ... 42 1.7 Discussion ... 47
1.7.1 Stages of deglaciation ... 47
1.7.2 Proglacial landform assemblage in Mékinac fjord ... 52
1.7.3 Mass-movements ... 54
1.8 Summary and conclusions ... 57
1.9 Acknowledgements ... 58
1.10 References ... 58
Chapitre 2: Morphological signatures of deglaciation and postglacial sedimentary processes in a deep fjord-lake (Grand Lake, south-eastern Labrador) ... 66
2.1 Résumé ... 66 2.2 Abstract ... 67 2.3 Introduction ... 68 2.4 Regional setting ... 70 2.4.1 Lake physiography ... 70 2.4.2 Deglaciation history ... 70
2.4.3 Regional palaeoenvironmental studies ... 71
2.5 Methods ... 72
2.6 Results ... 73
2.6.1 Bathymetry ... 73
2.6.2 Acoustic stratigraphy ... 75
2.6.3 Deposits and landforms ... 80
2.7 Discussion ... 88
2.7.1 Deglacial sequence of the fjord ... 88
2.7.2 Deglacial gullies ... 93
2.7.3 Mass-movement deposits (MMDs) ... 94
2.7.4 Modern sedimentary processes ... 95
2.8 Conclusion ... 96
2.9 Acknowledgments ... 97
2.10 References ... 97
Chapitre 3: A Morpho-stratigraphic model for the Late-quaternary evolution of Fjord-lakes of Québec-Labrador ... 105 3.1 Résumé ... 105 3.2 Abstract ... 107 3.3 Introduction ... 108 3.4 Regional settings ... 110 3.4.1 Location of lakes ... 110
3.4.2 Regional seismicity ... 114 3.5 Methods ... 114 3.6 Results ... 115 3.6.1 Stratigraphy ... 115 3.6.2 Geomorphology ... 120 3.7 Discussion ... 129
3.7.1 Deglaciation to postglacial stratigraphy... 129
3.7.2 Deglaciation to postglacial morphology ... 132
3.7.3 Mass movement events and deposits ... 139
3.7.4 Conceptual model of sedimentation ... 141
3.8 Conclusion ... 146
3.9 References ... 148
Sommaire et conclusions ... 157
LISTE DES FIGURES
I
NTRODUCTIONFigure 0. 1: Localisation des lacs à l'étude (1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand) et répartition des provinces géologiques de l’est du Canada (Geological Survey of Canada, 1998). ...7 Figure 0. 2: Aléas sismiques dans l'est du Canada et localisation des zones sismiques actives : Zone sismique de l’Outaouais (ZSO), Zone sismique de Charlevoix-Kamouraska (ZSCK), Zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL) et Zone sismique du nord des Appalaches (ZSNA) (Ressources Naturelles Canada, 2018). Noter la position des lacs d’étude 1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand. ...8 Figure 0. 3: Répartition des zones de végétation et des domaines bioclimatiques du Québec. Noter la localisation des lacs d’étude numérotés en rouge : 1 Lac Mékinac, 2 Lac Jacques-Cartier, 3 Lac Pohénégamook, 4 Lac Témiscouata, 5 Lac Pentecôte, 6 Lac Walker, 7 Lac Pasteur, et 8 Lac Grand. Les données fournies par le MFFP (Gouv. Qc, www.foretouverte.gouv.qc.ca) couvrent uniquement le territoire du Québec, mais noter que Le Lac Grand (8) situé au Labrador est localisé dans le domaine bioclimatique de la pessière à lichens de la zone de végétation de type Taïga. ... 10 Figure 0. 4: Extension maximale de l’Inlandsis laurentidien dans l’est du Canada (Dyke, 2004) et localisation de ses trois dômes de glace (Occhietti, 1987). La ligne de partage des glaces est tracée en pointillé rouge. ... 14 Figure 0. 5: Séquence du retrait de l'Inlandsis laurentidien entre 18 ka BP et 6 ka BP. Les positions de la marge glaciaire sont tirées de Dyke (2004) et les orientations d’écoulement d’Occhietti (2001). Noter la position des lacs d’études numérotés en rouge de 1 à 8 (1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand). ... 15 Figure 0. 6: Répartition des grands fronts morainiques (traits rouges), du lac glaciaire Ojibway (polygone bleu foncé) et des limites d’invasions marines (polygone bleu pâle) dans l’est du Canada (adapté de Dyke, 2004 & Occhietti et al., 2011). Noter la position des lacs d'étude numérotés de 1 à 8 (1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand). ... 17 Figure 0. 7: Cartes bathymétriques à haute résolution des huit lacs d'étude réalisées avec différents sonars et échosondeurs multifaisceux. ... 21 Figure 0. 8: Profils de sous-surface prélevés dans les huit lacs d'étude et fréquence utilisée lors de l’acquisition... 23 Figure 0. 9: Étendue des profils de sous-surface prélevés dans le Lac Témiscouata avec l’instrument de de type Kongsberg GeoPulse. ... 24
C
HAPITRE1
Figure 1. 1 : Location map of fjord-lake Mékinac with the deglacial Champlain Sea limit and Saint-Narcisse and Mars-Batiscan morainic complexes (Occhietti et al., 2011). The dotted black line represents the boundary between the Appalachian, St. Lawrence Lowlands, and Canadian Shield geological provinces (Geological Survey of Canada, 1998). ... 30
Figure 1. 2 : Extent of the high-resolution bathymetry coverage and survey pattern of the low-frequency (3.5 kHz) acoustic sub-bottom profiles. The large white lines represent the profiles shown in this study. ... 33 Figure 1. 3: Map of the DEM coupled with high-resolution bathymetry imagery of Lake Mékinac showing the terrestrial glacial landforms in the surrounding area of the fjord-lake. The mapped landforms within the black reference boxes are shown in Figures 1.4–1.7,. The Champlain Sea limit of 200 m asl is shown by the black contour line. ... 34 Figure 1. 4: Examples of crag-and-tail (A) and glacial lineations (B) observed on the DEM around fjord-lake Mékinac. In B, the black arrows point out the lineations and the past ice flow direction, oriented N–S or NW–SE. ... 35 Figure 1. 5: Examples of recessional morainic ridges observed on the DEM around fjord-lake Mékinac. Note that the morainic ridges are laterally aligned, have an average spacing of ~40 m, and together form a large morainic belt that extends over >35 km (see Fig. 1.3). Black arrows point out the morainic ridges and the past ice flow direction, oriented NW–SE... 36 Figure 1. 6: Examples of eskers observed on the DEM north of fjord-lake Mékinac; A) short deranged eskers and B) subparallel eskers. In general, the subparallel eskers are observed in the valleys and follow valley orientation. The dotted red line shows the extent of outwash fans. ... 37 Figure 1. 7: Example of morphological differences between valleys located below (A) and above (B) the Champlain Sea limit. A dense network of gullies formed during the forced regression is shown by arrows in A. Arrows identify sharp-edged fluvial terraces in B... 38 Figure 1. 8: High-resolution swath bathymetry image of Lake Mékinac (resolution 2 m) with contour lines every 25 m, coupled with a DEM (resolution 1 m) of the surrounding area. Lacustrine morphological details are presented in Fig. 1.9 on 3D maps. Note the distinction between the northern and southern basins. ... 39 Figure 1. 9: Three-dimensional view of the high-resolution swath bathymetry of Lake Mékinac; A) the northern sector, B) central sill, and C) southern sector. The continuous black lines show scarps, and the dotted black lines show the extent of mass movement deposits. The direction of mass movements is shown by large black arrows. White spirals represent circular basins, and spiked lines represent frontal moraines. Deltaic morphologies are presented in A, with the delta’s maximum extent traced by a white-dotted line. The channel margins are traced by continuous white lines. ... 41 Figure 1. 10 : Acoustic sub-bottom profiles (3.5 kHz) showing the stratigraphic succession in A) the northern sector near the Du-Milieu River mouth, B) the central sill, and C) the southern sector near the lake outlet. Note that the surface of MMDs in U4 are shown with dashed green lines rather than a continuous line as for the other U4 surfaces. In A, the acoustic penetration increases away from the river mouth, and sediment waves are observed on top of U3 and inside U4. U2 is observed strictly in the southern sector. U3 & U4 are merged in the central and southern sectors, as no visible reflection allows for distinguishing them. ... 44 Figure 1. 11: Three-dimensional view of the high-resolution swath bathymetry and acoustic sub-bottom profiles showing the two large mass movement complexes at the northern extremity of Lake Mékinac. On the bathymetry imagery, the black dotted lines show the MMD extent, arrows show the direction of mass movements, undulated back lines show compression ridges, and continuous black lines show scarps. Profile A was acquired at a frequency of 12 kHz and profile B at 3.5 kHz. Both acoustic sub-bottom profiles show that the western MMD complex is located at the top of the stratigraphic sequence, as the eastern MMD is buried inside or under U3 (profile B–B’). Note also that the buried MMD (B–B’) has compression ridges at its surface, and they are preserved by the draping geometry of the uppermost U4. ... 46
Figure 1. 12: Three-dimensional view of the high-resolution swath bathymetry and an acoustic sub-bottom profile (12 kHz) showing the central morainic sill formed by flat, shallow surfaces and deep, circular basins. The spiked lines represent frontal moraines. The acoustic sub-bottom profile shows that the deep basins are filled by MMDs. ... 47 Figure 1. 13: Diagram of the deglacial sequence in the Mékinac fjord and the evolution of the fjord-lake morphostratigraphy from deglaciation to the postglacial period. U1 Till or bedrock; U2 Glaciomarine unit; U3 Paraglacial unit; and U4 Postglacial unit. ... 48 Figure 1. 14: Assemblage of the glacial and postglacial landforms mapped in Lake Mékinac and the surrounding terrain and a summary of their respective interpretation... 50 Figure 1. 15: Diagram of the landform assemblage formed in fjord-lake Mékinac during the Mars-Batiscan phase. The high proglacial discharge at the ice front generated turbidity currents that carved a channel, whereas stagnant ice formed circular basins and noneroded sediments now form lateral shelves. The Mars-Batiscan morainic complex is composed of five different frontal moraines, indicating that the ice margin stabilized five times in the southern basin of fjord-lake Mékinac during the Younger Dryas. ... 53 Figure 1. 16: DEM and bathymetry imagery showing ancient levels of fluvial terraces in the valley of Du-Milieu River (190 m, 180 m, and 170 m asl) and two MMDs at the prior river mouths that show a lobate morphology and compression ridges at their front. Note the 180 m and 170 m terraces that are perpendicular to the northeastern bay and form topographic boundaries between the bay and the fluvial valley. The catastrophic event was probably triggered by a glacial outburst flood when the water level was ≥190 m asl and the Du-Milieu River entered into both bays. Note that the thin dashed black line shows the extent of postglacial MMDs. ... 55 Figure 1. 17: MMD distribution and timing based on the morphostratigraphic analysis of the deposits. The widespread distribution of the postglacial MMDs suggests a possible seismic trigger. ... 56
C
HAPITRE2
Figure 2. 1 : Location map of Grand Lake in the eastern Canadian Shield and its paleoenvironmental context around 8.45 ka. Red lines show the Cockburn morainic complex (CMC) on Baffin Island and the Sebaskachu moraine near Grand Lake. The extension of the Laurentide Ice Sheet (LIS) and Glacial Lake Agassiz-Ojibway are from Dyke (2004). ... 71 Figure 2. 2 : (a) High-resolution swath bathymetry map of Grand Lake. Spiked black lines represent geological faults formed during the Grenville Orogen (Green, 1974). Note the Sebaskachu moraine (~ 8.45 cal. ka) located 4 km downstream of the lake outlet. (b) Profiling survey pattern of the acoustic sub-bottom profiles were acquired using a Knudsen 3212 (3.5 kHz). Dark lines show the profiles presented in this paper. Note that survey lines were run perpendicular to each other to better visualise the distribution of the acoustic units within the lake basin. ... 73 Figure 2. 3: Swath bathymetry images showing the sublacustrine geomorphology of Grand Lake. The white dotted lines represent mass-movement scarps, and the black dotted lines represent the extent of the depositional lobes. SW: sediment waves; HT: hummocky topography; UP: undisturbed plateau; GU: gullies; SI: stream input; DL: deposited lobes; CC: central channel. Morainic sills are shown by bold black lines and hummocky moraine (HM) is represented by the dotted black frame. ... 74 Figure 2. 4: Acoustic sub-bottom profiles showing: the filling of the deep trough by glaciomarine sediments (U2b) at the fjord head (Profile A); buried sediment waves in paraglacial sediments (U3a) in the deep central basin (Profile B); and a morainic sill near the fjord outlet (Profile C). Note that in
Profile C, the cross-cutting relationship between U1 and U2a is unclear. Sedimentation rates are lower within the fjord axis with thicker units at the fjord head and thinner units at the fjord outlet. MMD: mass-movement deposit. ... 77 Figure 2. 5: Acoustic profile showing the transition from U3a to U3b away from the river mouth. As the profile is located near the sidewall, it is unclear if the buried undulations observed on the upper slope (U3a) are sediment waves from the Naskaupi River delta or distal gullies from the sidewalls. Note that the acoustic penetration increases away from the river mouth (from west to east) and stacked distal turbidites that form U3b are observed in the central basin. Refer to Figure 2.3b for the location of the profile. Note that side-echo refraction from the steep sidewalls is observed over U1. ... 79 Figure 2. 6: Three-dimensional view of the high-resolution swath bathymetry of the deltas at the Beaver (A) and Naskaupi (B) river mouths illustrating the sediment waves on their frontal slopes. The acoustic sub-bottom profiles present the recent deltaic sediments (U3a) having a greater acoustic penetration away from the river mouth. For the Beaver River delta, the white dashed line on the multibeam bathymetry image represents a mass-movement scarp. ... 80 Figure 2. 7: Swath bathymetry image and acoustic sub-bottom profiles showing the dense network of gullies on the steep sidewalls of Grand Lake. Acoustic sub-bottom profiles illustrate that gullies were carved in U1. Profiles A and B show that the base of the gullies that reach the deep central basin are buried under the glaciomarine unit (U2) and mass-movement deposits (MMD). Note that in Profile A, the acoustically transparent unit showing internal hyperboles over U1 is interpreted as a side-echo refraction from the steep rocky sidewalls. Profile C demonstrates that the shallow sections of the gullies were conformably draped by U2 and U3. Refer to Figure 2.3b for the location of profiles B and C. ... 82 Figure 2. 8: Swath bathymetry image and an acoustic sub-bottom profile showing the widespread MMD along the south-eastern margin of the central basin. On the bathymetry image, a white dashed line represents the mass-movement scarp, and the black dashed lines represent the extent of the deposited lobe. MS: morainic sill, DL: depositional lobe, HT: hummocky topography, and GU: gullies. Note the small-scale sediment waves on the two northern lateral banks. The acoustic sub-bottom profiles also show the horizon in which the failure occurred, the headscarp of the mass movement and its associated chaotic deposit. ... 83 Figure 2. 9: Three different types of MMDs in Grand Lake: small lenses at the slope toe (Profile A); stacked chaotic deposits near the Beaver River delta (Profile B); and the widespread MMD along the south-eastern margin of the central basin (Profile C). ... 84 Figure 2. 10: Swath bathymetry image and an acoustic sub-bottom profile showing the complex morphostratigraphy of the fjord-lake outlet. White dotted lines on the swath bathymetry image represent mass-movement scarps, and the extent of the deposited lobes (DL) are traced by black dotted lines. The thin black lines represent the central channel (CC) limits, and the thick black lines represent the crests of morainic sills. Other represented morphology: undisturbed plateau (UP), sediment waves (SW) and gullies (GU). Note that SW are strictly observed on small banks. The morainic sills are also shown on the acoustic sub-bottom Profile A (U1), and the central channel is shown in profiles B and C. Buried mass-movement deposits are also present in profiles B and C... 86 Figure 2. 11: Glacial landforms in the area surrounding Grand Lake illustrating the direction of ice flow (red arrows). Similar small-scale glacial lineations (<1 km) are shown in A, B and C; all of these point toward Lake Melville. Note that the ice stream shown in C was reported previously by Margold et al., (2018). Larger glacial lineations (≥3 km) are shown in E, and all focus toward the NE. In C, frontal moraines are shown at the lake outlet by yellow arrows, and the moraines are traced by continuous yellow lines in the general map. The numerous glacial lineations that follow two different orientations indicate that two distinct ice streams occupied the region: one draining the Laurentide Ice Sheet toward the NE and the other draining toward Lake Melville. ... 87
Figure 2. 12: The timing and orientation of ice streams based on the morphology and distribution of glacial lineations. The large-scale glacial lineations observed north of Lake Melville and that point to the NE suggest that a first ice stream (t1) drained the Laurentide Ice Sheet (LIS) toward north-eastern
Labrador. The smaller scale glacial lineations focused toward Lake Melville indicate that a second (t2) ice stream of shorter duration drained the LIS into Lake Melville. The ice drainage pattern of the
LIS was reorganised during the calving bay episode of Lake Melville, shifting from ice stream t1 to
ice stream t2. ... 90 Figure 2. 13: Deglaciation sequence of the fjord showing the positions of ice-margin stabilisation. Note that (1) a terrestrial moraine without any sublacustrine continuity is observed between the fourth and sixth morainic sills; and (2) no ice-margin stabilisation occurred in the deep basin. The graduated arrow represents the ice retreat pattern relative to the quantity and proximity of the moraines. The first ice-margin stabilisation phase corresponds to the Sebaskachu moraine dated at ~8.2 cal ka (Fulton & Hodgson, 1979). The red star shows the location of the 10Be dates (8.6 cal ka BP) from
Ullman et al. (2016). ... 91
C
HAPITRE3
Figure 3. 1: Location map of the studied fjord-lakes in Quebec-Labrador with geological provinces of eastern Canada and active seismic zones. The lakes are mainly distributed in the Canadian Shield geological province (Lake 1) Mékinac, 2) Jacques-Cartier, 5) Pentecôte, 6) Walker, 7) Pasteur, and 8) Grand), but two lakes are located in the Appalachians piedmont (Lake 3) Pohénégamook and 4) Témiscouata). WQSZ: Western Quebec seismic zone; CKSZ: Charlevoix-Kamouraska seismic zone; NASZ: Northern Appalachian seismic zone; LSLSZ: Lower St. Lawrence seismic zone. Limits of the geological provinces are from Geological Survey of Canada (1998) and location of seismic zones are from Natural Resources Canada (2013). ... 111 Figure 3. 2: Examples of deltaic morphologies observed into the studied lakes. Note that the CSB are only observed upslope into small channels whereas large SW are observed downslope and cover the delta widths. ... 121 Figure 3. 3: High-resolution bathymetry images showing the four types of moraines observed into the studied lakes: A) an extensive hummocky moraine at the shallow output; B) a morainic sill into the central basin; C) a grounding zone wedge (GZW); and D) a morainic complex formed of multiple closely-spaced morainic sills. Note that white dotted lines show the margins of the central channel. ... 122 Figure 3. 4: High-resolution bathymetry images showing the esker in Lake Jacques-Cartier and Pohénégamook. Note that the esker follow the lake orientation. White dotted lines show the central channel margins. ... 124 Figure 3. 5: Bathymetry images showing the central channel in Lake Walker and Grand. Note that the channel in Lake Walker is located into the deep basin whereas in Lake Grand it is located near the morainic complex at the lake output. Both channels follow the lake axis and are bounded by lateral banks. Black and white dotted lines show the margins of the central channels. ... 125 Figure 3. 6: High-resolution bathymetry imageries showing circular basins (CB) in the deep basins of Lake Mékinac and Pentecôte. Note that the CB in Lake Mékinac (A) are located near depositional landforms such as moraines and lateral banks, whereas the CB in Lake Pentecôte are located into the deep central basin. White dotted lines show the central channel margins... 126 Figure 3. 7: High-resolution bathymetry images showing the two types of gullies observed into the studied lakes: A) gullies on steep slopes near MMDs; and B) extensive network of gullies eroded on the lateral sidewalls. Note the flat central basin of Lake Grand (b) with a total absence of landforms
such as lateral banks, central channel, circular basins, MMDs, etc. White dotted lines in A show the margins of the central channel. ... 127 Figure 3. 8: High-resolution bathymetry images showing mass-movement structures: A) scar and depositional lobes; and B) scar, hummocky bathymetry, compression ridges and gullies. Note the highly chaotic bottom floor of Lake Pohénégamook (B) without any distinct lobate deposits showing the mass-movement directions. ... 129 Figure 3. 9: Typical sub-bottom profiles of the studied lakes showing the variation of acoustic units with the decrease of elevation of the lakes. A) lakes located above the deglacial sea level recorded a fluvioglacial unit that is still visible on the acoustic sub-bottom profiles and form the acoustic basement. B) lakes located under but near the deglacial sea limit show a complex stratigraphy and topography. C) the long duration of glaciomarine transgression in lakes located at a low elevation deposited a thick glaciomarine sequence that filled the deep through and buried the deglacial landforms. ... 130 Figure 3. 10: Comparison between the morphology of a valley from the Canadian Shield (A: Lake Walker) and a valley from the Appalachian piedmont (B: Lake Témiscouata). Lake Walker valley is steeper and deeper, with a depth/width ratio of 0.21 vs the low and large Témiscouata valley that shows a ratio of 0.07. ... 134 Figure 3. 11: Diagram of the glacial modeling of fjord valleys in the Canadian Shield and the resulting landforms assemblage in fjord-lakes. A) The lateral extension of the ice at the opening of the valley reduce the erosion potential of the ice, leaving an uneroded sill in the bedrock. B) During the ice-retreat, the uneroded rocky sill forms an achor point where the ice-margin stabilizes and deposits a hummocky moraine. C) In proglacial environment, strong meltwater discharge can carve an extensive network of gullies on the steep lateral sidewalls, morainic sills can be deposited during ice margin stabilisation, turbidity currents delivered at the ice front can erode a central channel and iceberg can anchor and become dead ice-masses that prevent sedimentation at their anchor point and leave circular basins after their in situ melting. D) Postglacial landforms assemblage of a fjord-lake including MMDs that carved gullies into soft sediments, and deltaic landforms (CSB and SW). Note that esker can also be deposited on the floor of fjord-lakes but those are only observed on the bathymetry of lakes located above the deglacial sea level. Fjord-lakes located at low elevation show fewer deglacial landforms due to the burial effect of the long duration of the marine transgression into their former fjords. ... 138 Figure 3. 12: Conceptual model of the morphological evolution of Québec-Labrador fjord-lakes since last deglacial period. The morphological similarities between Québec-Labrador fjord-lakes and other type of fjords (A- glacial, B- marine and C- alpine fjord-lake) are related to the past deglacial, late-deglacial and paraglacial regime of Québec-Labrador lakes. ... 145
LISTE DES TABLEAUX
I
NTRODUCTIONTableau 0. 1:Caractéristiques des bassins versants des lacs à l'étude ...9 Tableau 0. 2 : Données météorologiques historiques de la région d'étude ... 12
C
HAPITRE1
Table 1.1: Acoustic units forming the stratigraphic succession of fjord-lake Mékinac based on the regional stratigraphic framework established by Normandeau et al. (2017). ... 43
C
HAPITRE2
Table 2. 1: Description and interpretation of acoustic units in Grand Lake, Labrador... 75
C
HAPITRE3
Table 3. 1: Characteristics of the tributary rivers of the fjord-lakes... 112 Table 3. 2: Characteristics and regional settings of the investigated fjord-lakes... 113 Table 3. 3: Summarize of the stratigraphic sequence with the acoustic facies properties and repartition into the fjord-lakes. ... 116 Table 3. 4: Maximal thickness of MMDs observed in the different stratigraphic units of each lake. ... 119 Table 3. 5: Landforms occurrence and distribution in the studied lakes. ... 120
Je dédie cette thèse à mon beau Nathan adoré. Comme je quitte finalement les bancs d’école, c’est à ton tour d’y faire ton entrée. La roue tourne! En espérant que tu t’y épanouisses autant que moi. Que tu aies toujours le courage de poursuivre tes rêves, de relever des défis et d’affronter tes peurs.
Avec de la curiosité et de la détermination, tout est à portée de main! Marraine t’aime mon grand
REMERCIEMENTS
Ce projet de recherche a été possible grâce au financement du Conseil national de Recherche en Sciences Naturelles et Génie du Canada (CRSNG), de la Fondation Canadienne pour l’Innovation (FCI), du Ministère de l’Éducation, des Loisirs et des Sports du Québec et du projet CRSNG Persistance. Le Centre d’Études Nordiques (CEN) aura aussi fourni un important soutien technique via le prêt du navire de recherche N/R Louis-Edmond-Hamelin.
Je tiens d’abord à remercier mon directeur, Patrick Lajeunesse, pour son encadrement et son écoute. Il a su me convaincre de mes capacités à effectuer un doctorat et je ne me serais jamais embarquée dans un projet d’une aussi grande envergure sans lui. Je suis également extrêmement reconnaissante de toutes les opportunités qu’il m’a offertes aux cours de mes études de 2e et 3e cycle en participant à
plusieurs expéditions de recherche à l’étranger à bord du navire N/R Maria S. Merian ainsi qu’en eaux canadiennes à bord du NGCC Amundsen. J’y ai développé un éventail d’aptitudes m’ayant fait grandir autant sur le plan personnel et professionnel.
Un merci tout particulier aussi à Pierre Francus et Alexandre Normandeau, pour leur encadrement, leur implication ainsi que leurs révisions de versions antérieures d’articles inclus dans cette thèse. Je tiens ensuite à remercier tous ceux qui ont contribué de près ou de loin à la réalisation de travaux de terrain: Daniel Deschênes, le capitaine du N/R Louis-Edmond-Hamelin, ainsi qu’Etienne Brouard, Pierre-Olivier Couette, Charles De GrandPré, Antoine Gagnon-Poiré, Gabriel Joyal et Antoine Morissette. Faire du terrain avec vous va certainement me manquer! Je tiens particulièrement à remercier Etienne Brouard, Antoine Gagnon-Poiré, Antoine Morissette et Alexandre Normandeau pour les nombreux commentaires et les multiples discussions qui ont aidé au cheminement de mes réflexions. Un merci tout particulier à Hugues Dorion et Jean-François Bernier qui m’auront aidé sur les derniers milles avec des détails cartographiques.
Je remercie également tout mon entourage, amis, famille et belle-famille pour leur support inestimable. Je remercie finalement Dominique Bernard pour son support inconditionnel et sa patience sans limites. Le doctorat aura été un parcours très éprouvant pour moi, autant sur le plan personnel que professionnel, et tu as su me rassurer quotidiennement, ce qui est loin d’être chose facile! Ton support moral m’aura permis de me surpasser et, sans toi, je n’aurais tout simplement pas pu mener à terme le rêve fou d’effectuer un doctorat. Merci!
AVANT-PROPOS
Cette thèse est organisée en six chapitres. La première section de la thèse est constituée de l’introduction dans laquelle sont présentés 1) la problématique et les objectifs du projet de recherche; 2) l’ensemble de la région d’étude, détaillant la géologie, la chronologie de la déglaciation tardi-quaternaire et la répartition des zones sismiques; et 3) la méthodologie utilisée, c’est-à-dire l’instrumentation ayant servi à l’acquisition de données, les logiciels de traitements, d’analyses et de visualisation des données ainsi que la source des données externes utilisées. Les chapitres deux à quatre, inclusivement, constituent le corps de la thèse. Il s’agit de trois articles rédigés en anglais à des fins de publications scientifiques évaluées par des pairs. Enfin, le dernier chapitre synthétise les principaux résultats de recherche et conclue la thèse.
Le premier article (Chapitre 1) intitulé «The morphosedimentary record of glacial to
postglacial environmental changes in fjord-lake Mékinac and adjacent areas (south Canadian Shield)» a été soumis en avril 2020 à la revue Geomorphology. Cet article raffine la chronologie de
la déglaciation Wisconsinienne durant l’épisode climatique froid du Dryas récent Tardif dans la région de la Mauricie (sud du Québec) et reconstruit l’évolution de la dynamique morpho-sédimentaire du Lac Mékinac, du tardi-quaternaire à la période postglaciaire. L’auteure y reprend des données bathymétriques et sismo-stratigraphiques qu’elle avait acquises dans le cadre de ses études de maîtrise en sciences géographiques portant sur les enregistrements sédimentaires tardi-quaternaires de la paléosismicité dans les lacs du sud du Québec. Annie-Pier Trottier, l’auteure de la thèse, est également l’auteure principale de cet article. Durant ses études de deuxième cycle, l’auteure avait effectué l’acquisition, le traitement et l’analyse préliminaire des données hydro-acoustiques du lacustre Mékinac. Enfin, l’auteure a approfondi son analyse morpho-stratigraphique du fjord-lacustre au cours de ses études doctorales et a procédé à la rédaction de la première version de cet article ainsi qu’à sa révision suivant les commentaires des co-auteurs (Patrick Lajeunesse, Etienne Brouard et Alexandre Normandeau).
Le second article (Chapitre 2) s’intitule: « Morphological signatures of deglaciation and
postglacial sedimentary processes in a deep fjord-lake (Grand Lake, south-eastern Labrador)».
L’article a été soumis à la revue Earth Surface Processes and Landforms (ESPL) en Janvier 2019, a été acceptée pour publication en Octobre 2019 et officiellement publié en Mars 2020. L’article présente de nouvelles données bathymétriques et sismo-stratigraphiquesune récoltées dans le fjord-lacustre de Grand au sud-est du Labrador et analyse la séquence de déglaciation tardi-quaternaire de la région ainsi que l’évolution morpho-stratigraphique subséquente du fjord-lacustre. L’auteure de
cette thèse, Annie-Pier Trottier, est également l’auteure principale de cet article et a procédé à l’acquisition, au traitement et à l’analyse des données, ainsi qu’à la rédaction de la version originale du manuscrit. L’auteur a aussi corrigé plusieurs versions préliminaires de l’article en fonction des commentaires des co-auteurs (Patrick Lajeunesse, Antoine Gagnon-Poiré et Pierre Francus), d’évaluateurs externes (Etienne Brouard et Pierre Dietrich) ainsi que des réviseurs de la revue ESPL.
Le troisième et dernier article (Chapitre 3) s’intitule: «A Morpho-stratigraphic model for the
Late-Quaternary evolution of fjord-lakes of Québec-Labrador». Cet article dont une version
ultérieure sera soumise à Frontiers in Earth Sciences reprend une vaste banque de données hydro-acoustiques de lacs du Québec et du Labrador ayant été récoltée, notamment, dans le cadre de plusieurs projets de recherche d’anciens étudiants à la maîtrise du Laboratoire de Géosciences
Marines (LGM). L’auteure de cette thèse, Annie-Pier Trottier, a d’ailleurs participé à plusieurs
campagnes de terrain durant lesquelles la cartographie des lacs a été réalisée. L’article fait la synthèse des études paléogéographiques antérieures, établit le cadre morpho-stratigraphique des fjord-lacustres du Québec et du Labrador, et conceptualise leur évolution morphologique en fonction de la géologie structurale, la déglaciation, les limites d’invasions marines et la sismicité. Annie-Pier Trottier est également l’auteure principale de cet article et a effectué la rédaction de sa version originale. Les versions préliminaires de l’article ont aussi été révisées par l’auteure principale en fonction des corrections suggérées par ses co-auteurs (Patrick Lajeunesse, Antoine Gagnon-Poiré, Antoine Morissette, Alexandre Normandeau et Geneviève Philibert).
INTRODUCTION
Problématique
Les fjords sont des estuaires profonds constitués de vallées structurales ennoyées qui ont été modelées par la succession de processus érosifs fluviaux (Evans, 2003; Lajeunesse, 2014) et glaciaires (Syvitski et al., 1986; Syvitski & Shaw, 1995; Evans, 2003) passés. Ces bassins profonds sont le produit direct des variations passées du niveau marin relatif et des marges glaciaires. Ces structures côtières sont prédominantes en régions montagneuses au-delà des latitudes 43°N et 42°S et se concentrent notamment en Scandinavie, au Groenland, dans l’Arctique canadien, en Colombie-Britannique, au Chili et en Nouvelle-Zélande. Certains fjords des hautes latitudes sont par endroits encore occupés par des langues glaciaires, alors que d’autres sont totalement libres de glace et reçoivent à leur tête des apports fluvioglaciaires provenant de la fonte des glaciers qui occupent l’amont de leur bassin versant, ou tout simplement fluviaux lors d’une absence totale de glace.
Le contexte océanographique des fjords établit les prémices régissant la répartition des sédiments dans leur bassin et leurs patrons de déposition. Vu leur positionnement à la confluence du domaine continental et marin, les fjords constituent une zone de transition où la répartition des sédiments est dominée par la circulation estuarienne, dont la base est régie par la densité de l’eau, laquelle est fonction de sa température, salinité et charge sédimentaire (Syvitski & Praeg, 1989; Domack & Ishman, 1993; Syvitski & Shaw, 1995; Caceres et al., 2002, 2003). En effet, la différence de densité entre un courant et son milieu d’accueil déterminera la distance d’écoulement, de transport et de déposition des sédiments.Les premières études scientifiques effectuées sur les fjords au début du 20e siècle portaient d’ailleurs sur les principes fondamentaux de la circulation dans ces estuaires
profonds et ont établi les grands concepts de base de l’océanographie des fjords, soit la stratification de la colonne d’eau et les différents types d’écoulement qu’on y retrouve (Grau, 1900; Helland-Hansen, 1906; Saelen, 1950). Les eaux des fjords sont caractérisés par un gradient physique et chimique très fort le long de leur axe principal ainsi qu’à l’intérieur même de la colonne d’eau provenant du mélange d’eaux douces continentales chargées en sédiments et d’eaux marines denses et salées (Syvitski et al., 1986; Syvitski & Shaw, 1995; Forwick et al., 2010; Hjelstuen et al., 2013; Ross et al., 2014).
La sédimentation peut toutefois être dominée autant par des apports glaciaires, fluviaux, côtiers, éoliens et marins que par la remobilisation de versants (e.g., Syvitski & Shaw, 1995; Boyd et al., 2008; Cowan et al., 2010; Forwick et al., 2010; Forwick & Vorren, 2011; Waldmann et al., 2010;
Dowdeswell & Vásquez, 2013; Hjelstuen et al., 2013). Les faciès sédimentaires observés dans les fjords sont donc le résultat de l’agencement d’une panoplie de variables, dont le degré d’importance varie selon le contexte physiographique spécifique d’un fjord. Il ne s’agit toutefois pas de systèmes statiques puisque les processus dominant la sédimentation d’un fjord peuvent varier autant sur une échelle saisonnière, annuelle, décennale et centenaire, que pluri-milléniale (Mullins & Hinchey, 1989; Syvitski & Shaw, 1995; Desloges & Gilbert, 1998; Gilbert & Butler, 2004). Tout comme les sources d’apport sédimentaire, les taux de sédimentation des fjords montrent aussiune très grande variabilité : non seulement ils fluctuent selon le milieu (glaciaire, périglaciaire, postglaciaire) et le climat (arctique, subarctique, tempéré), mais un gradient des taux de sédimentation est aussi observé à l’intérieur même d’un fjord, avec une diminution quasi exponentielle suivant l’axe de celui-ci (Domack & Ishman, 1993; Gilbert & Butler, 2004).
À la suite d’un retrait glaciaire, un fjord peut aussi être transformé en milieu lacustre lors d’une baisse eustatique et/ou d’un réajustement glacio-isostatique du continent. L’émersion d’un fjord entraîne une régression marine et une transition progressive d’un milieu marin vers un milieu saumâtre, puis d’eau douce (Syvitski et al., 1986; Syvitski & Shaw, 1995; Caceres et al., 2001, 2003). Contrairement à leurs analogues marins où prédominent le contexte océanographique aux multiples paramètres, la sédimentation s’effectuant dans un fjord-lacustre est beaucoup moins complexe puisqu’il s’agit d’un bassin fermé d’eau douce où la répartition des sédiments est principalement régie par la charge sédimentaire des affluents. Il existe ainsi une très grande diversité de fjords et plusieurs termes sont utilisés dans la littérature pour leur faire référence, tel lac (p. ex. : Lac du Bourget), rivière (p. ex. : Rivière Saguenay), bras de mer (p. ex. : Scott inlet), baie (p. ex. : Merchant’s Bay), etc. Or, même si la dynamique et l’évolution morpho-sédimentaire des fjords marins a fait l’objet d’études depuis près d’un siècle et a été modélisée à diverses reprises (e.g., Powell, 1981; Syvitski & Shaw, 1995; Forwick & Vorren, 2011), celles des fjords-lacustres restent peu documentées à ce jour.
Malgré la grande diversité d’environnements où sont observés les fjords, ils partagent tous une configuration semblable caractérisée par des bassins longs, étroits et profonds avec des parois latérales très abruptes. Un lac de grande ampleur situé au-dessus de la limite marine peut aussi être considéré comme fjord-lacustre s’il possède les caractéristiques morphologiques de base mentionnées ci-dessus, et qu’il occupe une vallée glaciaire qui a autrefois été ennoyée par des eaux de fonte durant la déglaciation (Eyles et al., 1990, 1991, 2000; Mullins et al., 1990). La morphologie typiquement très profonde des fjords et fjords-lacustres leur octroie un haut potentiel de reconstitution paléoclimatique en agissant comme véritables pièges à sédiments, d’autant plus que leurs taux de sédimentation élevés permettent un enregistrement des oscillations climatiques à une haute résolution
temporelle (e.g., Mullins & Hinchey, 1989; Eyles et al., 1990; Eyles et al., 1991; Syvitski & Shaw, 1995; Cowan et al., 2010; Forwick et al., 2010; Hjelstuen et al., 2013).
L’essor de technologies hydro-acoustiques tels que les sonars bathymétriques multifaisceaux et les profileurs de sous-surface a permis de mieux comprendre la dynamique morpho-sédimentaire des fjords en imageant à haute résolution la morphologie et la stratigraphie de ces bassins profonds. Ces deux types d’instruments sont d’ailleurs très complémentaires l’un à l’autre puisque même si le passage d’un glacier dans un fjord dépose des formes reliques qui témoignent de la dynamique passée des marges glaciaires telles que des moraines, des linéations, des eskers, des fans, etc. (Evans, 2003; Dowdeswell et al., 2008; Batchelor & Dowdeswell, 2015; Dowdeswell et al., 2016), celles-ci peuvent être ensevelies sous la sédimentation paraglaciaire et postglaciaire et être difficilement identifiables sur la bathymétrie. En imageant de multiples dépôts de glissements empilés, les études par relevés hydro-acoustiques ont aussi permis d’établir que les fjords sont sujets aux mouvements de masse, et ce, de façon récurrente vu leurs pentes latérales abruptes, leurs hauts taux de sédimentation et les rebonds glacio-isostatiques exceptionnellement élevés qui suivent un retrait glaciaire (Syvitski & Shaw, 1995; Hampton et al., 1996; Locat & Lee, 2002).
Plusieurs études portant sur des reconstitutions tardi-quaternaires du dernier retrait glaciaire ont ainsi été effectuées par relevés hydro-acoustiques dans des fjords (e.g., Aarseth, 1997; Ó Cofaigh, 1998; Forwick et al., 2010; Dowdeswell & Vásquez, 2013; Hjelstuen et al., 2013; Kempf et al., 2013; Dowdeswell et al., 2016; Van Daele et al., 2016) et fjords-lacustres (e.g., Strasser et al., 2007; Bertrand et al., 2008; Boyd et al., 2008; Fanetti et al., 2008; Hilbe et al., 2011; Hilbe & Anselmetti, 2014). Ces études ont permis de raffiner localement la séquence de déglaciation en reconstruisant la chronologie du dernier retrait glaciaire et de mieux cerner les enjeux locaux associés aux aléas naturels en identifiant la récurrence d’événements catastrophiques et la nature des dépôts en place. La séquence de déglaciation globale de l’est de l’Amérique du Nord est en général bien comprise et documentée, avec les grands tracés des isochrones de positionnement de la marge de l’Inlandsis laurentidien, les limites maximales d’invasions marines, les extensions des grands lacs proglaciaires ainsi que les principaux épisodes climatiques ayant influencé la chronologie de la déglaciation tel que le Dryas récent (e.g., Dyke, 2004; Occhietti et al., 2011). Or, la déglaciation ne s’est pas effectuée de façon synchrone sur tout le territoire Nord-Américain et l’Inlandsis laurentidien s’est subdivisé en plusieurs calottes de glace résiduelles qui ont persisté sur certains haut sommets, telle la Calotte glaciaire Notre-Dame dans les Appalaches (Morissette et al., 2020), ainsi qu’en lobes glaciaires occupants les fonds de vallée, tel le lobe de Charlevoix (Brouard et al., 2016). La subdivision de l’Inlandsis laurentidien a ainsi engendré de nombreuses fluctuations locales des marges glaciaires,
lesquelles ont contribué à la formation d’une chronologie de déglaciation propre à chaque région et vallée selon leur contexte physiographique. L’historique de la déglaciation de certaines régions mériterait d’être rafinée, en détaillant localement la chronologie du dernier retrait glaciaire en fonction de la topographie, des variations du niveau marin et des grands épisodes climatiques.
L’analyse de données hydro-acoustiques prélevées dans des fjord-lacustres du Québec et du Labrador permettrait d’imager et étudier leur évolution morpho-stratigraphique depuis la dernière déglaciation jusqu’à aujourd’hui et de raffiner localement la séquence de déglaciation tardi-quaternaire propre à chaque fjord. L’analyse de la bathymétrie multifaisceaux à haute résolution et de profils sismo-stratigraphiques de nombreux fjord-lacustres du Québec et du Labrador permettrait ainsi d’établir les prémices d’un modèle d’évolution géomorphologique et stratigraphique de ces lacs et de mieux comprendre les dynamiques morpho-sédimentaires régionales passées et actuelles, ce qui favoriserait notamment une meilleure gestion des risques naturels.
Objectifs
L’objectif principal de cette recherche est de reconstituer l’évolution tardi-quaternaire (de la déglaciation à la période postglaciaire) des fjord-lacustres de Mékinac (Mauricie, sud du Québec) et de Grand (sud-est du Labrador) afin de raffiner la séquence de déglaciation qui reste encore à ce jour peu documentée dans ces deux régions et d’établir un modèle conceptuel d’évolution morpho-sédimentaire des fjord-lacustres du Québec et du Labrador en comparant les données hydro-acoustiques de plusieurs lacs qui possèdent divers contextes physiographiques, telle leur position relative aux anciens niveaux marins, aux grands complexes morainiques et aux zones sismiques actives. Le Laboratoire de Géosciences Marines (LGM) de l’Université Laval a développé une grande expertise en études paléo-géographiques par relevés hydro-acoustiques et plusieurs études antérieures ont établi le contexte morpho-stratigraphique tardi-quaternaire de nombreux fjord-lacustres du sud du Québec (lacs Mékinac, Jacques-Cartier, Témiscouata, Pentecôte, Walker et Pasteur; Philibert, 2012; Normandeau et al., 2017; Gagnon-Poiré et al., 2018) et identifié des événements catastrophiques tels que des mouvements de masse induits par d’anciens séismes (Lajeunesse et al., 2017; Trottier et al., 2018). La reprise de cette vaste base de données hydro-acoustiques, en y incluant de nouvelles données prélevées dans les lacs Mékinac, Pohénégamook et Grand, permet d’élaborer une étude comparative basée sur la géomorphologie et la sismo-stratigraphie des huit fjord-lacustres (lacs Mékinac, Jacques-Cartier, Pohénégamook, Témiscouata, Pentecôte, Walker, Pasteur & Grand). Plus spécifiquement, cette thèse vise à:
1) Reconstituer la séquence de déglaciation tardi-quaternaire dans les fjord-lacustres de Mékinac et de Grand;
2) Déterminer la dynamique glaciaire durant des épisodes de refroidissement climatique passés dans les fjords de Mékinac et de Grand;
3) Identifier les facteurs géologiques, topographiques, bathymétriques et climatiques qui ont contrôlé l’évolution morpho-stratigraphique des lacs Mékinac, Jacques-Cartier, Pohénégamook, Témiscouata, Pentecôte, Walker, Pasteur et Grand;
4) Identifier les processus sédimentaires actifs constituant la dynamique postglaciaire des fjord-lacustres à l’étude;
5) Établir un modèle conceptuel d’évolution morpho-stratigraphique des fjord-lacustres du Québec et du Labrador, de la déglaciation à aujourd’hui.
Région d’étude
Localisation du secteur d’étude
Les huit lacs à l’étude sont situés dans l’est du Canada, au Québec et au Labrador (Fig. 0.1). Plus spécifiquement, d’ouest en est, le lac 1) Mékinac (47°02'N 72°40'O) est situé en Mauricie, le lac 2) Jacques-Cartier (47°35'N 71°13'O) est dans la région administrative de la Capitale-Nationale, les lacs 3) Pohénégamook (47°29'N 69°16'O) et 4) Témiscouata (47°40'N 68°50'O) sont dans la région du Bas-Saint-Laurent, les lacs 5) Pentecôte (49°53'N 67°21'O), 6) Walker (50°17'N 67°09'O) et 7) Pasteur (50°15'N 66°57'O) sont sur la Côte-Nord et finalement le lac 8) Grand (53°42'N 60°35'O) est au Labrador près du vaste Lac Melville.
Cadres physiographiques et paléogéographiques
Contexte géologique
Les lacs à l’étude sont répartis dans 2 différentes provinces géologiques : les Appalaches et le Bouclier canadien (Fig. 0.1). Les lacs situés sur la rive sud du fleuve Saint-Laurent, soit les lacs Pohénégamook et Témiscouata, se situent dans la province géologique des Appalaches, laquelle est principalement formée de roches sédimentaires datant du Cambrien et de l’Ordovicien tels que le grès, le conglomérat et le calcaire (Lavoie, 2008). Les lacs Pohénégammok et Témiscouata se situent dans de larges vallées glaciaires faiblement encaissées. Les lacs situés sur la rive nord du Saint-Laurent, soit les lacs Mékinac, Jacques-Cartier, Pentecôte, Walker, Pasteur et Grand, sont tous situés dans le craton épicontinental que forme le Bouclier canadien, plus spécifiquement dans la province structurale de Grenville (Fig. 0.1). Cette province est majoritairement composée de roches précambriennes ignées et métamorphiques comme le gneiss et le granite (Fulton, 1986; Roy, 2012). Les lacs de la rive nord du Saint-Laurent se situent tous dans des vallées étroites très encaissées bordées par de hauts sommets aux flancs rocheux très abruptes.
Figure 0. 1: Localisation des lacs à l'étude (1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand) et répartition des provinces géologiques de l’est du Canada (Geological Survey of Canada, 1998).
Sismicité
Trois zones sismiques liées à la réactivation du système de failles du rift iapétien, aussi connu sous le nom de failles du Saint-Laurent, sont retrouvées au sud du Québec (Fig. 0.2). Ces trois zones sont : 1) la zone sismique de l’Outaouais (ZSO), où les épicentres sont répartis dans l’est de l’Ontario, l’ouest du Québec et le nord de l’état de New-York (É.U.); 2) la zone sismique de Charlevoix-Kamouraska (ZSCK), située dans le fleuve Saint-Laurent entre la rivière du Gouffre et la rivière Saguenay, et; 3) la zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL) située dans l’est de l’estuaire du Saint-Laurent dont le peu de séismes s’y produisant sont de faible magnitude (Lamontagne, 1987; Adams & Basham, 1991; Locat, 2011). Bien que peu active, la ZSO a tout de même subit quelques tremblements de terre historiques (M5,8 en 1732, M6,2 en 1935 et M5,6 en 1944; Ressources naturelles Canada, 2018) et d’anciens vastes glissements de terrain y ont aussi été répertoriés (Aylsworth et al., 2000; Doughty et al. 2010a; Brooks 2013, 2014, 2020). En contrepartie, la ZSCK est caractérisée par un taux de récurrence de 70 ans pour les séismes de forte magnitude (M ≥ 6), avec l’enregistrement de cinq séismes historiques majeurs depuis 1663: M7 en 1663, M6 en 1971, M6 en
1860, M6,5 en 1870 et M6,2 en 1952 (Ouellet, 1997, Ressources naturelles Canada, 2018). Les trois plus récents séismes au Québec sont ceux de Charlevoix en 1925 (M6,2), du Témiscamingue en 1935 (M6,2) et du Saguenay en 1988 (M5,8) (Doig, 1986; Tuttle & Atkinson, 2010). Puis, dans l’est du Canada, la région du Labrador près du Lac Melville est considérée asismique alors qu’une zone sismique de faibles récurrence et magnitudes se situe au Nouveau-Brunswick, nommée la zone sismique du Nord des Appalaches (ZSNA; Adams & Basham, 1991). Le sud du Québec est donc susceptible d’être soumis à une activité sismique contrairement au sud-est du Labrador considéré asismique.
Figure 0. 2: Aléas sismiques dans l'est du Canada et localisation des zones sismiques actives : Zone sismique de l’Outaouais (ZSO), Zone sismique de Charlevoix-Kamouraska (ZSCK), Zone sismique du Bas-Saint-Laurent (ZSBSL) et Zone sismique du nord des Appalaches (ZSNA) (Ressources Naturelles Canada, 2018). Noter la position des lacs d’étude 1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand.
Bassins versants
Selon la classification mondiale des climats de Köppen, les lacs à l’étude situés au Québec sont tous soumis à un climat continental humide caractérisé par de fortes variations saisonnières, soit des étés chauds et des hivers froids et humides, alors que le Lac Grand situé au Labrador est soumis à un climat subarctique, caractérisé par des étés frais et des hivers froids et humides (Kottek et al., 2006).
Le régime hydrologique du Québec et du Labrador est caractérisé par une faible hydrolicité des rivières l’hiver et de fortes crues printanières, lors de la fonte des neiges (Clavet-Gaumont, 2012).
Tableau 0. 1: Caractéristiques des bassins versants des lacs à l'étude
Les lacs à l’étude possèdent tous un affluent à la tête de leur fjord, alors que des ruisseaux intermittents se déversent en marge des fjords. Seuls les lacs Témiscouata, Walker et Grand possèdent deux tributaires (Tableau 0.1). Les rivières St-François, Jacques-Cartier et Cabano formant les tributaires des lacs Pohénégamook, Jacques-Cartier et Témiscouata, présentent les plus petites superficies de bassin versant, soit 100 km2, 213 km2 et 317 km2, respectivement (Tableau 0.1). La
rivière Naskaupi, tributaire du Lac Grand, possède le plus vaste bassin versant avec une superficie de 10 764 km2, alors que tous les tributaires des autres lacs étudiés possèdent un bassin versant de
superficie moyenne, variant de 739 km2 (Rivière Pasteur, tributaire du Lac Pasteur) à 2437 km2
(Rivière Beaver, tributaire du Lac Grand; Tableau 0.1). Lacs Tributaires Superficie du bassin versant (km2) Climat Végétation (voir fig. 0.3) Domaine bioclimatique (voir fig. 0.3) Mékinac Rivière
Du-Milieu 855
Continental
humide Forêt décidue
Érablière à bouleau jaune Jacques-Cartier Rivière
Jacques-Cartier 213 Continental humide Forêt boréale continue Sapinière à bouleau blanc Pohénégamook Rivière St-François 100 Continental
humide Forêt mixte
Sapinière à bouleau jaune Témiscouata
Rivière Touladi 1487
Continental
humide Forêt mixte
Sapinière à bouleau jaune Rivière Cabano 317 Pentecôte Rivière Pentecôte 1227 Subarctique Forêt boréale continue Pessière à mousses Walker Rivière Schmon 943 Subarctique Forêt boréale
continue
Pessière à mousses Rivière Gravel 953
Pasteur Rivière Pasteur 739 Subarctique Forêt boréale continue
Pessière à mousses Grand
Rivière Beaver 2437
Subarctique Taïga Pessière à lichen Rivière Naskaupi 10 764
Figure 0. 3:Répartition des zones de végétation et des domaines bioclimatiques du Québec. Noter la localisation des lacs d’étude numérotés en rouge : 1 Lac Mékinac, 2 Lac Jacques-Cartier, 3 Lac Pohénégamook, 4 Lac Témiscouata, 5 Lac Pentecôte, 6 Lac Walker, 7 Lac Pasteur, et 8 Lac Grand. Les données fournies par le MFFP (Gouv. Qc, www.foretouverte.gouv.qc.ca) couvrent uniquement le territoire du Québec, mais noter que Le Lac Grand (8) situé au Labrador est localisé dans le domaine bioclimatique de la pessière à lichens de la zone de végétation de type Taïga.
Les bassins versants occupent tous un territoire recouvert d’un couvert forestier continu caractérisé par une végétation tempérée nordique et boréale. Plus spécifiquement, le Lac Mékinac se situe dans le domaine bioclimatique de l’érablière à bouleau jaune (Tableau 0.1; Fig. 0.3), seule région d’étude recouverte d’une forêt décidue, soit constituée uniquement de diverses essences feuillus. Le chablis y est le principal régulateur de la dynamique forestière (MFFP, Gouv. du Qc). Le Lac Jacques-Cartier est situé dans le domaine bioclimatique de la Sapinière à bouleau blanc (Fig. 0.3), lequel est caractérisé par une forêt mélangée de résineux (sapins, épinette blanche) et de feuillus (bouleaux blancs). Les régimes de perturbations naturelles associés à la sapinière à bouleaux blancs sont principalement les épidémies de la tordeuse des bourgeons de l’épinette, et moins fréquemment les feux de forêt. Les lacs Pohénégamook et Témiscouata se situent dans le domaine bioclimatique de la Sapinière à bouleau jaune (Fig. 0.3), laquelle forme une zone transitoire entre la forêt décidue de la zone tempérée nordique et la forêt boréale continue. On y retrouve des peuplements mélangés de feuillus (bouleau jaune, érable à sucre) et de conifères (sapin beaumier, épinette blanche, thuya),
soumis à de fréquents feux de forêt et épidémies de la tordeuse des bourgeons de l’épinette (MFFP, Gouv. du Qc).
Les lacs Pentecôte, Walker et Pasteur se situent dans le domaine bioclimatique de la pessière à mousse de la forêt boréale continue (Fig. 0.3). La végétation y est dominée par des peuplements quasi-monospécifiques d’épinette noire et les sous-bois sont couverts de mousses et de plantes arbustives. Les feuillus y sont peu nombreux, mais certaines essences comme le bouleau blanc, le peuplier faux-tremble et le peuplier baumier peuvent être observées de façon discontinue sur le territoire. Les principales perturbations sont les feux de forêt dont le cycle de récurrence est court (MFFP, Gouv. du Qc). Finalement, le Lac Grand est situé dans le domaine bioclimatique de la pessière à lichen, lequel est caractérisé par une faible densité du couvert forestier dominé par l’épinette noire (Tableau 0.1). Les feux de forêt y sont fréquents et affectent de vastes territoires.
Météorologie
Les données météorologiques historiques indiquent que la moyenne des températures minimales hivernales enregistrées sur la période de l’an 1981 à 2010 a varié de -18,6 °C à -21,9 °C (Tableau 0.2), selon la région du Québec, et celles-ci ont généralement été atteintes au cours du mois de janvier (MDDELCC, Gouv. du Québec). Les données météorologiques historiques enregistrées au Labrador, près du Lac Grand, sur la période de l’an 2000 à 2010, indiquent que la moyenne des températures minimales hivernales a été de -21.7 °C (Tableau 0.2; Environnement et ressources naturelles Canada, Gouv. du Canada).
Tableau 0. 2 : Données météorologiques historiques de la région d'étude
Sation météo*,1 Altitude de la station (m) Lac(s) à proximité T° min. moyenne (°C) T° max. moyenne (°C) T° moyenne annuelle (°C) Precip. pluie totales (mm) Precip. neige totales (cm) Precip. totales (mm) Lac-aux-sables 164 Mékinac -19,5 25,1 3,9 893,4 234,6 1131,2
Forêt Montmorency 640 Jacques-Cartier -21,9 20,8 0,5 946,4 600,3 1544,8
Rivière-Bleue 213 Pohénégamook -20,3 24,2 3 731,8 263,7 991,8
Sainte-Rose-du-Dégelis 151 Témiscouata -19,7 24,3 3,4 782,6 255,4 1031,5
Pentecôte 15 Pentecôte/Walker/Pasteur -18,6 21,3 2,4 896,5 311,5 1211,4
Goose A 48,8 Grand -21,7 22,7 0,9 570,5 387,1 927,8
*Les données des stations météo ont été fournies par le Ministère du Développement Durable, Environnement et Lutte contre les changements climatiques (Gouv. du Québec; http://www.environnement.gouv.qc.ca/climat/normales/index.asp) ainsi que le Ministère Environnement et Ressources Naturelles (Gouv. du Canada; https://climate.weather.gc.ca/climate_data) pour les données du Labrador.
Le total annuel de précipitations neigeuses varie selon la latitude et l’altitude d’une région, avec 1) un total minimal de précipitations neigeuses mesuré aux basses latitudes (234,6 cm dans la région du Lac Mékinac; 263,7 cm dans la région du Lac Pohénégamook; 255,4 cm dans la région du Lac Témiscouata; Tableau 0.2); 2) des précipitations totales légèrement supérieures aux latitudes plus élevées (311,5 cm près des lacs Pentecôte, Walker et Pasteur; 387,1 cm près du Lac Grand; Tableau 0.2, Fig. 0.1); et 3) des précipitations totales maximales en haute altitude (600,3 cm dans la région du Lac Jacques-Cartier; Tableau 0.2).
Ensuite, la moyenne des précipitations pluvieuses totales annuelles mesurées de 1981 à 2010 près des lacs situés dans un climat continental humide varie de 731,8 mm près du Lac Pohénégamook à 946,4 mm près du Lac Jacques-Cartier, alors que la moyenne des précipitations pluvieuses totales annuelles mesurées de 2000 à 2010 près du Lac Grand, dans le climat subarctique, atteint seulement 570,5 mm (Tableau 0.2). Finalement, la moyenne des précipitations totales annuelles, tout type de précipitations confondu, est supérieure sous le climat continental humide (variant de 991.8 mm près du Lac Pohénégamook à 1544.8 mm près du Lac Jacques-Cartier) et inférieure sous le climat subarctique (927,8 mm près du Lac Grand).
Déglaciation
Au cours de la dernière glaciation, l’Inlandsis laurentidien couvrait l’est de l’Amérique du Nord et atteignit son extension maximale orientale à la frontière du plateau continental dans la mer du Labrador (Josenhans et al., 1986) et du chenal Laurentien dans le Golfe du Saint-Laurent autour de 24 cal. ka BP (Fig. 0.4, 0.5a; Dyke, 2004). L’Inlandsis laurentidien était composé de trois principaux dômes d’où s’écoulait radialement la glace : Le Dôme du Kewatin au Nord du Manitoba, le Dôme du Québec-Labrador situé au Québec/Labrador et le Dôme de Foxe situé à l’ouest de l’île de Baffin (Fig. 0.4; Occhietti, 1987; Dyke, 2004).
Figure 0. 4: Extension maximale de l’Inlandsis laurentidien dans l’est du Canada (Dyke, 2004) et localisation de ses trois dômes de glace (Occhietti, 1987). La ligne de partage des glaces est tracée en pointillé rouge.
Dans l’est du Québec, le retrait glaciaire débuta en marge du chenal Laurentien autour de 18 ka BP, plus spécifiquement dans le Golfe du Saint-Laurent, où l’Inlandsis laurentidien était en contact direct avec l’océan et vêlait une importante quantité d’icebergs (Fig. 0.5a). L’Inlandsis laurentidien recula rapidement via le courant de glace du Saint-Laurent et atteignit les côtes de l’Ile d’Anticosti autour de 14 ka BP (Fig. 0.5c; Occhietti et al., 2001; Dyke, 2004). Le courant de glace du Saint-Laurent resta actif jusqu’à environ 12 ka BP, lorsqu’une baie de vêlage fut formée dans l’estuaire du Saint-Laurent et sépara l’Inlandsis en deux suivant l’axe du Saint-Laurent (Fig. 0.5e). Le complexe glaciaire Appalachien fut ainsi formé au sud de l’estuaire dans les Hauts-sommets des Appalaches (Pronk et al., 1989; Rappol, 1989; Occhietti et al., 2001) avant de former la calotte de Notre-Dame (Thomas, 1977), alors que l’Inlandsis laurentidien se stabilisa en marge des hautes Laurentides au nord de l’estuaire du Saint-Laurent autour de 11 ka BP (Fig. 0.5f; Dyke, 2004).
Figure 0. 5: Séquence du retrait de l'Inlandsis laurentidien entre 18 ka BP et 6 ka BP. Les positions de la marge glaciaire sont tirées de Dyke (2004) et les orientations d’écoulement d’Occhietti (2001). Noter la position des lacs d’études numérotés en rouge de 1 à 8 (1- Mékinac, 2- Jacques-Cartier, 3- Pohénégamook, 4- Témiscouata, 5- Pentecôte, 6- Walker, 7- Pasteur, 8- Grand).
Durant la déglaciation, plusieurs transgressions marines eurent lieu sur les zones côtières abaissées glacio-isostatiquement ainsi que dans les vallées déglacées, formant ainsi des paysages fjordiens. La Mer de Goldthwait envahit les périphéries du fleuve Saint-Laurent situées à l’est de la ville de Québec (Fig. 0.6) autour de 14 cal. ka BP (Dionne, 1977), soit la région de Rimouski jusqu’à 168 m d’altitude et la Côte-Nord jusqu’à 130-145 m d’altitude. La Mer du Labrador envahit le Lac Melville et ses affluents jusqu’à une altitude de 135 m à l’ouest du lac (Fizthugh, 1973), alors que la
