Modélisation cryohydrogéologique tridimensionnelle
d’un bassin versant pergélisolé
Une étude cryohydrogéophysique de proche surface en zone de
pergélisol discontinu à Umiujaq au Québec Nordique
Mémoire
David-Roy Banville
Maîtrise interuniversitaire en sciences de la Terre
Maître ès sciences (M.Sc.)
Québec, Canada
Résumé
Une investigation cryohydrogéophysique de proche surface a été menée dans un petit bassin versant à proximité de la communauté Inuite d’Umiujaq, au Québec nordique. Cette investigation s’inscrit dans la cadre du déploiement du réseau Immatsiak, un réseau de puits d’observation des eaux souterraines en zone de pergélisol discontinu dans un contexte de changements climatiques. Le but de cette investigation est de recueillir de l’information sur la structure des dépôts quaternaires qui abritent l’aquifère, la distribution du pergélisol et la topographie du socle rocheux afin de créer un modèle cryohydrogéologique tridimensionnel (3D) du bassin versant. Ultimement, ce modèle sera utilisé pour des travaux de simulation numérique de l’écoulement de l’eau souterraine dans le bassin versant afin d’évaluer les impacts du réchauffement climatique sur cette ressource naturelle exploitable pour alimenter en eau potable les communautés Inuites. L’approche géophysique employée se base principalement sur la tomographie de polarisation provoquée, une méthode électrique bien adaptée à l’investigation de dépôts meubles en présence de sols gelés. Cependant, l’extraction d’information quantitative de cette investigation pour contraindre la construction du modèle cryohydrogéologique 3D représente un défi. Pour y parvenir, une méthodologie d’interprétation quantitative basée sur les concepts de modélisation directe et d’inversion en géophysique a été développée. Cette méthodologie fait appel aux gradients de résistivité et de chargeabilité électrique pour localiser les contacts entre les différentes unités géologiques du bassin versant étudié afin de lever certaines ambiguïtés et d’accroître l’objectivité de l’interprétation. Le recours à deux autres méthodes géophysiques complémentaires, soit le géoradar et la sismique réfraction, a permis d’accroître d’avantage l’objectivité des interprétations et d’ajouter des contraintes pour la construction du modèle cryohydrogéologique 3D.
Le développement du modèle s’appuie sur une approche dite génétique qui définit un nombre restreint de géofaciès sur la base des mécanismes en jeu au moment
stratigraphiques et des changements de propriétés physiques à l’échelle du bassin versant. Le modèle cryohydrogéologique 3D présenté dans ce mémoire est le fruit d’une synthèse de l’information tirée des investigations géophysiques, de forages, d’essais de pénétration au cône, de cartographie des dépôts de surface par photo-interprétation et d’un modèle numérique de terrain.
Table des matières
Résumé ... iii
Table des matières ... v
Liste des tableaux ... ix
Liste des figures ... xi
Liste des annexes ... xvii
Remerciements ... xix
Avant-propos ... xxi
Introduction ... 1
Chapitre 1 Description du site d’étude ... 5
1.1 Contexte géologique général ... 5
1.2 État des connaissances ... 9
1.3 Chronostratigraphie des dépôts de surface ... 12
1.3.1 9000 à 8200 ans cal BP: déglaciation de la baie d’Hudson et début du relèvement isostatique . 14 1.3.2 8200 à 8000 ans cal. BP: déposition des sédiments glacioproximaux (GxT) ... 19
1.3.3 8000 à 7400 ans cal. BP: déposition des sédiments d’épandage proglaciaire (Gs) ... 21
1.3.4 7400 à 6800 ans cal. BP: disparition de l’inlandsis et déposition des sédiments marins d’eau profonde (Ma) ... 25
1.3.5 Vers 6800 ans cal. BP: déposition des sédiments intertidaux (Mi) ... 26
1.3.6 6800 à 6500 ans cal. BP: émergence de l’amont de la vallée Tasiapik et déposition des sédiments littoraux et pré-littoraux (Mb) ... 28
1.3.7 6500 à 2000 ans cal. BP: émergence de la partie aval du bassin versant et formation de buttes de pergélisol riche en glace (Pf) ... 29
1.3.8 2000 ans cal. BP à aujourd’hui: émergence des dépôts en aval ... 32
1.4 Propriétés géophysiques des géofaciès ... 35
1.4.1 Résistivité des sédiments ... 35
1.4.2 Résistivité du socle rocheux ... 37
1.4.3 Résistivité du pergélisol ... 38
1.4.4 Propriétés hydrogéologiques en lien avec la résistivité ... 43
Chapitre 2 Investigation cryohydrogéophysique de proche surface ... 45
2.1 Polarisation provoquée ... 49
2.1.1 Principes et méthodes ... 49
2.1.2 Sondages de résistivité électrique ... 56
2.1.3 Résistivités et chargeabilités apparentes des unités affleurantes ... 60
2.1.4 Mesures de propriétés électriques sur des échantillons ... 61
2.2 Profils de géoradar ... 69
2.2.1 Principes et méthodes ... 69
2.2.2 Résultats ... 75
2.3 Tomographie de sismique réfraction ... 83
2.3.1 Principes et méthodes d’acquisition ... 83
2.3.2 Interprétation des résultats ... 89
Chapitre 3 Interprétation objective des tomographies de polarisation provoquée ... 99
3.1 Avant-propos ... 100
3.2 Résumé ... 101
3.3 Abstract ... 103
3.4 Introduction ... 104
3.5 Field and site geology ... 106
3.6 Methodology ... 111
3.6.1 Field setup ... 111
3.6.2 Inversion ... 112
3.6.3 Quantitative interpretation ... 114
3.7 Results ... 118
3.7.1 Survey line B-B’: Ice-rich permafrost mounds ... 118
3.7.2 Survey line A-A’: Granular aquifer system ... 126
3.8 Discussion ... 135
3.8.1 Depth of permafrost base inversion artefact ... 136
3.8.2 Constrained inversion and assessment of ice-content ... 138
3.8.3 Limits of the method and future improvements ... 140
3.9 Conclusion ... 142
3.10 Compléments: résultats de l’interprétation objective sur l’ensemble du levé ... 144
3.10.1 Profils longitudinaux ... 145
3.10.2 Profils transversaux ... 147
Chapitre 4 Modélisation cryohydrogéologique tridimensionnelle du bassin versant dans la vallée Tasiapik .. 149
4.1 Étape 1: Ébauche d’un premier modèle cryohydrogéologique 3D ... 152
4.1.1 Topographie du roc... 152
4.1.2 Surface de l’unité des sédiments glacioproximaux (géofaciès GxT) ... 156
4.1.3 Surface de l’unité des sédiments d’épandage proglaciaire (géofaciès Gs) ... 157
4.1.4 Surface de l’unité des sédiments marin d’eau profonde (Ma) ... 158
4.1.5 Surface de l’unité des sédiments littoraux et pré-littoraux (géofaciès Mb) et intertidaux (géofaciès Mi) ... 160
4.1.6 Buttes de pergélisol riche en glace (Pf) ... 161
4.2.1 Différences observées ... 162
4.2.2 Corrections apportées ... 165
4.3 Discussion des incertitudes du modèle ... 167
Conclusion ... 171
Liste de références ... 175
Annexe A Photographies des formations géologiques observées dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 185
Annexe B Colonnes stratigraphiques et descriptions des forages du réseau Immatsiak réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 191
Annexe C Résultats des essais de pénétration au cône réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq (Buteau et al., 2005, Fortier et Yu, 2012, Leblanc et al., 2004 et 2006). ... 201
Annexe D Discussion sur les propriétés hydrauliques des sols dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 207
Annexe E Courbes synthétiques et expérimentales des sondages de résistivité électrique réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 215
Annexe F Interprétation objective des modèles de résistivité et de chargeabilité électriques des tomographies de polarisation provoquées réalisées dans la vallée Tasiapik à Umiujaq et coupe longitudinales du modèle cryohydrogéologique de long des lignes de levé géophysique ... 223
Annexe G Cartes d’épaisseurs des différents géofaciès créées à partir du modèle cryohydrogéologique 3D de la vallée Tasiapik à Umiujaq et contraintes utilisées pour la construction du modèle ... 237
Annexe H Visualisation interactive du modèle cryohydrogéologique 3D sous la forme d’un document PDF 3D et à l’aide du gratuiciel Geocando ... 251
Liste des tableaux
Tableau 1.1: Paramètres des relations empiriques 1.1 et 1.2 (Fortier et al., 1994). ... 41 Tableau 2.1: Sommaire de l’interprétation des cinq sondages de résistivité avec le logiciel IPI2WIN. ... 58 Tableau 2.2: Propriétés électriques des unités affleurantes déterminées à l’aide des propriétés électriques apparentes mesurées lors des tomographies de polarisation provoquée (voir la Figure 2.1 pour la localisation des lignes de cette méthode géophysique). ... 61 Tableau 2.3: Tableau de synthèse des propriétés électriques représentatives des différents géofaciès et du roc dans la vallée Tasiapik à Umiujaq. Les propriétés électriques des sédiments sont représentatives des sédiments dans la zone vadose au-dessus du niveau de la nappe phréatique. ... 68 Tableau 3.1: Longueur, orientation et année de réalisation des tomographies de polarisation provoquée. .. 100 Table 3.2: Description of the different geofacies found in the watershed of the Tasiapik Valley near Umiujaq. The geofacies are listed in stratigraphic order from the earliest (top) to the oldest unit (bottom). ... 110 Table 3.3: Parameterized model set for the forward-inverse modelling scheme along the survey line B-B’.
Liste des figures
Figure 1.1: Carte de distribution du pergélisol au Québec nordique. La localisation du lac Guillaume-Delisle est identifiée sur cette carte. Modifiée de (Allard et al., 2013). ... 5 Figure 1.2: Carte physiographique de secteur du lac Guillaumme-Delisle. La localisation du village nordique d’Umiujaq et de la zone de cartographie des dépôts quaternaires par POLY-GÉO inc. est indiquée dans cette carte. Modifiée de ARK (2007). ... 6 Figure 1.3: Colonne stratigraphie du socle rocheux dans la région du lac Guillaume-Delisle. Les encadrés en rouge identifient les unités présentes dans la vallée Tasiapik. Modifiée de ARK (2007). ... 8 Figure 1.4: Carte descriptive des dépôts de surface de la vallée Tasiapik. Modifiée de POLY-GÉO inc. (2014). ... 11 Figure 1.5: Carte génétique des géofaciès de surface de la vallée Tasiapik. Modifiée de POLY-GÉO inc. (2014). ... 13 Figure 1.6: État de l’inlandsis laurentidien et étendue des lacs glaciaires Ojibway et Agassiz vers 9000 ans cal. BP. La lettre «S» (Saddle) indique l’ensellement entre les dômes du Nouveau-Québec et d’Hudson. Modifiée de Dyke et Prest, (1987). ... 15 Figure 1.7: Morceau de roche soulevé par arrachement du socle rocheux à la base du glacier. De tels blocs erratiques peuvent se retrouver sous les dépôts meubles dans la vallée Tasiapik. ... 16 Figure 1.8: Chronoséquence de la déposition des dépôts meubles dans la vallée Tasiapik à l’holocène. Courbe d’émersion modifiée de Lavoie et al. (2012) (haut), durée et intensité approximative des différents processus physiques en jeu (centre) et synthèse de l’évolution du milieu sous la forme d’une colonne stratigraphique (bas). Les abréviations E1 à E6 font référence aux lithofaciès sédimentaires de la classification de Eyles et al. (1985) (Figure 1.11). ... 18 Figure 1.9: Aires d’inondation théoriques de la mer postglaciaire de Tyrrell dans la région du lac
Guillaume-Delisle à différents moments selon un modèle numérique de terrain de NRCan (2010) et la courbe d’émersion (Figure 1.8). La vallée des Trois est l’ancien nom de la vallée Tasiapik. Modifiée de POLY-GÉO inc. (2014). ... 19 Figure 1.10: Gravière creusée à même le géofaciès GxT dans la vallée Tasiapik qui est exploitée par le village nordique d’Umiujaq. ... 21 Figure 1.11: Classification des lithofaciès sédimentaires d’un milieu de déposition glaciaire selon Eyles et al. (1985). Les lithofaciès possiblement présents dans la vallée Tasiapik sont indiqués en rouge. 23 Figure 1.12: Photographie de gauche: ravin d’érosion dans un dépôt de sédiments d’épandage proglaciaire (géofaciès Gs). Photographie de droite: agrandissement de la coupe stratigraphique creusée dans le haut du ravin. (Photographies de POLY-GÉO inc., 2014) ... 24 Figure 1.13: Coupe stratigraphie creusée à même le géofaciès Ma. (Photographie de POLY-GÉO inc., 2014)
... 26 Figure 1.14: Photographie de gauche: coupe stratigraphique creusée à la pelle mécanique dans les géofaciès Mb en surface et Mi en profondeur au droit du site 6 (Figure 1.4) lors de travaux de réfection du puits de ce site. L’unité de sables littoraux et pré-littoraux (Mb) oxydés fait une épaisseur d’environ 1 m. Les lits de l’unité de sables intertidaux (Mi) inclinés vers la partie aval de la vallée Tasiapik sont visibles. Le tubage de protection d’un diamètre de 5 pouces visible en surface donne l’échelle. Photographie de droite: échantillon de sable gelé récupéré en 2014 lors d’une excavation manuelle dans le géofaciès Mb au site 2 à une profondeur d’environ 1 m. .... 27 Figure 1.15: Échantillon de pergélisol riche en glace du géofaciès Pf recueilli à une profondeur 2,3 m lors d’un forage. Les sédiments silteux sont de couleur gris alors que la glace de ségrégation est plus foncée. ... 30
Figure 1.16: A) Butte de pergélisol riche en glace du géofaciès Pf en période estivale avec un talik non gelé dans les dépressions topographiques. B) La même butte de pergélisol mais en période hivernale. Cinq poteaux à neige gradués au 25 cm sont indiqués par les flèches rouges. Ils servent à estimer l’épaisseur de neige en hiver. L’isolation thermique d’une couche de neige d’une épaisseur supérieure à 1 m empêche le gel dans le sol. L’épaisseur de neige estimée est inscrite au-dessus de chaque flèche. ... 31 Figure 1.17: Tassement au dégel qui affecte la route d’accès à l’aéroport d’Umiujaq. Cette photographie a été prise lors de la campagne de terrain de juillet 2013. ... 33 Figure 1.18: Mare de thermokarst au droit d’une butte de pergélisol en dégradation à l’entrée du village nordique d’Umiujaq. La superficie des buttes de pergélisol décroit au profit de celle occupée par les mares de thermokarst en réponse au réchauffement climatique observé depuis les vingt dernières années. ... 34 Figure 1.19: Instabilité de versant visible sur les bords d’une butte de pergélisol en dégradation. Les instabilités de versants sont plus actives depuis le début du réchauffement climatique des vingt dernières années. ... 34 Figure 1.20: Résistivités électriques mesurées lors de diagraphies de résistivité électriques le long d’un câble à électrodes métalliques dans une butte de pergélisol à Umiujaq en fonction des teneurs en eau non-gelée (cercles) et en glace (lozanges) mesurées sur des échantillons de pergélisol récupérés lors de forages. Modifiée de Fortier et al. (1994). ... 40 Figure 1.21 : Résistivité électrique en fonction de la température mesurée lors de diagraphies de résistivité électriques sur des câbles à électrodes et à thermistances. La bande jaune correspond à la gamme des températures du pergélisol mesurées lors des essais de pénétration au cône réalisés en 2000 et 2001. Modifiée de Fortier et al. (1994). ... 42 Figure 2.1: Carte de localisation des levés géophysiques sur la carte des dépôts de surface. ... 48 Figure 2.2: Figure du haut: courant injecté dans le sol entre les électrodes du dipôle de courant. Agrandissement du bas: différence de potentiel (ou voltage) mesuré entre les électrodes du dipôle de potentiel. Modifiée de Telford et al. (1990). ... 51 Figure 2.3 : Les trois configurations des électrodes utilisées dans le cadre de cette étude: (A) Wenner, (B) Schlumberger et (C) Dipôle-dipôle. L’équation pour déterminer la résistivité pour chacune de ces configurations est inscrite à droite. Modifiée de Telford et al. (1990). ... 52 Figure 2.4: Résultats de l’interprétation des sondages de résistivité électrique avec le logiciel IPI2WIN sous la forme de modèles en couches de résistivité. (A) Sans une couche conductrice dans la deuxième couche des modèles. (B) Avec une couche conductrice dans la deuxième couche des modèles des sondages VES 1.0 et VES 1.1. Noter l’échelle verticale de profondeur qui est logarithmique et l’erreur quadratique moyenne qui est inscrite sous le nom de chaque sondage. ... 59 Figure 2.5: Testeur SCIP conçu par Instrumentation GDD inc. pour mesurer les propriétés électriques d’échantillons. L’échantillon mesuré est une section d’une carotte de forage. ... 62 Figure 2.6: Résultats des mesures de (A) résistivité et de (B) chargeabilité sur des échantillons de roche. Le nombre d’échantillons mesurés à chaque site est indiqué entre parenthèses sous le nom du site. ... 63 Figure 2.7: Histogrammes de probabilité des valeurs de résistivité mesurées in situ dans le pergélisol riche en glace lors d’essais de pénétration au cône (A) dans les buttes BSO et BS en amont et (B) dans les buttes SB et AML en aval du bassin versant dans la vallée Tasiapik. Des distributions gaussiennes ont été ajustées à chaque histogramme. ... 66 Figure 2.8 : Histogrammes de probabilité des valeurs de résistivité mesurées in situ dans les sols non-gelés sous la base du pergélisol riche en glace lors d’essais de pénétration au cône (A) dans les buttes BSO et BS en amont et (B) dans les buttes SB et AML en aval du bassin versant dans la vallée Tasiapik. Des distributions gaussiennes ont été ajustées à chaque histogramme. ... 67
Figure 2.9 : Schéma d’un levé en mode réflexion (gauche) et exemple de trace (droite). L’onde directe dans l’air (a) est indiquée en bleu, l’onde directe dans le sol (b) en rouge et une onde réfléchie (c) en noir. Modifiée de Annan et Cosway (1992). ... 70 Figure 2.10: Exemple d’un réflecteur cohérent et d’un patron de diffraction hyperbolique dû à un obstacle ponctuel tel qu’un objet enfoui dans le sol. Modifiée de Annan (2009). ... 73 Figure 2.11: Système géoradar PulseEkko Pro monté sur un chariot muni d’une roue odométrique et d’un GPS. Les antennes utilisées à Umiujaq sont d’une fréquence 100 MHz et d’une longueur de 1 m séparées de 1 m alors que celles sur cette photographie sont de 50 MHz et de 2 m de longueur (tirée de Comeau et al., 2012). ... 74 Figure 2.12: Corrélation entre la vitesse de propagation des ondes radio et le temps de propagation t0 de l’apex mesurée sur 367 hyperboles. La zone en gris représente l’intervalle de confiance de 99% de la régression exponentielle. ... 76 Figure 2.13: Profil de géoradar le long de la ligne de levé géophysique L0+00. Les contacts stratigraphiques interprétatifs entre les différents géofaciès sont identifiés dans ce profil. Les colonnes stratigraphiques des forages des sites 1 et 6 sont superposées au profil. La ligne pointillée représente les limites de la tomographie de polarisation provoquée le long de cette ligne. Noter l’exagération verticale de 4:1. ... 77 Figure 2.14: Profil de géoradar le long de la ligne de levé géophysique TL0+00. Les contacts stratigraphiques interprétatifs entre les différents géofaciès sont identifiés dans ce profil. La colonne stratigraphique du forage du site 1 est superposée au profil. La ligne pointillée représente les limites de la tomographie de polarisation provoquée le long de la ligne TL0+00. Les réflecteurs encerclés en noir sont des réflexions multiples. Noter l’exagération verticale de 4:1. ... 80 Figure 2.15: Profil de géoradar le long de la route dans la vallée Tasiapik. Les contacts stratigraphiques interprétatifs entre les différents géofaciès sont identifiés dans ce profil. Un exemple de patron de diffraction hyperbolique est encerclé en rouge à l’extrême gauche du profil. Les diffractions encerclées en noir à droite du profil sont causées par des ponceaux métalliques sous la route. Noter l’exagération verticale de 4:1. ... 81 Figure 2.16: a) Modèle à deux couches qui illustre les trajectoires de l’onde directe en rouge et de l’onde réfractée à l’angle d’incidence critique θc en noir. b) Dromochronique où le temps de propagation des premières arrivées est représenté en fonction du déport x (la distance entre les géophones G et le point de tir sismique S). c) Représentation plus réaliste où l’interface a une topographie arbitraire (modifiée de Fabien-Ouellet, 2014). ... 84 Figure 2.17: Réflexion et réfraction d’une onde à l’interface entre deux milieux caractérisés par des vitesses de propagations des ondes sismiques différentes V2 > V1. ... 85 Figure 2.18: a) La source sismique est un impact d’une masse sur une plaque métallique qui repose sur le sol. b) L’acquisition se fait avec un sismographe maître StrataVisor NZ 24 interfacé avec un autre sismographe esclave Geode qui permettent d’enregistrer les signaux des c) 48 géophones placés le long d’une ligne sismique (Fabien-Ouellet, 2014)... 88 Figure 2.19: Configurations de la tomographie de sismique réfraction le long du des profils (A) TL4+00 et (B) L14+40. Les petits ronds noirs avec une barre représentent les géophones alors que les triangles verts indiquent l’emplacement des tirs sismiques. Les différents déplacements de la configuration (deux déplacements pour la ligne TL4+00 et cinq déplacements pour la ligne L14+40) sont représentés du bas vers le haut... 89 Figure 2.20: Identification des premières arrivées sur les traces sismiques des 48 géophones. Les croix rouges représentent les premières arrivées identifiées. L’agrandi permet de voir l’identification du premier front d’onde d’amplitude négative importante. ... 90 Figure 2.21: Dromochroniques des tirs direct (vers la droite) et inverse (vers la gauche) pour chaque tir sismique le long de la ligne de levé géophysique L14+40. L’emplacement de chaque tir sismique est identifié par un triangle vert. ... 91
Figure 2.22: Vérification de la réciprocité des premières arrivées sur une représentation des points milieux communs avec un déport de 7.5 m. Lorsque l’écart entre le temps de propagation de la première arrivée identifiée sur une trace et celui sur la trace réciproque (dont les emplacements du géophone et du point de tir sismique ont été interverties) est supérieur à 2 ms (Δt > 2 ms), la configuration, le délai de déclanchement ou l’identification des premières arrivées doivent être corrigés. ... 92 Figure 2.23: Identification des premières arrivées des ondes directes et réfractées critiquement le long de la ligne de levé géophysique L14+40. Les vitesses maximums sont de 2000 et 6000 m/s pour la première et la deuxième couche respectivement. Les temps de propagation des premières arrivées associées aux ondes directes sont identifiés en jaune alors que ceux des ondes réfractées critiquement au contact au roc sont en rouge. ... 93 Figure 2.24: Conversion temps-élévation par la méthode du point milieu commun pour déterminer la topographie d’un contact entre des couches: cas du modèle à deux couches le long de la ligne de levé géophysique L14+40. ... 94 Figure 2.25: Contre-vérification des vitesses sismiques obtenues du modèle à deux couches avec la méthode CMP le long de la ligne de levé géophysique L14+40. Les vitesses au-dessus de 7000 m/s et en-dessous de 4000 m/s sont suspectes. ... 95 Figure 2.26: Résultat de l’inversion WET comparée avec les résultats de l’interprétation par la méthode CMP pour la ligne de levé géophysique L14+40... 96 Figure 2.27: Résultat de l’inversion WET pour la ligne de levé géophysique TL4+00 entre les sites 7 et 5. La zone dans le roc est représentée en rouge dans les deux colonnes stratigraphiques obtenues des forages des sites 5 et 7. ... 97 Figure 3.1: Quaternary map of the northern portion of the Tasiapik Valley, near Umiujaq. Induced polarization tomography was carried out along both survey lines A-A’ and B-B’ but chargeability model is interpreted only for the line A-A’. Inset: location of the Inuit community of Umiujaq in Northern Quebec, Canada. ... 107 Figure 3.2: Temperature (1st column) and in situ resistivity (2nd column) logs and corresponding interpretation (3rd column) measured during a cone penetration test in the permafrost mound at site AML (modified from Fortier et al., 2008). The electrical resistivity logs (4th column) and resistivity gradient logs (5th column) are extracted from two electrical resistivity models along the survey line B-B’ at site AML. The black curve is associated to the active layer zone constrained inversion (Figures 3.7A and 3.7B) while the red curve is relative to the unconstrained inversion (models not shown). ... 111 Figure 3.3: Block diagram showing the steps of the proposed objective interpretation methodology. ... 114 Figure 3.4: Block diagram showing the forward\inverse modelling procedure driven by prior information corresponding to step 3 in Figure 3.3. Inset A is an example of a parameterized set of conceptual models and inset B is an example of a quantitative interpretation criterion. ... 117 Figure 3.5: Forward\inverse modelling along the survey line B-B’: (A) conceptual resistivity model, (B) unconstrained resistivity model with an electrode spacing of 20 m, 6th iteration, absolute error of 4.90%, (Ci) active layer zone constrained resistivity model with electrode spacing of 20 m, 6th iteration, absolute error of 4.92%, and (Cii) corresponding resistivity gradient map, and (D) unconstrained resistivity model from a conceptual model with a frozen active layer, 7th iteration, absolute error of 5.15%. ... 122 Figure 3.6: Correction of the depth to permafrost base ZPf as a function of the width of permafrost mound
from forward\inverse modelling along the survey line B-B’. Note that the correction can be positive for permafrost mounds shorter than 100 m or negative for permafrost mounds longer than 120 m. ... 123
Figure 3.7: Active layer zone constrained inversion of the observed IPT dataset along the survey line B-B’: (A) resistivity model, 7th iteration, absolute error of 6.56%, (B) map of resistivity gradient, and (C)
interpretative cryogeological cross-section. The stratigraphic information from two boreholes at sites 3 and 5 and from two cone penetration tests in the permafrost mounds at sites AML and SB are given in the map of resistivity gradient. ... 125 Figure 3.8: Forward\inverse modelling of resistivity along the survey line A-A’: (A) conceptual model with three layers on the left and four layers on the right, (B) unconstrained resistivity model, 4th
iteration, absolute error of 4.78%, and (C) map of resistivity gradient. ... 127 Figure 3.9: Minimum resistivity as a function of the thickness of layer of marine sediments from forward/inverse modelling along the survey line A-A’. ... 129 Figure 3.10: Forward\inverse modelling of chargeability along the survey line A-A’: (A) conceptual chargeability model with superimposed resistivity structure from Figure 3.8A, (B) unconstrained resistivity model, iteration 4, RMS error of 2.26%, and (C) map of chargeability gradient. ... 131 Figure 3.11: Unconstrained inversion of observed IPT dataset along the survey line A-A’: (A) resistivity model, 4th iteration, absolute error of 4.21% (B) map of resistivity gradient, (C) chargeability
model, absolute error of 3.02%, and (D) interpretative geological cross-section. The stratigraphic information from three boreholes in the sites 1, 6 and 2 and from a cone penetration test in the permafrost mounds BS are given in the inverted models and the map of resistivity gradient. .. 134 Figure 3.12: Interpretative geological cross-section along the northern portion of survey line A-A’ (A) compared to the co-located GPR profile (B). ... 135 Figure 3.13: Ice content assessment based on the resistivity models: (A) resistivity model from unconstrained inversion, 7th iteration, absolute error of 6.43%, (B) resistivity model from active layer region-constrained inversion, 7th iteration, absolute error of 6.56%, and (C) resistivity model from active layer and permafrost region-constrained inversion, 7th iteration, absolute error of 6.60%. ... 140
Liste des annexes
Annexe A Photographies des formations géologiques observées dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 185 Annexe B Colonnes stratigraphiques et descriptions des forages du réseau Immatsiak réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 191 Annexe C Résultats des essais de pénétration au cône réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 201 Annexe D Discussion sur les propriétés hydrauliques des sols dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 207 Annexe E Courbes synthétiques et expérimentales des sondages de résistivité électriques réalisés dans la vallée Tasiapik à Umiujaq ... 215 Annexe F Interprétation objective des modèles de résistivité et de chargeabilité électriques des tomographies de polarisation provoquées réalisées dans la vallée Tasiapik à Umiujaq et coupe longitudinales du modèle cryohydrogéologique de long des lignes de levé géophysique ... 223 Annexe G Cartes d’épaisseurs des différents géofaciès créées à partir du modèle cryohydrogéologique 3D de la vallée Tasiapik à Umiujaq et contraintes utilisées pour la construction du modèle ... 237 Annexe H Visualisation interactive du modèle cryohydrogéologique 3D sous la forme d’un document PDF 3D et à l’aide du gratuiciel Geocando ... 251
Remerciements
Tout d’abord, j’aimerais remercier les leaders de la communauté Inuite d’Umiujaq pour nous avoir donné accès à leurs terres pour nos travaux de recherche en hydrogéologie des régions froides.
Merci au professeur Richard Fortier, mon directeur de recherche, pour son support tant financier qu’intellectuel. Je tiens à souligner sa grande disponibilité et sa participation active à l’effort majeur d’acquisition des données géophysiques. Je remercie également mon co-directeur de recherche, le professeur Christian Dupuis, pour son rôle de conseiller tant au niveau de l’instrumentation et des méthodes de terrain que pour l’interprétation des données géophysiques. Je remercie aussi le professeur Daniel Fortier, mon second co-directeur, pour son aide au niveau de l’interprétation des profils géoradar et pour ses conseils et encouragements.
Je tiens à remercier Pierrick Lamontagne-Hallé et Mélanie Mayers pour leur aide précieuse lors des travaux de terrain. Des remerciements particuliers à Pierrick Lamontagne-Hallé pour son travail minutieux et patient sur les profils de géoradar et pour la localisation des stations du levé de sismique réfraction. Je souligne également le rôle de mentor d’Olivier Rabeau lors de mon apprentissage du logiciel GOCAD. Merci à Richard Lévesque de POLY-GÉO Inc. qui s’est rendu disponible pour la validation du modèle géologique sur le plan du Quaternaire et pour ses suggestions de lectures. Je remercie Pierre Therrien pour ses conseils en modélisation et pour son soutien au niveau informatique. Merci à Majid El Baroudi pour son aide avec l’interprétation des sondages de résistivité électrique. Merci à Gabriel Fabien-Ouellet pour ses conseils lors de la planification et de l’interprétation des levés de sismique réfraction. Je tiens à remercier les professeurs René Therrien et Jean-Michel Lemieux, nos collègues hydrogéologues dans le projet Immatsiak, et Marie-Catherine Talbot Poulin, professionnelle de recherche attitrée à ce projet, pour leur participation à la logistique des travaux de terrain et nos discussions lors de l’élaboration du modèle cryohydrogéologique
tridimensionnel de la vallée Tasiapik à l’aide de GOCAD. René Therrien a agi à titre d’évaluateur de mon mémoire de maîtrise.
Je souligne aussi le soutien technique de Circé Malo-Lalonde de chez Instrumentation GDD inc. pour l’utilisation de leur testeur SCIP et son aide pour l’interprétation des résultats de même que la flexibilité de Pierre Gaucher sur la période de location de cet appareil.
Mon projet de recherche a été financé par le Conseil de recherche en sciences naturelles et en génie (CRSNG) à travers une subvention stratégique en partenariat avec le Ministère du développement durable, de l’environnement et de la lutte contre les changements climatiques du Québec (MDDELCC). J’ai obtenu deux bourses d’études et une bourse de communication avec la communauté Inuite d’Umiujaq dans le cadre du programme de bourses de recherche interdisciplinaire EnviroNord. Le MDDELCC a aussi financé une partie de ma rémunération lors de la première année de mes études de maîtrise. Le programme de formation scientifique dans le Nord (PFSN) de la Commission canadienne des affaires polaires m’a remis deux bourses pour couvrir une partie des coûts de mes travaux de terrain. Le Centre d’études nordiques (CEN) de l’Université Laval m’a également offert une bourse pour ma participation à la conférence de la Geological Society of America en 2014 à Vancouver et il a également fourni un soutien logistique aux travaux de terrain à Umiujaq qui a grandement facilité les travaux de terrain à Umiujaq.
Avant-propos
Ce mémoire porte sur le traitement, la modélisation directe, l’inversion et l’interprétation de levés géophysiques réalisés lors de deux campagnes intensives de travaux de terrain auxquelles j’ai participé activement. Ces campagnes, qui ont eu lieu en juillet 2013 et 2014 à Umiujaq au Québec nordique, avait pour but de produire un modèle cryohydrogéologique tridimensionnel de la vallée Tasiapik. Ce modèle tient compte également des résultats de travaux de recherche réalisés à Umiujaq au cours des vingt-cinq dernières années par plusieurs chercheurs dont notamment les professeurs Richard Fortier et Michel Allard et leurs étudiants. Le modèle présenté dans ce mémoire est donc le fruit d’une intégration de connaissances sur les processus périglaciaires, des résultats de multiples travaux de recherche et du contenu original que j’ai produit dans le cadre de mes études de maîtrise.
Le chapitre 3 de ce mémoire est un manuscrit en voie d’être soumis à la revue Journal of Applied Geophysics où j’apparais comme auteur principal. Les professeurs Richard Fortier et Christian Dupuis, respectivement directeur et co-directeur de mon projet de recherche, sont les co-auteurs de ce manuscrit. J’ai rédigé l’ensemble de ce manuscrit. J’ai développé la méthode d’interprétation objective proposée dans ce manuscrit. J’ai réalisé les travaux de modélisation directe, d’inversion et d’interprétation des tomographies de polarisation provoquée qui y sont présentés. Richard Fortier m’a assisté pour réaliser ces levés géophysiques à Umiujaq et il a également assuré le soutien logistique aux deux campagnes de travaux de terrain. Christian Dupuis a fourni des conseils ainsi que son assistance en préparation aux campagnes de terrain et au cours de la rédaction. Richard Fortier et Christian Dupuis ont fait une révision critique du contenu scientifique du document. Christian Dupuis a fait une révision formelle avec une attention particulière sur la qualité de l’anglais technique.
Introduction
Dans le cadre des plans d’action 2006-2012 et 2013-2014 sur la lutte contre les changements climatiques du gouvernement du Québec, le Ministère du développement durable, de l’environnement et de la lutte contre les changements climatiques du Québec (MDDELCC) a mis en place le réseau de suivi des eaux souterraines au Québec (RSESQ). Les objectifs du RSESQ sont de mesurer les effets des changements climatiques sur la ressource en eau souterraine et de fournir des connaissances utiles à la gestion durable de cette ressource renouvelable. En 2009, le MDDELCC a sollicité la participation du Centre d’études nordiques (CEN) de l’Université Laval à l’élargissement du RSESQ afin de couvrir la région de la Baie James et du Nord du Québec, entre le 49ième et le 62ième parallèle. Ce sous-réseau du RSESQ au Québec nordique a été baptisé le réseau Immatsiak, qui signifie «eaux fraîches» en Inuktitut (Fortier et al., 2011b, 2012, 2013 et 2014).
Plus qu’un simple réseau de puits d’observation des eaux souterraines, le déploiement du réseau Immatsiak a aussi été l’occasion d’accroître les connaissances fondamentales sur l’hydrogéologie des régions froides grâce à une subvention stratégique du Conseil de recherche en sciences naturelles et en génie (CRSNG). L’hypothèse de recherche de ce projet et son corollaire sont les suivants:
Hypothèse: La dégradation du pergélisol provoquée par le réchauffement
climatique affecte la dynamique des eaux souterraines en régions nordiques. En effet, la recharge des aquifères est accrue par l’apport de l’eau de fonte de la glace de sol. De plus, l’infiltration des eaux de précipitation, qui étaient auparavant bloquées par la couche imperméable de pergélisol, est maintenant facilitée. L’exploitation de l’eau souterraine comme source d’eau potable par les communautés Inuites devient maintenant envisageable dans le contexte du réchauffement climatique.
Corollaire: La croissance démographique et le développement du nord entraînent
un accroissement de la demande pour des sources d’approvisionnement en eau potable fiable et de qualité. Contrairement aux eaux de surface actuellement exploitées par les communautés nordiques, l’eau souterraine répond à ces critères car elle est naturellement filtrée par les sols, elle est moins vulnérable à la contamination et elle est moins propice à se tarir sous l’effet du gel en hiver. Bien qu’elle représente un défi certain, la recherche en eau souterraine dans des environnements nordiques est pertinente pour l’exploitation à long terme de cette ressource afin d’assurer le développement durable des communautés Inuites. Pour valider cette hypothèse, une approche hydrogéologique adaptée aux particularités des régions froides a été développée. Premièrement, neuf puits d’observation des eaux souterraines du réseau Immatsiak ont été mis en place dans un petit bassin versant de 2,2 km2 près de la communauté Inuite d’Umiujaq sur la côte est de la baie d’Hudson. Ce bassin versant se trouve dans une vallée appelée Tasiapik en zone de pergélisol discontinu. Cette densité accrue de puits d’observation permet d’étudier plus en détail les impacts du réchauffement climatique sur la dynamique des eaux souterraines. Deuxièmement, un réseau de câbles à thermistances a été installé pour faire le suivi des températures du sol dans les environnements non gelés et dans le pergélisol. Troisièmement, l’équipement nécessaire à la caractérisation de l’infiltration des précipitations et au suivi du débit du cours d’eau à l’exutoire du bassin versant ont été installés pour faire le bilan hydrique du bassin versant. À l’aide de l’ensemble de ces données, des simulations numériques de l’écoulement des eaux souterraines et de la dégradation du pergélisol dans le bassin versant seront effectuées dans les années à venir. Ces simulations permettront d’anticiper l’évolution de la ressource en eau dans le bassin versant selon différents scénarios de changements climatiques.
Pour qu’elles soient représentatives du milieu étudié, ces simulations numériques doivent se baser sur une représentation géologique fidèle du bassin versant dans la vallée Tasiapik à Umiujaq. Le projet de recherche présenté dans ce mémoire de
maîtrise répond à cette problématique en proposant un modèle cryohydrogéologique tridimensionnel (3D) de ce bassin versant. L’objectif principal de ce projet de recherche est de produire ce modèle cryohydrogéologique 3D du bassin versant étudié pour des fins de modélisation numérique de l’écoulement de l’eau souterraine dans un environnement nordique affecté par le réchauffement climatique. La création de ce modèle se base sur une investigation cryohydrogéophysique du bassin versant qui a fait appel à la polarisation provoquée, à la sismique réfraction et au géoradar; des méthodes géophysiques dites de proche surface. Ce modèle est le fruit d’une synthèse des résultats obtenus de cette investigation cryohydrogéophysique, de l’information acquise dans le cadre du déploiement du réseau Immatsiak dans le bassin versant et des connaissances développées au cours des vingt-cinq dernières années par les membres chercheurs du CEN, notamment au niveau du Quaternaire et des processus périglaciaires. En résumé, l’objectif principal de ce projet est accompagné de 5 objectifs méthodologiques :
1) Faire une synthèse des connaissances disponibles sur la géologie de la région d’étude et les propriétés des matériaux géologiques rencontrés. 2) Réaliser une investigation géophysique du bassin versant dans la vallée
Tasiapik à Umiujaq à l’aide des méthodes du géoradar, de la tomographie de polarisation provoquée et de la tomographie de sismique réflexion,
3) Développer une méthodologie d’interprétation objective des tomographies de polarisation provoquée.
4) Traiter et interpréter l’ensemble des levés géophysiques réalisés dans le bassin versant.
5) En se basant sur les résultats de l’investigation géophysique, générer un modèle cryohydrogéologique 3D du bassin versant dans GOCAD.
La mise en place et les caractéristiques des dépôts quaternaires dans la vallée Tasiapik sont aussi décrits dans ce chapitre. Le deuxième chapitre porte sur l’approche géophysique utilisée (objectif 2 et 4). Les résultats des mesures des propriétés électriques des différentes formations géologiques dans la vallée Tasiapik et l’interprétation des données de deux méthodes géophysiques complémentaires, le géoradar et la sismique réfraction, y sont aussi présentés. Dans le troisième chapitre, une méthode d’interprétation objective des tomographies de polarisation provoquée est présentée (objectif 3). Ce chapitre prend la forme d’un manuscrit rédigé en anglais à soumettre à la revue Journal of Applied Geophysics. Les résultats de l’application de cette méthode sur les tomographies de polarisation provoquée réalisées dans la vallée Tasiapik sont présentés (objectif 4). Finalement, les étapes de construction du modèle cryohydrogéologique 3D à l’aide du logiciel de modélisation géologique GOCAD sont traitées dans le quatrième chapitre (objectif 5). Des cartes de l’épaisseur des différents dépôts quaternaires dans le bassin versant et des coupes géologiques apparaissent aussi dans ce chapitre pour mettre en valeur le modèle construit. Plusieurs annexes complètent le présent mémoire. Un disque compact dans une pochette collée au verso de la page couverture arrière du mémoire contient un document PDF dynamique et le gratuiciel Geocando pour visualiser le modèle cryohydrogéologique 3D (Feige et al., 2015).
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1
Depuis le retrait de l’inlandsis laurentidien au Quaternaire, la croûte terrestre, jusqu’alors enfoncée dans le manteau terrestre sous le poids du glacier, se soulève vers son retour à l’équilibre isostatique. Ce relèvement isostatique en Hudsonie se poursuit encore de nos jours au taux le plus élevé mesurable sur la Terre (Sella et al., 2007). Au Quaternaire, le niveau de la mer était donc plus élevé qu’aujourd’hui et les vallées qui incisent les cuestas étaient, à l’instar du Goulet, des chenaux qui permettaient à l’eau de circuler entre le golf de Richmond (le proto-lac Guillaume-Delisle) et la baie d’Hudson au gré des marées. Des dépôts meubles d’origine glaciaire, glaciolacustre et littorale se sont déposés au fond de ces chenaux dans un milieu en constante évolution. Sous l’effet du relèvement isostatique, ces chenaux, ou paléo-goulets, se sont éventuellement asséchés pour former des vallées profondes qui ont été exposées au climat froid. Le pergélisol a alors envahi les dépôts quaternaires émergés dont notamment les dépôts d’origine marine de la classe des silts susceptibles au gel. Un pergélisol riche en glace s’est formé dans ces dépôts marins sous la forme de buttes de pergélisol qui sont séparées par des dépressions. Ces dépressions sont des taliks (sols non-gelés dans une zone de pergélisol) car elles se remplissent de neige en hiver, ce qui crée une isolation thermique qui empêche le gel du sol. La vallée la plus au nord du lac Guillaume-Delisle, entre le front de la cuesta et la colline Umiujaq, est nommée la vallée Tasiapik, ce qui signifie «petit lac» en Inuktitut. Ce nom non-officiel lui a été donné en raison des nombreuses mares qui s’y trouvent. Ces mares se sont formées par la dégradation thermokarstique des buttes de pergélisol. Leur étendue et leur nombre croissant au fil des décennies témoignent de la dégradation du pergélisol (Fortier et Aubé-Maurice, 2008).
La colonne stratigraphique du socle rocheux de la région du lac Guillaume-Delisle est présentée à la Figure 1.3. Ce socle rocheux appartient à deux grands groupes d’âge protérozoïque: 1) le Groupe de Richmond Gulf et 2) le Groupe de Nastapoka. Le Groupe de Richmond Gulf est le plus ancien des deux groupes. Il repose sur le socle archéen. Parmi les trois formations du groupe de Richmond Gulf, deux d’entre elles se trouvent sous les dépôts meubles dans la vallée
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meubles. Des photographies de chacune de ces formations géologiques sont présentées à l’annexe A.
1.2 État des connaissances
La carte descriptive des dépôts de surface dans la vallée Tasiapik, obtenue par photo-interprétation et validation sur le terrain, est présentée à la Figure 1.4. Cette cartographie des dépôts de surface de la région immédiate d’Umiujaq (Figure 1.2) a été réalisée par POLY-GÉO inc. dans le cadre du déploiement du réseau Immatsiak (Fortier et al., 2011b, 2012, 2013 et 2014). Les formes de terrain associées à la présence de buttes de pergélisol riche en glace apparaissent aussi sur cette carte. Les pentes calculées d’un modèle numérique de terrain (MNT) à haute résolution est superposée en transparence à la carte des dépôts pour apprécier le relief. Ce MNT du site d’étude a été obtenu d’un levé LiDAR aéroporté réalisé en août 2010 pour le compte du Ministère des Ressources Naturelles du Québec. Les limites du bassin versant étudié dans la vallée Tasiapik ont été définies à partir de ce MNT.
Lors d’une campagne de forage réalisée à l’été 2012 dans le cadre du projet Immatsiak (Fortier et al., 2013), des puits d’observation des eaux souterraines ont été installés dans sept sites de forage dans le bassin versant de la vallée Tasiapik (Figure 1.4). Les colonnes stratigraphiques produites à partir des descriptions des forages profonds dans ces sept sites sont disponibles à l’annexe B. Les descriptions visuelles des unités intersectées dans chacun des forages sont présentées dans la colonne de gauche des figures à l’annexe B, avec leur représentation pictographique dans la colonne de droite. Les dépôts ont aussi été échantillonnés pour des fins d’analyse granulométrique (Fortier et al., 2014). Les résultats de ces analyses sont présentés à droite de la colonne stratigraphique sous la forme d’une carte d’interpolation du pourcentage cumulatif du diamètre des particules à différentes profondeurs d’échantillonnage dans les figures à l’annexe B. Seul le site 1 n’avait pas de données granulométriques en quantité
d’apprécier l’évolution de l’hétérogénéité et du contenu en particules fines en fonction de la profondeur. Les valeurs de la fraction de sable fS pour chaque
échantillon sont présentées à gauche de la carte d’interpolation. Le critère pour définir fS établi par Folk (1954) est le pourcentage de particules dont le diamètre
est supérieur ou égal à 62.5 microns. Un code de couleur superposé à la représentation pictographie donne l’interprétation de ces forages sur la base de cinq géofaciès sédimentaires identifiés dans la vallée Tasiapik. Ces géofaciès sédimentaires sont décrits dans la prochaine section. Sur chacune des colonnes stratigraphiques, le niveau d’eau mesuré dans les puits d’observation en juillet 2013 et 2014 au moment des campagnes d’investigation géophysique est aussi indiqué à l’aide d’un triangle sur l’échelle de profondeur (Fortier et al., 2014). Les niveaux d’eau mesurés sont près du contact au roc dans tous les forages sauf pour les deux forages les plus en aval dans le bassin versant; soit les sites 3 et 5. Des conditions artésiennes ont été observées au site 3 à la fin de l’automne 2012. Des essais de pénétration au cône ont été réalisés dans les buttes de pergélisol de la vallée Tasiapik (Buteau et al., 2005, Fortier et Yu, 2012, Leblanc et al., 2004 et 2006) (Figure 1.4). Six essais avaient pour cibles les buttes BSO et BS en amont du bassin versant en juillet 2006 et en juin 2009 respectivement. Deux autres essais ont été effectués dans les buttes SB et AML en aval du bassin versant en juin 2000 et en juin 2001 respectivement. Les diagraphies de température et de résistivité électrique obtenues de ces essais de pénétration au cône sont présentées à l’annexe C à raison d’un essai par site. La cryostratigraphie interprétative basée sur les résultats de chaque essai de pénétration au cône apparaît aussi à l’annexe C.
Figure 1.4: Carte descriptive des dépôts de surface de la vallée Tasiapik. Modifiée de POLY-GÉO inc. (2014).
1.3 Chronostratigraphie des dépôts de surface
La déposition des matériaux meubles dans la vallée Tasiapik est complexe. Les effets combinés du retrait glaciaire, du relèvement isostatique et d’une topographie escarpée font en sorte que le milieu a beaucoup évolué lors de la déposition (POLY-GÉO inc., 2014). Cela se traduit par une hétérogénéité importante des dépôts meubles.
Une approche totalement descriptive pour définir l’étendue des unités sédimentaires est difficile à mettre en pratique en raison de la complexité de la stratigraphie. Cette approche nécessiterait une description détaillée de la stratigraphie dans plusieurs forages profonds et le long de plusieurs coupes stratigraphiques. Une telle description serait d’ailleurs trop détaillée pour les besoins des simulations hydrogéologiques. L’approche préconisée, dite génétique, se base sur la genèse des matériaux pour établir des critères descriptifs qui permettent de distinguer un nombre restreint de géofaciès1. Suivant le principe de parcimonie2, un modèle pertinent ne doit contenir que le nombre minimum de géofaciès pour une description cryohydrogéologique complète du système. Les critères descriptifs retenus pour chaque géofaciès doivent donc se traduire par des différences de propriétés cryohydrogéologiques concrètes. La force de cette approche génétique est d’établir des liens spatio-temporels entre les unités qui facilitent la construction d’un modèle géologique cohérent en l’absence d’une densité suffisante de données descriptives. Cette force découle du fait que l’approche génétique s’appuie sur une synthèse des connaissances des processus de déposition. La carte de la Figure 1.5 est une interprétation génétique de la carte descriptive de la Figure 1.4 en termes de géofaciès sédimentaires produite par POLY-GÉO inc.
1 La définition de géofaciès utilisée ici se rapporte à celle énoncée par Middleton (1973) selon la
traduction libre suivante: «les géofaciès sont des unités qui recevront éventuellement une interprétation environnementale; mais la définition d’un géofaciès est en soit assez objective et elle est basée sur l’aspects des roches observables sur le terrain».
2 Le principe de parcimonie en philosophie des sciences, aussi appelé le rasoir d’Ockham, peut
s’énoncer comme suit: « les hypothèses suffisantes les plus simples sont les plus vraisemblables ». Ce principe est souvent utilisé comme une considération non-probante en modélisation géologique pour départir des modèles équivalents (Oreskes et al., 1994).
Figure 1.5: Carte génétique des géofaciès de surface de la vallée Tasiapik. Modifiée de POLY-GÉO inc. (2014).
Dans cette section, l’évolution du milieu de déposition est décrite de manière chronologique. Les six géofaciès retenus, soit cinq géofaciès sédimentaires et un géofaciès cryologique, sont décrits au fur et à mesure de leur formation en faisant référence aux données descriptives disponibles. Cette présentation chronologique met l’emphase sur les particularités structurales et les relations stratigraphiques entre les géofaciès qui soutiennent la construction du modèle cryohydrogéologique 3D. Cette section est inspirée du rapport de POLY-GÉO inc. (2014).
1.3.1
9000 à 8200 ans cal BP: déglaciation de la baie
d’Hudson et début du relèvement isostatique
Il y a environ 9000 ans cal. BP1, une calotte glaciaire recouvrait la baie d’Hudson. Elle s’étendait jusqu’à la pointe sud de la baie James et sur une grande partie du Québec nordique (Figure 1.6). Cette calotte, appelée inlandsis laurentidien, était divisée en deux dômes, un à l’ouest, le dôme d’Hudson, et un à l’est, le dôme du Nouveau-Québec. L’écoulement glaciaire dans la région d’Umiujaq se faisait vers l’ouest. Les indices de terrain montrent un déplacement des glaces caractéristique d’un glacier à base chaude (ARK, 2007). Les vitesses d’écoulement glaciaire sont beaucoup plus élevées sous un glacier à base chaude que sous celui à base froide ce qui est à l’origine d’une érosion plus importante du socle rocheux et un transport accru de matériaux sous-glaciaires (Eyles, 1983). Cette érosion a façonné la roche pour créer une structure caractéristique en roche moutonnée. Les cycles de gel\dégel et les cycles de charge\décharge qu’a subit le socle rocheux sous le glacier a favorisé l’érosion par arrachement (Figure 1.7). De tels débris transportés par les glaciers sont appelés blocs erratiques. Il est probable que certains de ces blocs soient enfouis sous les sédiments dans la vallée Tasiapik.
1 «La mention « ans cal. BP » signifie que les âges déterminés à partir de la méthode de datation au
carbone 14 ont été étalonnés pour tenir compte de la variation du taux de production du carbone 14 au cours du temps. Les différences peuvent être de l’ordre de quelques centaines, voire de quelques milliers d’années. Les dates C14 sont généralement plus jeunes que les dates étalonnées
Figure 1.6: État de l’inlandsis laurentidien et étendue des lacs glaciaires Ojibway et Agassiz vers 9000 ans cal. BP. La lettre «S» (Saddle) indique l’ensellement entre les dômes du Nouveau-Québec et d’Hudson. Modifiée de Dyke et Prest, (1987).
À la jonction de ces deux dômes se situait un ensellement de la calotte où l’épaisseur de glace accumulée était plus faible. Il y avait donc une zone de faiblesse dans l’inlandsis. Deux immenses lacs glaciaires, les lacs Agassiz et Ojibway se trouvaient au sud de cette masse de glace qui agissait comme un grand barrage. De 8600 à 8450 ans cal. BP, l’étendue de ces lacs, alimentés par la fonte de la calotte glaciaire, s’est accrue sensiblement tandis que l’inlandsis reculait vers le nord. Le lieu où l’inlandsis était le plus mince se situait grossièrement au droit des îles Belcher au large de l’emplacement actuel du village d’Umiujaq. Peu après, le barrage de glace aurait cédé à cet endroit ce qui a permis aux deux lacs glaciaires de se vidanger de manière catastrophique dans
l’Atlantique Nord pour être remplacés par la mer intérieure de Tyrrell. Cette vidange a provoqué un abaissement brutal de 200 à 300 m du niveau de l’eau des lacs avant que toute la région ne soit envahie par l’eau de mer.
Figure 1.7: Morceau de roche soulevé par arrachement du socle rocheux à la base du glacier. De tels blocs erratiques peuvent se retrouver sous les dépôts meubles dans la vallée Tasiapik.
De 8400 à 8200 ans cal. BP, la calotte polaire aurait reculé rapidement par vêlage d’icebergs dans la mer de Tyrrell jusqu’à se stabiliser sur les crêtes des cuestas du lac Guillaume-Delisle et sur les collines Nastapoka plus au nord. Cette stabilisation correspond au moment de la déposition de la moraine de Sakami plus au sud (Hardy, 1982). Peu après 8200 ans cal. BP, la croûte terrestre déchargée du poids de la glace a commencé à se soulever. Selon les travaux de Lavoie et al. (2012), le relèvement isostatique et l’émersion du secteur du Lac-Guillaume Delisle se divisent en deux périodes avec des taux d’émergence différents (Figure 1.8). La première partie de la courbe d’émersion, de 8000 jusqu’à environ
6500 ans cal. BP, présente un taux d’émergence rapide de 0.1 m/an. Ce taux a été calculé à partir de l’espacement entre les moraines de De Geer à l’est du lac Guillaume-Delisle en considérant que le relèvement isostatique avait lieu au cours de la déglaciation. La droite qui correspond à ce taux passe par trois points de contrôle obtenus de datations au carbone 14 de coquilles trouvées dans des plages soulevées en altitude. Pour la seconde partie de la courbe d’émersion, d’environ 4000 ans cal. BP à aujourd’hui, le taux a été calculé par régression linéaire sur une série de points de contrôle qui proviennent de datations au carbone 14 de coquilles trouvées également dans des plages soulevées. Le taux d’émersion calculé de 0.013 m/an correspond au taux actuel mesuré à l’aide de stations GPS par Sella et al. (2007). Pour la période entre 6500 et 4000 ans cal. BP, seulement deux dates sont disponibles par manque de matériaux datables, ce qui est insuffisant pour construire une courbe d’émersion précise. Il est cependant probable que le taux d’émergence se soit ajusté durant cette période charnière en passant de 0,1 à 0,013 m/an (Figure 1.8).
Cinq évènements marquants permettent de diviser la mise en place des dépôts quaternaires dans la vallée Tasiapik en sous-périodes de déposition. Ces évènements sont identifiés à la Figure 1.8. En-dessous de la courbe d’émersion de cette figure, les cinq principaux processus physiques en jeu lors de la mise en place des dépôts quaternaires sont identifiés. La barre en tons de gris qui leur est associée montre l’étendue temporelle de leur action et leur intensité est représentée par un dégradé de noir (importante) à gris (faible). Finalement, l’évolution de la colonne stratigraphique lors de la mise en place des dépôts quaternaires apparaît dans le bas de la Figure 1.8. Cette figure fait le lien entre les mécanismes en jeu et les géofaciès déposés pour chacune des cinq sous-périodes de déposition. Ces cinq évènements marquants dépendent de la position du front glaciaire, du niveau marin et des aires d’inondation marine dans la région du lac Guillaume-Delisle telles que reconstruites par simulation à partir d’un modèle numérique de terrain et de la courbe d’émersion (Figure 1.9).
Figure 1.8: Chronoséquence de la déposition des dépôts meubles dans la vallée Tasiapik à l’holocène. Courbe d’émersion modifiée de Lavoie et al. (2012) (haut), durée et intensité approximative des différents processus physiques en jeu (centre) et synthèse de l’évolution du milieu sous la forme d’une colonne stratigraphique (bas). Les abréviations E1 à E6 font référence aux lithofaciès sédimentaires de la classification de Eyles et al. (1985) (Figure 1.11).
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par le transport de matériaux sous le glacier, était alors exposé à un apport important d’eau de fonte sous-glaciaire. Les cours d’eau sous-glaciaires ont participé à délaver le till de ces particules fines qui se trouvaient ensuite en suspension. Le délavage n’était cependant pas uniforme puisqu’il dépend de la proximité d’une source d’eau de fonte. Les cours d’eau sous-glaciaires ont transporté également des matériaux glaciaires dont le calibre varie de caillou à sable en passant par gravier. Des cours d’eau supra-glaciaires transportaient aussi des matériaux qui s’accumulaient dans les crevasses et autres irrégularités de surface qui étaient nombreuses à la marge du glacier. Au moment de la fonte du glacier, ces accumulations se sont déposées sous la forme de talus épars (Eyles, 1983). Une accumulation non-uniforme de matériaux glaciaires au sein de la vallée Tasiapik est donc attendue.
Le géofaciès GxT regroupe le till de fond et l’ensemble des dépôts sous-glaciaires, mais également les dépôts glacioproximaux de la période de stabilisation. Vue la variété des processus en jeu, cette unité est très hétérogène. Elle est caractérisée par une fraction grossière importante et la présence de blocs, de cailloux (clastes) et même, possiblement, de blocs erratiques. Sa matrice est composée de sable moyen à grossier avec une présence importante de gravier. Cette unité prend la forme d’un plaquage de 5 à 10 m d’épaisseur dans le fond de la vallée Tasiapik tel qu’observé dans les forages (annexe B) et en bancs épais sur les bords de la vallée (moraines). Le village nordique d’Umiujaq exploite actuellement un de ces bancs comme gravière (Figure 1.10). Des clastes sub-arrondis suspendus dans une matrice de sable sont visibles dans cette gravière. Sur le plan hydrogéologique, les propriétés de cette unité peuvent varier localement. Mais globalement, il s’agit d’une unité aquifère avec une bonne conductivité hydraulique1. Un gradient vertical de conductivité hydraulique est aussi probable.
1 La conductivité hydraulique est définie par la loi de Darcy comme le ratio du débit par unité de
surface et du gradient hydraulique. Elle a les unités d’une vitesse et mesure l’écoulement de l’eau à travers un milieu poreux (Therrien, 2010).
Figure 1.10: Gravière creusée à même le géofaciès GxT dans la vallée Tasiapik qui est exploitée par le village nordique d’Umiujaq. (Photographies de POLY-GÉO inc., 2014)
1.3.3
8000 à 7400 ans cal. BP: déposition des sédiments
d’épandage proglaciaire (Gs)
Selon Lavoie et al. (2012), la limite maximale atteinte par la mer postglaciaire de Tyrrell est d’environ 250 m asl dans le secteur d’Umiujaq et de la vallée Tasiapik. Cette altitude est déterminée à partir de la limite maximale de délavage du till par les vagues de la mer postglaciaire. Situées à des altitudes supérieures à 275 m asl, la crête de la cuesta et le sommet de la colline Umiujaq se trouvaient donc au-dessus de cette limite marine maximale (Figure 1.9).
La colonne d’eau au-dessus de la vallée Tasiapik était d’environ 100 m en amont et 200 m en aval. À proximité du front glaciaire, des masses importantes de sédiments étaient éjectées par de forts courants d’eau de fonte sous-glaciaire. Ces
