Synthèse de la géologie des dépôts de surface de la ceinture de Cape Smith, Orogène de l'Ungava, Nunavik, Québec, Canada – Partie 1 : cartographie des unités morphosédimentaires et histoire glaciaire

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  Un complexe morphosédimentaire varié

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  La dynamique glaciaire du nord de la péninsule d'Ungava

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  Reconstructions paléogéographiques des lacs glaciaires

L'ESSENTIEL

Les glaciations du Quaternaire ont modelé la majeure partie du nord de la péninsule d’Ungava en y déposant une couverture sédimentaire d'épaisseur variable qui, par endroits, limite l'accès au socle rocheux. Dans ce contexte, la prospection glacio-sédimentaire et la compréhension de la dynamique glaciaire constituent des outils essentiels pour évaluer le potentiel minéral de plusieurs secteurs du Nunavik, une région déjà reconnue pour son fort potentiel métallogénique. La présente synthèse aborde la géologie du Quaternaire du secteur situé au sud de Salluit et de la baie Déception, couvrant 15 feuillets SNRC, représentant une superficie de >11 000 km².

La zone d’étude se situe principalement dans la Province du Churchill, au cœur de l’Orogène de l’Ungava, qui comprend quatre domaines lithotectoniques distincts : les domaines Nord et Sud, formant ensemble la ceinture de Cape Smith (CCS), ainsi que les domaines de Kovik et de Narsajuaq.

La cartographie des formations superficielles à l’échelle 1/50 000, ainsi que l’échantillonnage des sédiments d’origine glaciaire (till) et fluvioglaciaire (esker), ont été réalisés lors de trois campagnes de terrain menées durant les étés 2021, 2022 et 2023.

Les dépôts de surface sont dominés par des sédiments glaciaires (till) qui, par endroits, ont été remaniés ou entaillés par l’eau de fonte lors de la déglaciation. Des dépôts fluvioglaciaires juxtaglaciaires (eskers), principalement sablo-graveleux, ainsi que des épandages proglaciaires recouvrent localement ces dépôts glaciaires. Le socle rocheux est peu exposé dans cette zone d’étude; il est généralement gélifracté et, en certains endroits, est caractérisé par la présence de felsenmeer matures, notamment sur les monts de Puvirnituq.

La déglaciation rapide des zones côtières et des grandes vallées fluviatiles du nord de la péninsule d’Ungava a coïncidé avec l'invasion marine de la vallée de la rivière Foucault et des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Le retrait progressif de la marge glaciaire sur le continent a également entraîné la formation de lacs proglaciaires lorsque les voies de drainage des grandes vallées étaient obstruées par la glace (lacs Watts, Déception, Foucault, Gatin, Vanasse et de Puvirnituq). La collecte de plus d'une centaine de mesures d’élévation au GPS différentiel des formes de terrain glaciolacustres et glaciomarines a permis d'affiner les connaissances sur le patron général de déglaciation de la région.

Le secteur présente peu de formes de terrain fuselées. Toutefois, un inventaire exhaustif des marques d’érosion glaciaire et des eskers a permis de mieux définir la dynamique glaciaire de la région.

La mise en œuvre d’un laboratoire mobile équipé d’un analyseur XRF portatif (pXRF) au cours des étés 2022 et 2023 a permis d’obtenir des résultats d’analyses géochimiques in situ. Cette approche visait à cibler des secteurs à fort potentiel minéral afin d’y effectuer un échantillonnage secondaire pour améliorer la précision des anomalies.

Douze zones favorables du Quaternaire, mettant en évidence différents contextes métallogéniques, ont été identifiées à la suite de l’analyse et de l’interprétation des résultats d’échantillonnage géochimiques et des concentrés de minéraux lourds.

La mise en application du laboratoire mobile pXRF et la section sur le potentiel minéral sont présentées dans le deuxième volet de la synthèse de la géologie des dépôts de surface de la ceinture de Cape Smith (BQ 2025-03).

RÉGION D'ÉTUDE

Le secteur d'étude est situé au Nunavik (Nord-du-Québec), précisément à l'extrémité nord de la péninsule d'Ungava. Il couvre une superficie de 11 000 km² (feuillets SNRC à l’échelle 1/50 000 : 35G05 à 35G07, 35G09 à 35G16, 35H05, 35H12 et 35H13). Ce territoire ne bénéficie pas d’accès routier, nécessitant des opérations quotidiennes héliportées.

Les travaux ont été menés depuis le camp Esker, établi à l’été 2019 sur des épandages fluvioglaciaires et glaciolacustres près du lac Spartan, situé au cœur du secteur à l’étude (feuillet 35G10). Le camp Esker est un camp en tente pouvant accueillir 25 à 30 personnes et accessible par avion de brousse ou hélicoptère. Il est situé à 80 km au SE de la communauté de Salluit et à 50 km à l’ouest de la mine Raglan (Kattiniq).

CADRE PHYSIOGRAPHIQUE

La péninsule d’Ungava est marquée par un vaste plateau faiblement incliné vers le SW en direction de la baie d’Hudson; à l'est, près de la baie d’Ungava, son relief est escarpé. La zone d'étude est située dans la région du plateau de James et se divise en trois régions physiographiques distinctes : le plateau de Salluit au nord, les monts de Puvirnituq au centre-sud, et le plateau de Larch à l’extrémité SE (Daigneault, 2008; Bostock, 2014).

Le plateau de Salluit, qui constitue la partie septentrionale de la zone d’étude, se présente comme une pénéplaine dont l’élévation moyenne est de 400 m. Ce plateau est profondément entaillé par le réseau de drainage débouchant dans le fjord de Salluit et dans la baie Déception. Certains sommets, notamment dans le secteur NE de la zone d’étude, atteignent >600 m d’élévation à proximité de Purtuniq (feuillet 35H13).

Les monts de Puvirnituq, situés dans le centre-sud de la zone, affichent également une topographie en pente, dont les sommets s’élevant d’ouest en est culminent à 661 m. Ce relief plissé reflète la géologie des crêtes montagneuses de la ceinture de Cape Smith et est incisé d’est en ouest par la vallée de la rivière de Puvirnituq.

Le secteur SE de la zone d’étude fait partie de la région physiographique du plateau de Larch. Cette région physiographique est incluse dans la région du plateau de l’Ungava, une grande plaine dont l’élévation moyenne est de 300 m. Celle-ci est délimitée au nord par la rivière de Puvirnituq et, au sud, couvre plus de la moitié du Nunavik. On y trouve le cratère des Pingualuit, résultant d’un impact météoritique survenu il y a ∼1,3 Ma. Son empreinte circulaire d’un diamètre de 2,8 km accueille le lac Pingualuk, d’une profondeur de 267 m (Bouchard et Péloquin, 1989). Le bourrelet qui ceint le cratère atteint 657 m d’élévation, représentant le deuxième plus haut sommet de la région.

RÉSEAU HYDROGRAPHIQUE

Le territoire est traversé par la ligne de partage des eaux séparant le drainage en direction WSW vers la baie d’Hudson, et le drainage en direction nord et NE vers la baie d’Ungava. Plusieurs sous-bassins occupent ces régions hydrographiques, et ceux-ci ont eu un impact direct sur certains événements de la déglaciation.

Régions hydrographiques et subdivision des bassins versants dans la région
Région hydrographique	Bassin versant	Sous-bassin versant	Lac
	(niveau 1)	(niveau 2)
Ungava	Rivière Foucault	Rivière Foucault	Spartan
			Narsarusiup Tasinga
		Rivière Gatin	Serpentine
	Rivière Déception	Rivière Déception	Duquet
		Décharge du lac Françoys-Malherbe	Watts
			Françoys-Malherbe
	Rivière Arnaud	Rivière Vachon	Pingualuk
Baie d’Hudson	Rivière de Puvirnituq	Rivière de Puvirnituq	Beauparlant
		Petite rivière de Puvirnituq	Nuvilic
		Décharge du lac Saint-Germain	Saint-Germain
	Rivière Kovik	Rivière Kovik	Vanasse
			Belleau

Région hydrographique de l'Ungava

Les bassins versants situés dans la région hydrographique de l’Ungava s'écoulent vers le nord en direction du détroit d’Hudson. Les monts de Puvirnituq forment la limite sud de cette région. Au NW de la zone d’étude, le réseau de drainage se dirige vers le fjord de Salluit. L'affluent principal de ce bassin est la rivière Foucault, qui prend sa source dans le lac Spartan et s’écoule sur >100 km. La rivière Gatin prend sa source au lac Serpentine et constitue le tributaire le plus important de la rivière Foucault. Au NE, le territoire est drainé dans la baie Déception grâce à la rivière Déception, son tributaire principal. Celle-ci s’écoule sur ∼70 km depuis le haut plateau Kattiniq. Les deux principaux lacs situés en amont de la baie Déception sont les lacs Watts et Françoys-Malherbe, qui se drainent également par la rivière Déception.

Dans le secteur SE de la zone d’étude, les bassins versants des rivières Arnaud et Vachon englobent la région du cratère des Pingualuit et du lac Laflamme. La région est drainée par la rivière Arnaud, laquelle se jette dans la baie de Payne, plus loin au SE.

Région hydrographique de la baie d'Hudson

La région hydrographique de la baie d’Hudson délimite pratiquement l'ensemble de la portion occidentale et méridionale du secteur d’étude. Elle se subdivise en deux grands bassins versants, dont celui de la rivière de Puvirnituq, qui traverse la zone d’étude d’est en ouest. Ce vaste bassin versant inclut les sous-bassins de la petite rivière de Puvirnituq et de la décharge du lac Saint-Germain.

Au NW, les lacs Vanasse et Belleau se déversent dans le bassin de la rivière Kovik, qui s’écoule ensuite vers la baie Kovik dans la baie d’Hudson.

DOMAINE BIOCLIMATIQUE

La portion nord de la péninsule d’Ungava est situé en zone arctique, une région qui, au Québec, englobe l’ensemble du territoire au nord de la limite des arbres (latitude approximative de 58°). La zone d’étude se trouve dans la sous-zone de la toundra à arbustes prostrés, où le climat rigoureux limite la végétation à des plantes herbacées, des bryophytes et des lichens (MRNF, 2022). La température annuelle moyenne varie entre -8 et -9 °C, avec des précipitations totales annuelles oscillant entre 550 et 750 mm en fonction des secteurs (Lavoie et al., 2023). L'ensemble de la zone d’étude est caractérisé par la présence de pergélisol continu, dont l'épaisseur atteint >400 m dans le nord du Nunavik. Ce pergélisol influence les formations rocheuses et sédimentaires qui structurent la morphologie de la région (Hérault et Allard, 2018).

 

GÉOLOGIE DU QUATERNAIRE - ÉTAT DES CONNAISSANCES

Écoulements glaciaires de la péninsule d’Ungava

Depuis les travaux pionniers de Low (1899), les travaux entrepris dans la partie centrale de la péninsule d’Ungava ont permis d’établir l’existence de trois épisodes d’écoulement glaciaire dans le nord de la péninsule d’Ungava. Les travaux ont notamment porté sur la mesure et l’interprétation de relevés des marques d’érosion glaciaire et l’analyse des schémas de dispersion des indicateurs lithologiques et géochimiques (Kretz, 1960; Currie, 1965; Matthews, 1968; Gray et Lauriol, 1985; Bouchard et Marcotte; 1986; Lauriol et Gray, 1987; Laymon, 1992; Daigneault, 1990; Bruneau et Gray, 1997; Gray, 2001; Daigneault et Bouchard, 2004; Daigneault, 2008).

L’épisode le plus ancien, mis en évidence entre Ivujivik et la CCS, serait associé à des mouvements reliques NW-SE liés à la formation d’une calotte glaciaire indépendante nommée « centre d’Ungava » par Bouchard et Marcotte (1986). Le centre d’Ungava se serait édifié sur les hauts plateaux des monts de Puvirnituq avec un écoulement radial (flot d’Ungava) de part et d’autre de la ceinture de Cape Smith (Bouchard et Marcotte, 1986; Bouchard et Péloquin, 1989; Daigneault et Bouchard, 2004). Cette interprétation était initialement basée sur l’analyse lithologique de blocs erratiques d’âge protérozoïque provenant de la CCS, et qui ont été trouvés sur le socle archéen au sud du cratère des Pingualuit et à l’ouest du lac Nantais.

La dispersion glaciaire initiale associée au centre de dispersion d’Ungava, possiblement datée du Wisconsinien supérieur, constitue la première phase du nord de la péninsule d’Ungava. Cette phase aurait été subséquemment intégrée au centre de dispersion de Payne, qui constituait le segment NW de la ligne de partage glaciaire du Nouveau-Québec–Labrador (LPGQL) et qui contrôlait les écoulements glaciaires dans le secteur central de la péninsule d’Ungava. Cette hypothèse est étayée par la présence de blocs erratiques dolomitiques issus de la CCS, identifiés à >120 km à l’est d’Ivujivik. Leur dispersion témoigne d’un écoulement glaciaire antérieur orienté vers le NW, incompatible avec les trajectoires glaciaires associées au centre de Payne ou encore avec la configuration finale de la LPGQL dans ce secteur (Daigneault et Bouchard, 2004).

Une réorganisation subséquente du centre de Payne aurait engendré un dernier épisode glaciaire, marqué par le prolongement NW-SE de la LPGNQL entre Ivujivik et le lac Nantais (Daigneault et Bouchard, 2004; Daigneault, 2008). Les formes d’érosion glaciaire observées au nord de ce prolongement sont principalement attribuées à ce dernier centre de dispersion, dont les écoulements étaient dirigés vers la périphérie de la péninsule. Dans la portion SW de la zone d’étude (région du lac Allemand), des roches profilées vers le NW, témoins d’une avancée glaciaire antérieure liée au centre de dispersion de Payne, présentent une surimpression de stries et cannelures orientées vers l’ouest. Ces dernières sont attribuées au mouvement glaciaire régional induit par le prolongement de la LPGNQL (Daigneault et Bouchard, 2004).

Enfin, aux abords du détroit d’Hudson, la présence de till carbonaté ainsi que de marques d’érosion glaciaire (stries, cannelures, roches moutonnées et sichelwannen) orientées vers l’est témoigne de l’existence d’un courant de glace alimenté par les masses glaciaires continentales (dômes de Foxe, du Kewatin et du Nouveau-Québec) au dernier maximum glaciaire (DMG), et qui aurait atteint la région située entre le cap de Nouvelle-France et le havre Douglas (Gray et Lauriol, 1985; Laymon, 1992; Bruneau et Gray, 1997; Gray, 2001; Daigneault et Bouchard, 2004; Daigneault, 2008). Dans ce secteur, la présence de marques d’érosion glaciaire orientées vers le NE et qui coupent ce mouvement vers l’est suggère que l’activité du courant glaciaire est antérieure à la dernière phase d’écoulement majeure vers le NE (Daigneault et Bouchard, 2004).

Déglaciation depuis le dernier maximum glaciaire

La déglaciation rapide des zones côtières et des grandes vallées fluviatiles dans la portion nord de la péninsule d’Ungava a coïncidé avec l'invasion marine des secteurs affectés par l'enfoncement glacio-isostatique (Gray et al., 1993; Dyke, 2004). La Mer d'Iberville a recouvert les basses-terres entourant la baie d’Ungava, tandis que la Mer de Tyrrell a submergé les basses-terres de la baie d’Hudson. À l'extrémité nord de la péninsule, l’invasion marine (Détroit de Tyrrell) a été principalement confinée aux affluents situés entre le fjord de Salluit à l'ouest et la baie de Wakeham (Kangiqsujuaq) à l'est (Gray et Lauriol, 1985; Gray et al., 1993; Bruneau et Gray, 1997; Daigneault, 2008).

Le retrait progressif de la marge glaciaire vers l’intérieur du continent a favorisé la mise en place de lacs proglaciaires lorsque le drainage naturel des grandes vallées était obstrué par la glace. Les principaux lacs proglaciaires répertoriés dans le nord de la péninsule d’Ungava comprennent les lacs Derville, Vanasse, de Puvirnituq, Gatin et Déception (Daigneault, 2008). Plus au sud, les lacs Nantais et Klotz ont également été documentés par Lauriol et Gray (1987) et retravaillés par Lévesque (2021).

Divers stades ou niveaux lacustres temporaires sont associés à l’ouverture progressive de différents exutoires durant le retrait de la marge glaciaire. La carte glaciaire du Québec (Brouard et al., 2023) propose une synthèse régionale des événements glaciaires survenus au nord de la péninsule d’Ungava, intégrant la chronologie des écoulements glaciaires, l’étendue de l’invasion glaciomarine et la formation des lacs proglaciaires ayant influencé la zone d’étude.

MÉTHODE DE TRAVAIL

Le tableau ci-dessous présente une liste d’études thématiques portant sur la géologie du Quaternaire réalisées dans la péninsule d’Ungava depuis 1898. Il inclut également certaines références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive, comprenant les travaux du Ministère relatifs à la géologie du roc, est disponible dans la base de données documentaire EXAMINE.

Travaux antérieurs dans la région d'étude

Auteur(s)	Type de travaux	Contribution
Low, 1899 Laymon, 1991	Études thématiques sur l’invasion marine dans la région du détroit d’Hudson	Premières mentions et mesures de terrasses marines dans la région étudiée
Farrand et Gajda, 1962 Matthews, 1967 Gray et al., 1980 Gray et al., 1993 Peltier et al., 2015	Études thématiques sur le rebond isostatique	Construction d’une courbe de relèvement isostatique et application de modèles à la déglaciation du nord de l’Ungava; datation au 14C de terrasses marines
Matthews, 1968 Daigneault, 1997	Études doctorales sur la géologie du Quaternaire	Études thématiques sur la géologie du Quaternaire au nord de la péninsule d’Ungava touchant l'invasion marine et la cartographie des dépôts de surface
Prest, 1975 St-Onge et Scott, 1986	Études thématiques sur les lacs de barrage glaciaires	Publications faisant mention de lacs de barrage glaciaire dans la région étudiée
Hervet, 1984 Lamothe et al., 1984 Roy, 1984 Roy, 1989 Mathieu et Beaudette, 2019 Beaudette et al., 2020 Mathieu et al., 2022 Lafrance et al., 2023 Vanier et Bilodeau, 2023 Mathieu et al., 2023 Debruyne et al., 2025 Vanier et Bilodeau, 2025	Cartographie régionale du socle rocheux	Cartographie régionale, descriptions stratigraphiques, structurales et géochimiques des formations géologiques
Gray et Lauriol, 1985 Bouchard et Marcotte, 1986 Laymon, 1992 Bouchard et al., 1989 Bruneau et Gray, 1997 Veillette et al., 1999 Clark et al., 2000 Gray, 2001 Daigneault et Bouchard, 2004	Étude thématique sur la dynamique glaciaire	Schéma d’écoulement glaciaire et chronologie de la déglaciation à partir de marques d’érosions glaciaires et de l’étude de dispersion glaciaire de blocs erratiques distinctifs (roches protérozoïques de la ceinture de Cape Smith et paléozoïques du détroit d’Hudson)
Ricard, 1989 Lauriol et Gray, 1987 MacLean et al., 1992 Gray et al., 1993 Lauriol et Gray, 1997 Dalton et al., 2020 Dalton et al., 2023	Études thématiques portant sur la chronologie de la déglaciation	Distribution spatiale de la morphologie d’unités fluvioglaciaires et interprétation des patrons de déglaciation régionale; compilation de datations; chronologie de la déglaciation et modèles de marges glaciaires du nord de la péninsule d’Ungava
Bruneau et Gray, 1991 Daigneault, 1996 Brouard et al., 2020	Cartographie des dépôts de surface	Cartographie des dépôts meubles réalisée par interprétation de photos aériennes, satellitaires et de visites sur le terrain
Daigneault, 2008 Brouard et al., 2023	Synthèse régionale des événements du Quaternaire	Synthèse thématique portant sur l’identification et la cartographie des dépôts de surface, la définition de schémas de dispersion et la dynamique glaciaire du nord de la péninsule d’Ungava
Maurice et Lamothe, 2012	Levé géochimique de sédiments de fond de lac	Levé géochimique de sédiments de fond de lac au nord du 61e parallèle

ZONES MORPHOSÉDIMENTAIRES

Ce Bulletin présente la cartographie à une échelle de 1/50 000 des dépôts de surface dans la région d’étude (CG 2024-02). Ces dépôts, ainsi que les morphologies observées sur le territoire, ont été largement façonnés par les glaciations successives du Quaternaire, en particulier la glaciation du Wisconsinien tardif et la déglaciation subséquente. La légende utilisée pour la cartographie est disponible en ligne.

Substrat rocheux

Le roc affleure abondamment sur le territoire (5 %), particulièrement dans les monts de Puvirnituq et en bordure des vallées tributaires du lac Watts.

SÉDIMENTS GLACIAIRES

Les sédiments glaciaires, représentés par huit unités cartographiques, constituent les formations les plus étendues sur le territoire, couvrant un peu plus de 72 % de la zone d’étude. Bien que ces sédiments soient présents sur l'ensemble de la région, ils ne sont observés en surface que dans les zones de moyenne et haute élévation. Dans les zones de basse topographie, les sédiments glaciaires sont généralement enfouis sous des dépôts fluvioglaciaires, glaciolacustres et/ou glaciomarins.

Till en couverture continue (Tc)

 

Le till en couverture continue est le dépôt de surface le plus abondant, représentant 29 % de la surface cartographiée. Son épaisseur varie spatialement en fonction du relief du socle sous-jacent, comblant les creux topographiques tout en laissant les reliefs positifs dégagés de sédiments. La quasi-totalité des forages recensés sur le terrain à l’étude se trouve le long de la CCS, qui s’étend sur >80 km selon un axe WSW-ENE dans la portion sud de la zone d’étude.

Les descriptions de forages au diamant effectuées par diverses compagnies minières, et disponibles dans le SIGÉOM, ont permis de recenser 5285 sondages le long de la CCS, dont la surface présente >1 m d’épaisseur de till. La profondeur moyenne des forages est estimée à 4 m, avec un maximum de 32 m observé dans le feuillet 35H12, soit au centre-est de la zone d’étude. Les forages les plus profonds se trouvent majoritairement à proximité de grandes zones de cisaillement, où les sédiments glaciaires ont comblé les dépressions topographiques. De plus, un nombre significatif de forages a été réalisé près des affleurements visibles sur les monts de Puvirnituq, ce qui pourrait induire un biais sur l’épaisseur moyenne qui pourrait être plus importante dans d'autres secteurs, notamment dans les vastes plaines de till sans morphologies dominantes associées.

De grandes plaines de till bien développées sont également présentes au nord de la CCS, notamment dans les bas topographiques du Plateau de Salluit (feuillets 35G10, 35G11, 35G14 et 35G15) et dans le secteur SE de la zone d’étude (feuillets 35G05 et 35G06). Ces vastes plaines montrent peu de formations glaciaires particulières, typiques des zones d’écoulement à forte vélocité, telles que les trainées morainiques fuselées et les crag-and-tail.

La composition du till de fond échantillonné dans les ostioles varie selon la lithologie des roches sous-jacentes. Dans la région étudiée, le till est généralement de couleur gris foncé, avec une matrice silto-argileuse ou silto-sableuse. On y trouve des clastes centimétriques à décimétriques non jointifs, dont la composition lithologique est principalement mafique, ultramafique et volcano-sédimentaire, correspondant aux unités dominantes de la CCS en amont glaciaire.

Les échantillons de till prélevés à l’extrémité sud de la zone d’étude, en bordure de la CCS et de la Sous-province de Minto, présentent une signature différente. La matrice y est majoritairement sableuse et de couleur brunâtre, ce qui est lié à la présence de roches intrusives felsiques en amont.

Till en couverture discontinue (Tm)

Les sédiments glaciaires d’une épaisseur de <1 m sont cartographiés comme till en couverture mince (25 % du territoire cartographié). Cette unité est généralement présente près des sommets locaux et à proximité du socle rocheux, notamment dans les monts de Puvirnituq (feuillets 35G06 à 35G11). On l’observe également sur les collines entourant les lacs Watts et Françoys-Malherbe (feuillet 35G16) ainsi qu’à l’ouest de la rivière Foucault (feuillet 35G14).

Till délavé (Td)

Le till délavé représente 2 % du territoire et correspond aux secteurs où le sédiment glaciaire a été délavé par l'eau de fonte. Ce phénomène est observable aux abords des couloirs fluvioglaciaires et des dépressions topographiques. La surface est couramment couverte de chenaux variés. En photo-interprétation, la texture de la surface est granuleuse (moins lisse qu'un till de fond), indiquant un ruissellement plus ou moins superficiel selon les secteurs. Les particules fines peuvent être en grande partie délavées en surface, laissant localement un diamicton sableux et lâche.

Till remanié (Tr, Trm)

Cette unité correspond aux zones de till remanié par l'activité littorale des lacs et des mers postglaciaires où l'action des vagues remanie la surface de la couverture de sédiment glaciaire. Le till ainsi remanié se caractérise par une matrice sableuse, lessivée de ses particules fines. Dans le cas d'un till remanié mince, l'unité « Trm » est utilisée. Ces deux unités représentent ensemble 13 % du territoire. Dans certains secteurs où l’action de remaniement littoral a pu perdurer, il est possible d’y observer le développement de plages de blocs et de sable bien trié (LGb et MGb), ainsi que la limite supérieure des zones de délavage.

Till côtelé (To)

Cette unité n’a été répertoriée que dans les feuillets 35G08 et 35G15, à proximité des rivières de Puvirnituq et Foucault. Les zones de till côtelé sont associées à des champs de moraines de Rogen. Ces champs de moraines se situent généralement à proximité de sédiments glaciaires délavés (Td) et juxtaglaciaires (Gx). Cette unité représente <1 % du territoire cartographié.

 

Till de fusion (Tf)

À l’est du terrain d’étude (feuillets 35G09, 35G12 et 35G13), des champs de blocs représentent des évidences de zones de décrépitude de la calotte glaciaire résiduelle ou tardive. Une mince couche de till d’ablation a recouvert le territoire à certains endroits au cours de la déglaciation, laissant un till sableux et lâche, parsemé de blocs en surface. Ce phénomène, bien que peu représenté sur la carte produite (2 % de la superficie), est particulièrement observable à proximité des vastes plaines de felsenmeer qui se sont développées dans les secteurs de roc affleurant.

Till bosselé (Tb)

Quelques secteurs restreints présentent une topographie en bosses et en creux, sans orientation particulière, où le sédiment aurait été déposé lors de l’ablation du glacier par une glace stagnante ou peu active (<1 % du territoire). Lorsque ce modelé est présent, il est couramment observable à proximité de couloirs d’eskers.

FELSENMEER (QF)

Le secteur le plus élevé du terrain d’étude (au sud du lac Watts, dans les monts de Puvirnituq; feuillets 35G09, 35H12 et 35H13) se distingue du reste du territoire par la présence de vastes zones de felsenmeer et de crêtes rocheuses gélifractées. Les felsenmeer sont essentiellement constitués de blocs jointifs décimétriques à métriques anguleux. La lithologie des blocs est majoritairement monogénique et oxydée, reflétant la nature locale du socle rocheux (groupes de Chukotat et de Povungnituk). Bien que quelques petites stries aient été observées sur des affleurements rocheux, ce secteur est caractéristique d’une dynamique glaciaire à base froide, où l’écoulement basal est minimal.

SÉDIMENTS FLUVIOGLACIAIRES

Cette unité comprend les sédiments mis en place par l’eau de fonte lors de la déglaciation. Ces dépôts sont particulièrement concentrés dans les bas topographiques suivant des couloirs dont les axes d’orientation varient de NE-SW à N-S.

Sédiments juxtaglaciaires (Gx)

Les dépôts juxtaglaciaires sont constitués de sable, de gravier, de cailloux et de blocs mis en place au contact de la marge glaciaire. Ces dépôts forment des structures telles que des eskers, des kames ou des deltas juxtaglaciaires. Ces sédiments sont généralement modérément à bien triés, stratifiés de manière subhorizontale, et forment localement des accumulations qui peuvent dépasser 30 m d'épaisseur. Bien que particulièrement caractéristiques quant aux reliefs qui leur sont associés, ces sédiments ne couvrent que 2 % de la zone d’étude.

Complexes d'eskers

Kames et kettles

Sédiments d'épandage subaériens (Go)

Les sédiments d’épandage subaériens sont constitués de plaines formées par le ruissellement de l'eau de fonte dans un contexte périglaciaire. Généralement, ces dépôts correspondent à des alluvions déposées dans un environnement où l’eau de fonte est abondante et chargée de sédiment. De nombreux chenaux proglaciaires et des kettles abondent en surface. Cette unité couvre <1 % du territoire.

Sédiments d'épandage subaquatiques (Gs)

Cette unité comprend des accumulations de sable fin à grossier déposées dans les lacs glaciaires à proximité de la marge. Les sédiments subaquatiques forment de grands reliefs à pente douce, où la granulométrie des sédiments diminue avec la distance par rapport à la marge glaciaire. Ces sédiments sont généralement stratifiés et présentent des couches horizontales ou obliques. Des séquences de ce type, atteignant 5 à 10 m d’épaisseur, peuvent être observées en coupe le long des rivières Gatin et Foucault. Normalement associée aux sédiments juxtaglaciaires, cette unité couvre <1 % du territoire et est commune autour des couloirs d’eskers.

SÉDIMENTS GLACIOLACUSTRES

Plusieurs lacs glaciaires ont été formés au contact de la marge glaciaire, lorsque les exutoires naturels de certains bassins versants locaux étaient bloqués. Plusieurs évidences de remaniement littoral (LGb, Tr), ainsi que quelques deltas (LGd) ont été observés dans les vallées des rivières Kovik, Foucault, Gatin, de Puvirnituq et Déception.

L’étude des sédiments littoraux et deltaïques glaciolacustres dans ces vallées a permis d'établir différentes phases d’abaissement progressif des bassins, jusqu’à leur vidange finale, lorsque les exutoires ont été libérés. Aucune évidence de sédimentation glaciolacustre d’eau profonde (silt et argile) n’a été observée dans la zone étudiée.

Sédiments glaciolacustres littoraux (LGb)

Des petites terrasses rectilignes et des lignes de rivage composées de blocs jointifs (décimétriques à métriques) ont été observées à flanc de colline, notamment sur les versants nord des vallées orientées E-W (Gatin et de Puvirnituq), ainsi que sur le versant ESE des vallées orientées N-S (Kovik, Foucault et Déception). Ces constructions permettent de délimiter l’extension des lacs glaciaires.

En certains endroits, typiquement à des élévations plus élevées, le remaniement littoral a complètement délavé le till, exposant le socle rocheux et définissant ainsi la limite supérieure de délavage dans le secteur. Des chenaux surcreusés dans le till ou dans le socle rocheux aux pourtours des bassins versants sont interprétés comme les exutoires temporaires et finaux des différents bassins glaciolacustres, dans leurs vallées respectives.

Les sédiments littoraux glaciolacustres couvrent un peu plus de 0,5 % du territoire.

Sédiments glaciolacustres deltaïques (LGd)

Des constructions sédimentaires deltaïques sont observables aux embouchures de chenaux de fonte sous-glaciaires ou latéraux positionnées à la rencontre des bassins d’eau glaciolacustres. Ces accumulations sableuses, dont le sommet est tabulaire et dans certains cas chenalisé, sont couramment représentées sous forme d’éventails. Tout comme les sédiments littoraux, les deltas glaciolacustres servent également de marqueurs pour l’élévation des lacs glaciaires recensés dans le secteur. Au total, 131 constructions deltaïques glaciolacustres ont été répertoriées, notamment dans les vallées des rivières Gatin, Foucault et Kovik (0,13 % du territoire).

SÉDIMENTS GLACIOMARINS

Sédiments glaciomarins littoraux et prélittoraux (MGb)

Des terrasses étagées sur les flancs de vallée de la rivière Foucault, ainsi que le long des lacs Françoys-Malherbe et Watts, marquent les différents niveaux marins successifs résultant de l’invasion marine et de la régression subséquente. L’élévation de marqueurs synchrones augmente du nord vers le sud en raison du rebond isostatique différentiel. Ces terrasses, d'une hauteur moyenne d’une dizaine de mètres, sont principalement constituées de sédiments glaciaires remobilisés et lessivés de leurs particules fines. La granulométrie de la matrice de ces dépôts varie du sable moyen au gravier, avec la présence de cailloux arrondis, localement jointifs. Des blocs décimétriques à métriques sont également observés en surface. En tout, 52 constructions littorales marines ont été identifiées sur le territoire.

Sédiments glaciomarins deltaïques (MGd)

Des deltas glaciomarins ont été cartographiés dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Le plus grand de ces deltas couvre ∼3 km² et sa surface atteint une élévation de 86 m. Il se situe à l’embouchure d’un important chenal déversoir, désormais occupé par le lit de la rivière Qullisaup Kuunga. La formation de ce delta pourrait être liée à la vidange d'une portion du Lac Gatin, lorsque la glace s'est retirée du secteur. La rivière Qullisaup Kuunga s’est depuis incisée dans son propre delta, le divisant désormais en deux parties distinctes.

SÉDIMENTS POSTGLACIAIRES

Sédiments alluviaux (Ap, At, Ax)

Les alluvions actuelles (Ap; 0,77 % du territoire) correspondent aux zones où des sédiments alluviaux non végétalisés sont présents dans le lit des rivières. Cette unité est particulièrement concentrée dans les secteurs des principales rivières de la région, telles que les rivières Kovik, Foucault, Gatin, de Puvirnituq, Qullisaup Kuunga, Kangillialuk et Déception. Des sédiments de terrasses fluviatiles récentes et anciennes ont également été cartographiés de part et d’autre des vallées fluviales actuelles (At : 0,28 % et Ax : 0,01 % du territoire).

Sédiments organiques non différenciés (O)

Les sédiments organiques couvrent 7,4 % de la zone d'étude. Ils se présentent principalement sous forme de marécages ou de tourbières, occupant des dépressions topographiques mal drainées. Dans ces milieux tourbeux, des formes de terrains périglaciaires sont observables par endroits, telles que des sols structurés.

HISTOIRE GLACIAIRE

Le nord de la péninsule d’Ungava est au cœur de l’évolution de la calotte laurentidienne, formant la partie septentrionale du dôme du Labrador–Québec. En raison de sa position géographique, bordée par la baie et le détroit d’Hudson ainsi que par la baie d’Ungava, cette région est sensible aux grandes phases d’englaciation et de déglaciation de la calotte glaciaire. La dynamique glaciaire régionale y est particulièrement complexe, ce qui se traduit par un modelé géomorphologique riche et diversifié. Les processus périglaciaires et postglaciaires y ont également laissé une empreinte marquée, notamment par l’ennoiement des marges côtières lié aux invasions marines ainsi que par l’occupation du centre de la péninsule par des lacs glaciaires. Cette section vise à améliorer la compréhension de l’histoire glaciaire régionale, dont le modelé géomorphologique témoigne des phases d’écoulement depuis le dernier maximum glaciaire.

DYNAMIQUE GLACIAIRE

Inventaire des marques d’érosion glaciaire et chronologie relative des phases d’écoulement glaciaire au nord du 61^e parallèle 

Un total de 278 marques d’érosion (stries et cannelures) ont été mesurées sur les 15 feuillets à l’échelle 1/50 000, couvrant les levés réalisés par le Ministère durant les étés 2021 à 2023. À ces données s’ajoutent 364 marques supplémentaires situées au nord de la latitude 61° 15’, compilées à partir des travaux en géologie du roc du Ministère et des études quaternaires de la Commission géologique du Canada (CGC), visant à affiner la compréhension de la dynamique glaciaire de la péninsule d’Ungava. L’interprétation finale de la chronologie des écoulements glaciaires inclut ainsi un périmètre d’étude élargi, correspondant à la portion nordique de la péninsule d’Ungava, au nord du 61^e parallèle.

Les marques d’érosion sont généralement plus fortement concentrées sur les lithologies favorables à ce type d’enregistrement (roches volcano-sédimentaires de la ceinture de Cape Smith). La majorité des marques d’érosion se présentent sous forme de stries fines, généralement de quelques millimètres de largeur et d’une dizaine de centimètres de longueur. Des cannelures, d'une largeur de 5 à 10 cm, sont principalement visibles dans le basalte, où elles se concentrent sur des surfaces de plusieurs mètres carrés. Les roches moutonnées constituent la mésoforme principale pour déterminer l’orientation de l’écoulement glaciaire.

Chronologie relative des marques d’érosion glaciaire

Mouvement 1 – Centre de l’Ungava

Le mouvement glaciaire le plus ancien (mouvement 1) observé dans la zone d’étude est orienté NW (100° à 140°). Au total, sept marques d’érosion dispersées sur la péninsule sont associées à ce mouvement, dont deux proviennent des présents travaux du Ministère. Des évidences de moutonnement situées au centre de la péninsule permettent de déduire que l’écoulement a été orienté vers le NW pour certaines de ces marques d’érosion. Ces stries reliques ont été préservées sur des surfaces protégées des écoulements glaciaires subséquents. Ce mouvement serait l’expression de la phase d’écoulement glaciaire la plus ancienne, correspondant à l’englaciation de la région par le centre de dispersion d’Ungava (flot d’Ungava), à partir des sommets topographiques des monts de Puvirnituq (Bouchard et Marcotte, 1986; Daigneault et Bouchard, 2004). Des recherches complémentaires dans les secteurs environnants sont nécessaires pour confirmer le caractère radial de cet ancien centre de dispersion ainsi que son rôle dans l’englaciation du nord de la péninsule d’Ungava.

Mouvement 2 – Courant de glace du détroit d’Hudson

Dix marques d’érosion situées en périphérie de la péninsule d’Ungava, ainsi que sur les îles Digges et Charles, au nord, ont servi à délimiter le mouvement 2, orienté ENE (50° à 100°). La présence de moutonnement au cap de Nouvelle-France suggère un écoulement glaciaire dirigé vers l’ENE. Ce mouvement serait lié à la déglaciation progressive du détroit d’Hudson de l’est vers l’ouest, ayant débuté à la baie d’Ungava et se terminant par l’ennoiement des basses-terres de la baie d’Hudson par la Mer de Tyrrell (Brouard et al., 2021). La chronologie est inférée par le recoupement des marques d’érosion plus récentes sur ce mouvement orienté vers le NE. Il convient de noter qu’aucune marque d’érosion attribuable au courant glaciaire du détroit d’Hudson n’a été observée lors des levés de terrain réalisés par le Ministère. Ces levés étaient entièrement circonscrits à l’intérieur des terres, en dehors de l’influence directe de ce flux glaciaire.

Mouvement 3 – Écoulement régional associé à la configuration finale de la LPGNQL

Le mouvement 3 est interprété comme résultant de l’écoulement glaciaire régional induit par la calotte glaciaire continentale occupant la portion nord de la péninsule d’Ungava. Cet écoulement était principalement contrôlé par le prolongement NW de la ligne de LPGNQL, localisé entre Ivujivik et le lac Allemand.

En l’absence de nouvelles données confirmant un écoulement glaciaire ancien influencé par le centre de glace de Payne, la majorité des observations issues des récents levés de terrain ont été attribuées à cette phase d’écoulement. Ce dernier se manifeste principalement à l’est de la LPGNQL, où l’écoulement radial était dirigé vers le détroit d’Hudson.

Mouvement 3A – Écoulement régional à l’est de la LPGNQL

Ce mouvement est représenté par 120 marques d’érosion glaciaire identifiées en périphérie de la côte du détroit d’Hudson, entre Ivujivik et Kangiqsujuaq, ainsi que par 370 marques supplémentaires au centre de la péninsule d’Ungava. Il constitue la phase d’écoulement la mieux documentée, étant associée à la déglaciation la plus récente ainsi qu'à la réorganisation finale de la LPGNQL.

Sur la côte, les marques d’érosion glaciaire entre Ivujivik et le cap de Nouvelle-France suivent l’orientation de la topographie côtière, variant du NW (319°) au NE (62°). Plus à l’est, entre le cap de Nouvelle-France et Kangiqsujuaq, les directions d’écoulement sont principalement orientées du NE à l’est (10° à 90°), avec plusieurs moutonnements permettant d’en déduire la polarité (Gray, 2001; Daigneault et Bouchard, 2004).

Au centre de la péninsule, l’écoulement dominant est orienté NNE (16,5°). La présence de roches moutonnées à plusieurs sites d’observation a permis d’interpréter une direction d’écoulement vers le nord. Des variations locales dans l’orientation des marques d’érosion ont été relevées en périphérie des grandes vallées encaissées, notamment celles de la rivière Foucault (feuillet 35G12) et des lacs Watts et Françoys-Malherbe (feuillet 36G16), où une convergence des écoulements glaciaires est observée. Ce comportement est illustré par des stries parallèles à l’axe de la vallée de la rivière Foucault (NNW à 342°), particulièrement marquées dans sa portion méridionale, à la confluence des deux bras de la rivière. Bien qu’aucun recoupement n’ait été observé dans ce secteur, ces marques sont interprétées comme témoignant d’un écoulement régional tardif dirigé préférentiellement vers les vallées durant la phase d’amincissement de la calotte glaciaire.

En périphérie de la vallée des lacs Watts et Françoys-Malherbe, plusieurs séquences de recoupement de stries témoignent d’une réorganisation de la calotte glaciaire durant la déglaciation. Ces recoupements indiquent que l’écoulement NNE est postérieur à un écoulement régional NNW, appuyant l’hypothèse d’une langue de glace persistante dans la vallée jusqu’à un stade tardif.

Le plateau de Kattiniq (feuillet 35H12), situé en amont de la vallée des lacs Watts et Françoys-Malherbe, est caractérisé par des felsenmeers bien développés et ne révèle que très peu d'indices d’écoulement glaciaire. Les quelques stries observées sur des affleurements altérés indiquent un écoulement vers le nord. À ∼15 km plus au nord, une autre zone de felsenmeers a été cartographiée sur les hauts plateaux bordant la rivière Déception (feuillet 35H13). Des cannelures plurimétriques orientées vers le nord (5°) ont été relevées sur des affleurements ultramafiques émergeant du couvert blocailleux, en concordance avec la direction de la rivière.

La chronologie de ce mouvement demeure incertaine. Étant donné que la présence de felsenmeer indique un régime d’écoulement inactif de faible érosion, les stries pourraient correspondre à un ancien mouvement préservé. Aucune évidence ne permet d’associer ce mouvement à un événement glaciaire antérieur qui pourrait être lié aux centres glaciaires d’Ungava ou de Payne. Bien que l’origine de ce mouvement reste énigmatique, l’orientation des cannelures concorde avec celle des autres marques d’érosion glaciaire observées en périphérie de la rivière Déception, ce qui suggère plutôt un lien avec l’écoulement régional situé à l’est de la LPGNQL ou avec une masse de glace résiduelle.

Dans le secteur du cratère des Pingaluit, les marques d’érosion sont orientées vers l’ENE, en cohérence avec les directions d’écoulement observées dans la région côtière de Kangiqsujuaq. La présence d’essaims de formes fuselées suggère un écoulement glaciaire dynamique dans ce secteur, possiblement influencé par un appel de glace du courant glaciaire du détroit d’Hudson (mouvement 2).

Mouvement 3B – Écoulement régional à l’ouest de la LPGNQL

Le mouvement 3B est représenté par 135 marques d’érosion glaciaire mesurées à l’ouest de la LPGNQL, dont 33 provenant des levés de terrain réalisés par le Ministère. L’écoulement est orienté vers l’ouest et le NW (200° à 350°), en direction des basses-terres de la Baie d’Hudson, et est confirmé par de nombreux profils de moutonnement. Dans le secteur SW, les marques convergent vers la baie Kovik.

La présence de moraines de De Geer témoigne d’une transgression marine significative (Mer de Tyrrell) à l’intérieur de la péninsule, qui, combinée à la topographie, semble avoir influencé la dynamique glaciaire. Ce mouvement est interprété comme une phase de déglaciation à l’ouest de la ligne de partage glaciaire, en lien avec l’ouverture progressive de la baie d’Hudson (Daigneault, 2008).

Certains affleurements situés à proximité de la LPGQL révèlent la superposition de plusieurs directions de déplacement glaciaire, dont un mouvement glaciaire récent de direction WNW (285°) qui est visible en surface, tandis qu’un mouvement antérieur vers le NW (315°) est préservé sur une face abritée. Par ailleurs, dans le secteur des lacs Chassé et Chukotat, un affleurement expose également un recoupement de stries associées aux mouvements 3A et 3B. La présence de recoupement de stries de directions opposées ainsi que la proximité spatiale de ces mouvements témoignent d’une réorganisation locale de la LPGNQL qui serait survenue durant la phase terminale de la déglaciation.

Répartition des eskers cartographiés et leur relation avec la LPGNQL

En général, les eskers sont orientés parallèlement à la direction de l’écoulement glaciaire et sont disposés perpendiculairement à la marge glaciaire. Leur formation est tardive dans la déglaciation et leurs répartitions spatiales traduisent le schéma de retrait de la marge glaciaire (Levasseur, 1995). Au total, 210 segments d'esker ont été cartographiés de part et d’autre de la LPGNQL, soit 180 du côté est et 30 du côté ouest.

Eskers cartographiés à l’est de la LPGNQL

À l’est de la LPGNQL, plusieurs trains d’eskers plurikilométriques sont orientés vers le NE (31,6°). Ces formes sont généralement bien développées et continues, atteignant plusieurs dizaines de mètres de hauteur et s’étendant sur plusieurs kilomètres. Le plus long, mesurant près de 90 km, est constitué de cordons fluvioglaciaires et de chenaux sous-glaciaires traversant le centre de la péninsule. Il prend forme à l’amont d’un important chenal de fonte connecté à la rivière Kangilialuk, débouchant dans la vallée des lacs Watts et Françoys-Malherbes. Cet esker est traçable jusqu’à la LPGNQL, indiquant que la marge glaciaire a reculé perpendiculairement aux monts de Puvirnituq, du lac Esker au lac Beauparlant, sans être contrainte par la topographie. Il se prolonge ensuite parallèlement au grain tectonique de la ceinture de Cape Smith entre les lacs Beauparlant et Bélanger jusqu’à la ligne de partage glaciaire. Cette dynamique est également observée pour plusieurs trains d’eskers périphériques, majoritairement orientés vers le NE, suggérant une récession glaciaire également dirigée vers la ligne de partage.

Bien que les marques d’érosion glaciaire dans le centre de la péninsule soient également orientées vers le NE, les stries associées au mouvement 3A dans le centre-sud présentent une légère inflexion et s’orientent indépendamment des eskers. Cela suggère une formation asynchrone entre les marques d’érosion et les eskers, ces derniers ayant été formés lors d’une phase tardive de la déglaciation, sous une dynamique glaciaire locale distincte des mouvements régionaux.

En périphérie, les eskers sont davantage influencés par les dépressions topographiques locales, notamment les fjords. Dans la région du lac Saint-Germain, située à l’aval du cratère des Pingaluit, plusieurs trains d’eskers convergent vers les embouchures des fjords près de Kangiqsujuaq. Comme l’a noté Daigneault (2008), leur alignement avec les fjords, également observé à Salluit, appuie l’hypothèse d’une canalisation des eaux de fonte sous-glaciaire par les dépressions côtières.

Enfin, un imposant train d’eskers orienté NW dans la vallée de la rivière Foucault pourrait témoigner d’une calotte résiduelle en phase terminale, exploitant la dépression topographique pour évacuer les eaux de fonte.

Eskers cartographiés à l’ouest de la LPGNQL

Le deuxième groupe d’eskers, situé à l’ouest de la LPGNQL, comprend 29 structures orientées vers le SW, entre 180° et 290°. Une divergence entre l’orientation des stries et celle des eskers est également observée.

Vers le sud, les eskers suivent généralement le grain tectonique NE-SW, avec des cordons bien développés et regroupés. Près de la baie Kovik, les segments sont plus courts, moins définis et distribués de manière dispersée. Leur orientation varie localement et semble indépendante de la physiographie du substrat rocheux, suggérant des conditions de formation distinctes, influencées par la topographie et la dynamique glaciaire régionale.

 

PALÉOGÉOGRAPHIE DES PLANS D’EAU

Les modèles de déglaciation du nord de la péninsule d’Ungava ont été révisés dans cette synthèse dans le but de mieux définir l'extension maximale du détroit de Tyrrell et de documenter les lacs glaciaires ayant ponctué la déglaciation. À cet effet, l’élévation des morphologies de surface témoignant de l’évolution des paléolacs a été mesurée avec l’aide d’un récepteur GPS de précision verticale submétrique (DGPS SXblue). Au total, 263 mesures ponctuelles d'élévation ont été réalisées avec le DGPS, complétées par 70 mesures provenant du modèle numérique de terrain de haute résolution ArcticDEM. Les données obtenues par DGPS ont permis de valider les élévations estimées avec le modèle ArcticDEM. La comparaison entre les deux méthodes d’acquisition des élévations démontre que le ArcticDEM surévalue l’élévation de ∼1,04 m par rapport à la donnée DGPS et que six des 263 élévations mesurées sont considérées comme aberrantes. Les mesures d'élévation ont été réalisées sur des deltas ainsi que sur des terrasses glaciolacustres et glaciomarines. Les surfaces de quelques terrasses alluviales anciennes et limites supérieures de délavage identifiées dans les grandes vallées ont également été mesurées.

Invasion glaciomarine

Dix-huit mesures d’élévation associées à l’invasion marine ont été effectuées au DGPS dans les fjords bordant la côte nord de la péninsule d’Ungava ainsi qu’à l’intérieur des vallées de la rivière Foucault et des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Ces mesures ont été compilées et annexées aux données antérieures (Gray et Lauriol, 1985; Gray et al., 1993; Bruneau et Gray, 1997; Daigneault, 2008) afin de brosser le portrait de la déglaciation de la région côtière du nord de la péninsule d’Ungava. Différents travaux portant sur le rebond isostatique de la région démontrent que les limites marines les plus élevées témoignent d’une formation plus ancienne, et donc d’un retrait plus rapide de la glace dans ces secteurs (Matthews, 1968; Gray et al., 1993; Daigneault, 2008).

Les mesures obtenues sur la côte nord du détroit d’Hudson, à l’est du cap de Nouvelle-France, correspondent aux niveaux maximaux de l’invasion marine tels que préalablement identifiés par Daigneault (2008). Les élévations des paléodeltas varient entre 168 m près du cap de Nouvelle-France et 122 m près du havre Douglas.

Dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts, l’élévation la plus élevée (117 m) a été mesurée sur une série de terrasses s’étant développée à l’embouchure d’un important chenal déversoir, lequel constitue désormais le lit de la rivière Qullisaup Kuunga, située plus précisément entre les deux lacs actuels. C’est dans ce secteur que se trouve également le delta glaciomarin le plus imposant de la région, d'une superficie de ∼3 km² et d'une élévation de 86 m. Différentes mesures de l'élévation le long de la vallée ont aussi été prises entre 106 et 74 m. Une succession de terrasses à 94 m d’élévation distribuées de part et d’autre ainsi qu’en amont du lac Watts représente la limite sud de l’invasion marine dans la vallée. Ces observations sont similaires à celle de Daigneault (2008), qui avait mesuré l’invasion marine à 115 m dans ce secteur.

Sur la portion au centre du détroit d’Hudson, entre le fjord de Salluit et la baie Déception, Daigneault (2008) avait mesuré trois deltas entre 155 et 150 m d'élévation. Deux de ces trois rentrants ont été visités et mesurés à 119 et 55 m.

Dans la vallée de la rivière Foucault et en aval de la jonction avec la rivière Gatin, un delta représentant l’évidence glaciomarine la plus élevée a été mesuré à 166 m. Différentes phases alluviales et terrasses associées à l’invasion marine ont aussi été mesurées entre 14 et 151 m de part et d’autre de la rivière Foucault. La limite maximale de l’invasion marine mesurée est légèrement plus élevée que celles de Daigneault (2008), qui avait mesuré un delta à 149 m et une limite de délavage à 154 m. Il avait aussi mesuré un delta à 122 m en amont de la rivière Guichaud et un autre à 137 m dans un bras à l’ouest de la rivière Foucault.

Les données d’élévation le long de la côte entre le fjord de Salluit et Ivujivik proviennent uniquement des travaux de Daigneault (2008). Il a mesuré en périphérie de l'Anse Kugluk un niveau à 168 m et un autre à 152 m, indiquant probablement un retrait précoce de la glace à la pointe nord de la péninsule.

Épisodes glaciolacustres

Le recensement de 315 morphologies d’origine glaciolacustre a permis de définir l’extension de plusieurs lacs glaciaires s’étant formés dans le secteur d’étude. Les lacs ont été modélisés en fixant un modèle numérique de terrain (ArcticDEM) dans le but d’imiter l'action d’une marge glaciaire, et permettant de contraindre et de corréler différentes phases glaciolacustres entre-elles. Ces phases ont par la suite été combinées afin de délimiter l’étendue maximale des lacs glaciaires durant leur évolution. Il convient de noter que le modèle d’élévation à l’origine des différentes figures n’a pas fait l’objet d’un ajustement pour le gauchissement isostatique, puisque son effet est négligeable par rapport à l’échelle des travaux.

Sept lacs proglaciaires ont été identifiés dans la zone d’étude. Les lacs Déception, Watts, Foucault et Gatin se sont déversés en direction du détroit d’Hudson, alors que les eaux des lacs de Puvirnituq, Vanasse et Derville se sont jetées dans la baie d’Hudson. L’absence de sédiments fins associés à la présence de ces lacs (LGa) témoigne de plans d’eau glaciolacustres éphémères et peu profonds.

Seul le lac Derville n’a pas été visité dans le cadre de ces travaux. Les données récoltées dans le cadre des reconstructions paléogéographiques se basent donc uniquement sur les mesures d’élévation obtenues avec le modèle numérique de terrain ArcticDEM.

Lacs proglaciaires Watts et Déception

La première phase du Lac Déception est enregistrée à 582 m, avec un exutoire situé au SE à 585 m. Le drainage s’oriente ainsi vers la baie d’Ungava par l’intermédiaire de la rivière Wakeham.

La deuxième phase se situe à ∼560 m (562 à 559 m). Cette phase comprend un grand bassin qui semble lier les lacs Déception et de Puvirnituq. Malgré l’absence de niveau mesuré à cette élévation dans ce secteur, le modelé géomorphologique appuie la présence d’eau à ce niveau. Son exutoire correspond à un chenal à 564 m, qui s’écoule vers le NE en direction du havre Douglas (baie d’Ungava), où une partie de drainage se fait par le lac de Puvirnituq via d’autres exutoires observés.

La phase suivante, située à ∼545 m (546 à 537 m), correspondrait à l’ouverture d’un nouveau bassin au nord. Cette phase est marquée par un chenal principal à 546 m et plusieurs chenaux secondaires peu développés, traduisant un abaissement progressif du niveau du lac. Au sud, l’exutoire situé à 542 m d’altitude marque la séparation entre les lacs Déception et de Puvirnituq.

La phase suivante du lac Déception est identifiée à ∼528 m (528 à 512 m). Elle est caractérisée par un large chenal déversoir qui se draine les eaux lacustres vers le nord. Ce chenal constitue l’exutoire principal jusqu’à ∼508 m. Au-delà, le bassin de drainage reste difficile à préciser, bien que la topographie suggère encore un écoulement vers la baie d’Ungava.

L’interprétation des phases entre 512 et 460 m demeure complexe, puisqu’elle implique un retrait rapide de la marge glaciaire et une potentielle séparation de la calotte glaciaire entre les vallées des lacs Déception et Watts. C’est durant cette période que se forme la première phase du lac Watts à 482 m, alors séparé du lac Déception lors de l’abaissement du niveau d’eau. Avec le retrait de la marge vers le nord, les deux lacs se reconnectent pour former un niveau à ∼460 m (469 à 455 m). À ce moment, le lac Watts se draine soit vers le lac Déception (458 m), soit par un chenal déversoir en direction du lac François-Malherbe (452 m). Le lac Déception, pour sa part, semble se drainer de façon phasée : un grand chenal central à 472 m entraîne un écoulement vers l’ouest dans un bassin secondaire, alors qu’au nord, une série d’exutoires marginaux régule le drainage entre 508 et 460 m. Une élévation supplémentaire à 440 m peut également être expliquée par la présence de ces chenaux marginaux.

Durant les phases suivantes, la glace contrôlant le drainage agit indépendamment dans chacun des bassins, tandis qu’elle se retire progressivement au fond des vallées. Ces dynamiques semblent corroborer l’hypothèse de langues de glace stagnantes dans les vallées. La phase suivante du lac Déception est identifiée à 395 m (396 à 393 m), et correspond à l’ouverture d’un large chenal situé à 398 m vers le lac Tasialijjuaq. Bien que certains niveaux précédents aient pu emprunter ce bassin, cette phase constitue le premier drainage évident dans ce secteur de la baie d’Ungava. Après ce stade, l’eau ne peut plus s’écouler vers le NE en direction de la baie d’Ungava et doit nécessairement être redirigée vers l’ouest, dans le bassin de la rivière Déception.

La phase suivante s’élève à ∼340 m (348 à 333 m). Elle est matérialisée par des chenaux mis en place le long de la vallée de la rivière Déception. Pour permettre un drainage vers la vallée tout en bloquant la vidange complète du lac, la colonne de glace devait s’amincir de façon importante, permettant à la fois un drainage marginal et supraglaciaire. La présence d’un chenal marginal à 342 m confirme cette hypothèse. Les deux dernières phases sont enregistrées à ∼315 m (318, 315 et 309 m) et 264 m (277 et 264 m). Elles présentent des systèmes de drainage similaires à la phase précédente, avec des chenaux marginaux mis en place le long de la vallée, respectivement à 318 m et 268 m.

Dans la vallée du lac Watts, le niveau faisant suite à la phase 460 m s’abaisse jusqu’à ∼410 m (411 à 393 m). La présence d’un plan d’eau à l’ouest de la vallée du lac Watts constitue la première preuve d’une phase lacustre dans ce secteur, possiblement reliée au lac Foucault à un moment de son évolution. Des chenaux successifs, identifiés entre 432 et 410 m, indiquent en partie un drainage dirigé vers le lac François-Malherbe. Enfin, l’abaissement vers la dernière phase (361 m) aurait probablement été contrôlé par des processus marginaux et supraglaciaires, sans pour autant laisser d’évidence sur le terrain.

Le volume d’eau mesuré pour le lac Déception à travers son évolution serait de ∼30 km³, alors que celui du lac Watts serait de ∼20 km³.

Lacs proglaciaires Foucault et Gatin

La première phase du lac Foucault s’est formée à une altitude de ∼445 m, avec des niveaux variant entre 447 et 444 m. Cette phase repose sur le domaine sud, situé aux limites du front topographique constitué par les monts de Puvirnituq. À 448 m d’élévation, ces monts jouent un rôle de séparation entre deux grandes régions hydrographiques, soit celle de la baie d’Ungava, dont le bassin versant de la rivière Foucault est tributaire du détroit d’Hudson, et celle de la baie d’Hudson, comprenant le bassin versant de la rivière de Puvirnituq.

Bien que cette phase ne repose que sur deux élévations, la morphologie de la vallée menant au lac Watts présente des limites de délavage bien marquées ainsi qu’un chenal à 445 m se dirigeant vers le lac François-Malherbe. Cette configuration suggère une dynamique glaciolacustre complexe, nécessitant une déglaciation à la fois du nord et du sud, mais avec un blocage de la marge glaciaire à l’est et à l’ouest.

La phase suivante du lac Foucault, à 433 m, n’est appuyée que par une seule élévation, mais peut-être appuyée par un modelé géomorphologique qui coïncide parfaitement à ce niveau. Un autre chenal de déversement, mesuré à 432 m et menant également vers le lac François-Malherbe, soutient cette interprétation.

La première phase identifiée du lac Gatin se situe à ∼438 m (438 et 433 m). Ces deux niveaux semblent liés jusqu’à 439 m et se drainent par deux chenaux à la même altitude, orientés vers le nord en direction du lac Duquet et de la baie Déception. Bien qu’un de ces chenaux pourrait s’écouler vers l’est en direction du lac François-Malherbe, la présence de glace dans ce secteur devait empêcher ce drainage, condition essentielle à la formation de la phase suivante.

La phase suivante du lac Foucault s’établit à ∼412 m (416 à 407 m). À ce stade, la déglaciation du secteur du lac Watts devait être suffisamment avancée pour permettre un drainage vers l’est. Ce niveau pourrait d’ailleurs correspondre à l’élévation de 411 m observée dans la vallée en amont du lac Watts. À partir de 409 m, les lacs Foucault et Gatin ne partagent plus le même bassin de drainage.

Dans le lac Gatin, deux niveaux (403 et 400 m) témoignent d’une phase à ∼400 m. Un segment au nord permet un déversement jusqu’à 396 m vers la baie Déception. Toutefois, une partie de la vallée conduisant vers le lac François-Malherbe devait encore être englacée pour permettre la formation de cette phase.

Le niveau de 398 m (398 à 392 m) correspond à l’ouverture d’un important secteur de drainage au nord pour le lac Foucault. Plusieurs chenaux, situés entre 398 et 393 m, relient trois bassins se déversant dans la vallée de la rivière Foucault. Cette phase marque ainsi le premier épisode de drainage significatif vers ce secteur.

La phase à ∼380 m (386 à 373 m) du lac Gatin se divise en deux axes de drainage. Les élévations supérieures à 383 m sont orientées vers le nord (baie Déception), alors que celles inférieures à 380 m empruntent un chenal vers l’est (lac François-Malherbe). Cette phase correspond à un épisode majeur de déglaciation d’une des vallées principales qui se drainent vers le lac François-Malherbe.

À 374 m (385 à 374 m), le lac Foucault présente une configuration comparable à celle de la phase précédente, mais avec un léger retrait de la marge glaciaire. Cette phase inclut l’élévation à 385 m, qui correspond à l’indice le plus méridional attribué au lac Foucault. Cette élévation semble avoir été mise en place durant la transition entre la phase précédente et celle-ci. Par ailleurs, la présence d’un chenal mesuré à 388 m suggère qu’une partie du drainage au-dessus de cette élévation a pu s’effectuer vers le sud, en direction du bassin du lac de Puvirnituq. Cette phase permet aussi l’ouverture d’un nouveau chenal en direction de la vallée de la rivière Foucault (377 m).

Le passage à la phase suivante du lac Gatin, à 350 m (351 à 339 m), demeure difficile à interpréter, car aucun chenal ne permet de relier directement la phase de 374 m à ce niveau. L’élévation de 365 m observée près du lac Foucault pourrait correspondre à des chenaux en amont liés à la phase de 398 m. L’hypothèse la plus plausible suppose un retrait important de la marge glaciaire, connectant le lac Gatin à un second bassin situé plus au nord et doté d’un exutoire à 353 m. De petits chenaux peu développés appuient cette interprétation, bien qu’elle demeure incertaine. Cette phase correspondrait au premier écoulement par le bassin de la rivière Foucault.

La phase suivante du lac Foucault s’établit à ∼360 m (364 à 351 m). Elle suppose un retrait quasi complet de la marge jusqu’à la formation d’une langue glaciaire dans la vallée, ce qui a permis le maintien du plan d’eau. La présence de chenaux perchés mesurés à 364 m soutient cette hypothèse.

Une phase importante du lac Foucault, représentée par le niveau de 330 m (342 à 323 m), regroupe toutes les élévations comprises entre 342 et 323 m. L’ensemble de ces niveaux se drainent par un même chenal, qui demeure par la suite un affluent principal du drainage en direction de la rivière Foucault.

Le niveau du lac Gatin à ∼315 m (321 à 312 m) semble marquer une séparation entre ses deux bassins, les indices morphologiques étant seulement présents au nord. Un réseau de chenaux bien développé, mesuré entre 315 et 310 m, correspond à un drainage vers le nord par le bassin de la rivière Foucault. À ce stade, la glace devait avoir suffisamment reculé au fond de la vallée pour permettre un écoulement marginal ou supraglaciaire en direction du fjord de Salluit.

La phase comprise entre 293 et 271 m (293 à 278 m pour le lac Foucault; 293 à 271 m pour le lac Gatin) pourrait correspondre à la première phase où les deux lacs étaient connectés. La présence d’une langue glaciaire bloquant encore le fond de la vallée de la rivière Foucault aurait permis de maintenir la présence du lac glaciaire. Le chenal de 330 m identifié pour le lac Foucault semble avoir été actif jusqu'à 293 m, après quoi le drainage se serait effectué vers le nord en contact avec la marge glaciaire. Pour le lac Gatin, aucun chenal ne correspond directement à ces niveaux, mais l’amincissement rapide de la glace dans le fjord de Salluit (Daigneault, 2008) pourrait avoir favorisé un drainage marginal et supraglaciaire.

L’avant-dernière phase, à ∼240 m (245 à 237 m), est attestée uniquement dans le secteur du lac Foucault. Deux chenaux principaux, mesurés à 240 et 232 m, suggèrent que le bras ouest demeurait englacé tandis que le bras est se libérait progressivement.

Enfin, les derniers niveaux identifiés autour de la rivière Foucault, soit à 224 et 205 m, témoignent de la fin du système glaciolacustre. Un chenal perché, observé en amont et mesuré à 227 m, pourrait correspondre à la phase de 224 m. En revanche, le niveau de 205 m ne présente aucune trace morphologique claire, suggérant un drainage dominé par des écoulements marginaux ou supraglaciaires.

Le volume d’eau mesuré pour les lacs Foucault et Gatin à travers leur évolution serait de ∼55 km³.

Lacs proglaciaires Vanasse et Derville

Bien que les lacs Foucault et Vanasse soient traités séparément, il est important de souligner que deux chenaux mesurés à 374 et 360 m, situés au SE du lac Vanasse, pourraient avoir été mis en place durant les phases comprises entre 398 et 360 m du lac Foucault. Ces indices suggèrent que ce secteur aurait été déglacé relativement tôt et que les deux lacs auraient été connectés à un certain moment. Toutefois, l’absence de niveaux supérieurs à 360 m dans ce secteur, correspondant à la zone de séparation entre les deux lacs, indique que le drainage s’est probablement effectué en même temps avec celui du lac Foucault.

La première phase identifiée du lac Vanasse, à 364 m, repose uniquement sur une évidence morphologique. La configuration nécessaire de la marge glaciaire est difficile à reconstituer, mais la seule hypothèse plausible implique un retrait circulaire vers le NW, avec un drainage superficiel sous 366 m vers le SE, en direction de la vallée de la rivière Foucault. Cette phase pourrait traduire un morcellement précoce de la marge glaciaire, probablement lié à l’altitude élevée de ce secteur plateau.

La première phase majeure du lac Vanasse est mesurée à ∼330 m (332 à 326 m). Elle témoigne déjà d’un retrait important de la marge glaciaire, confirmé par l’étendue spatiale des élévations observées. Trois chenaux de drainage vers le bassin de la rivière Foucault ont été identifiés entre 328 et 318 m. Le chenal à 322 m, mieux développé, sera également actif à la phase suivante. Un autre chenal au sud, mesuré à 330 m, marque l’extension maximale de cette phase vers le sud, mais n’a pas d’incidence sur le drainage du lac.

La phase suivante, à ∼315 m (323 à 315 m), correspond à la dernière phase de drainage du lac Vanasse vers la vallée de la rivière Foucault, et ce, jusqu’à 318 m par le chenal déjà actif à la phase précédente. Trois autres chenaux apparaissent plus au nord : un chenal à 315 m drainant vers la rivière Guichaud et deux chenaux moins développés (316 et 310 m) orientés vers la rivière Narsarusiq.

La phase suivante, mesurée à ∼285 m (286 à 284 m), devait nécessairement se drainer vers le nord par la rivière Guichaud, seul exutoire possible à cette altitude. Le bras ouest, légèrement plus bas que le bras est, pourrait toutefois être resté englacé, permettant un drainage du bras est entre 285 et 273 m. Cette hypothèse est appuyée par les élévations de la phase suivante. La présence d’un chenal mesuré à 290 m suggère aussi un écoulement vers l’ouest, en direction de la rivière Guichaud.

Le lac Derville s’est formé dans la vallée de la rivière Derville. Les élévations mesurées, limitées à une seule par phase et provenant de l’ArcticDEM, réduisent la précision des reconstitutions. Sa première phase, à 290 m, est associée à un exutoire unique mesuré à 288 m, drainant vers le NE en direction du bassin du lac Vanasse. Cette phase aurait pu être contemporaine de la phase à 385 m du lac Vanasse.

La phase suivante du lac Derville est mesurée à ∼270 m (273 à 264 m). Elle marque l’ouverture du bras ouest se drainant vers la rivière Guichaud, accommodant ainsi le drainage du lac Vanasse de 273 à 260 m. La présence d’un delta glaciomarin à 122 m dans cette vallée (Daigneault, 2008) indique une déglaciation précoce de ce secteur afin d’accommoder l’invasion marine et un apport sédimentaire subséquent associé aux eaux glaciolacustres.

Une autre phase du lac Derville, à 262 m, se serait mise en place peu après. Bien qu’aucun chenal ne relie clairement les bassins, il est probable que les lacs Derville et Vanasse aient partagé un bassin commun durant l’abaissement du niveau du lac Vanasse. L’exutoire de la rivière Guichaud aurait alors contrôlé le drainage jusqu’à 260 m.

La dernière phase bien identifiée du lac Vanasse se situe à ∼220 m (223 à 220 m). Le lac Derville présente une phase équivalente à 221 m. À ce stade, le drainage s’effectue au sud, avec des chenaux peu développés, orientés vers le SW (218 m). Ce secteur est marqué par une incursion marine majeure dans la baie de Kovik, qui a pu influencer le drainage régional. Un chenal bien développé à 222 m suggère un drainage du lac Derville vers le lac Vanasse en direction SE.

Le drainage final du lac Vanasse reste difficile à préciser, puisqu’aucun niveau inférieur à 220 m n’a été identifié. Les niveaux supérieurs indiquent cependant que plusieurs phases ont été partagées avec le lac Derville. Ainsi, les trois dernières phases identifiées pour ce lac ont également été attribuées au Vanasse.

La phase du lac Derville à 198 m est associée à l’ouverture de deux chenaux (198 et 180 m) se drainant vers l’ouest en direction de la baie d’Hudson. Dans le secteur du lac Vanasse, les évidences de drainage sont moins nettes, mais un secteur de déversement jusqu’à 196 m suggère un drainage vers le SW, vers la baie de Kovik.

La phase suivante, à 164 m, sépare presque totalement les lacs Vanasse et Derville, qui ne restent connectés que par de petits chenaux orientés NW-SE. Le lac Derville s’écoule désormais par une vallée vers l’ouest, qui deviendra l’axe principal du drainage jusqu’à 148 m. Le lac Vanasse, quant à lui, présente un chenal unique à 165 m, se drainant vers l’ouest en direction de la baie de Kovik.

Enfin, la dernière phase identifiée dans ce secteur est mesurée à 139 m. Le lac Derville possède un chenal bien marqué à cette altitude, orienté vers l’ouest (baie d’Hudson). Le lac Vanasse ne présente pas d’évidence directe, mais l’abaissement progressif du niveau suggère un drainage final orienté vers la rivière Kovik.

Le volume d’eau mesuré pour le lac Vanasse à travers son évolution serait de ∼130 km³ alors que celui du lac Derville serait de ∼10 km³.

Lac proglaciaire de Puvirnituq

La première phase du lac de Puvirnituq est estimée à ∼565 m (565 à 558 m). Cette phase s’étend jusqu’au bassin sud du lac Déception, où la morphologie témoigne de la présence d’un plan d’eau reliant les deux bassins (Déception et de Puvirnituq). Le drainage aurait pu s’effectuer soit vers le lac Déception, par un chenal à 564 m se déversant en direction du havre Douglas (baie d’Ungava), soit vers l’est par le lac de Puvirnituq, où deux chenaux à 565 m rejoignent la rivière Wakeham.

La deuxième phase, mesurée à ∼552 m (556 à 547 m), marque la séparation des bassins Déception et de Puvirnituq à 542 m. Durant cette phase, le drainage aurait pu se diriger vers le lac Déception ou, du côté est, par deux chenaux (552 et 550 m) conduisant vers la baie d’Ungava.

La phase suivante est estimée à 530 m (541 à 520 m). Deux grands chenaux orientés vers l’est (535 m au nord et 530 m au sud) assurent le drainage vers la baie Joy. L’organisation opposée de ces chenaux suggère la présence d’un culot de glace résiduel séparant ces écoulements. Le retrait rapide de ce culot pourrait expliquer l’absence d’indices intermédiaires entre 520 m et 498 m. Cette phase marque la fin du drainage par les fjords du NE de la péninsule d’Ungava.

La phase suivante, à ∼490 m (498 à 477 m), ne montre aucun chenal orienté vers l’est; le drainage semble avoir été redirigé vers le nord, par la rivière Kangillialuk en direction du lac Watts. Deux chenaux sont associés : un moins développé au nord (actif entre 490 et 479 m) et un second, mieux incisé, actif entre 495 m et 466 m.

Une phase à 460 m (466 à 451 m) correspond, avec les suivantes, à l’établissement du lac glaciaire Nantais entre 8,7 et 8,4 ka (Lévesque, 2021). L’absence d’évidence au nord permet d’émettre l’hypothèse que la marge bloquait encore le drainage vers la vallée du lac Foucaultt. Selon Lévesque (2021), cette phase lacustre se serait plutôt drainée par la rivière Arpalituq suivant le retrait de la marge glaciaire au sud.

La phase suivante, à 445 m (448 à 442 m), individualise davantage le lac de Puvirnituq en le contraignant entre le haut topographique des monts Puvirnituq, au nord, et la marge glaciaire, au sud. Deux chenaux (442 et 440 m) témoignent d’un écoulement vers le SE, en direction du lac Nantais.

La phase à 425 m (432 à 421 m) est similaire à la précédente et probablement contemporaine de l’épisode glaciolacustre du lac Nantais. Un chenal unique à 415 m indique un drainage vers le SE.

La phase suivante, à 385 m (394 à 380 m), reflète un retrait glaciaire significatif au nord, ouvrant un drainage vers les lacs Foucault ou Vanasse. Plusieurs chenaux (388 et 385 m), accompagnés de deltas et de plaines d’épandage, appuient cette hypothèse. Vers le sud, un écoulement vers le lac Nantais subsiste jusqu’à 382 m.

À 360 m (371 à 347 m), le drainage s’effectue par une large vallée orientée vers le lac Nantais. La distribution des chenaux suggère une langue glaciaire persistante, favorisant un drainage progressif. Un chenal profondément incisé à 344 m marque vraisemblablement la vidange finale vers le bassin du lac Nantais.

La dernière phase mesurée se situe à 260 m (270 à 250 m). L’absence de zones minéralisées intermédiaires entre 344 et 270 m complique l’interprétation; un drainage par le nord vers le lac Vanasse ou par le sud vers le lac Allemand est envisagé. Selon Daigneault (2008), la vidange finale du lac de Puvirnituq se serait opérée par la rivière Chukotat, à travers deux masses glaciaires résiduelles au nord et au sud. La présence d'une chenalisation importante mesurée à partir de 225 m autour de la rivière Chukotat appuie cette hypothèse, tandis que d’autres chenaux orientés vers le nord suggèrent un écoulement vers la baie de Kovik.

Le volume d’eau mesuré pour le lac de Puvirnituq à travers son évolution serait de ∼450 km³.

CHRONOLOGIE DE LA DÉGLACIATION

La chronologie absolue de la déglaciation de la péninsule d'Ungava ainsi que la position de la marge glaciaire lors du retrait de l'inlandsis demeurent encore mal définies, en raison de lacunes géochronologiques importantes, notamment à l'intérieur des terres, où l'absence de matériel organique restreint l’utilisation de la méthode radiocarbone. Les travaux les plus récents visant à synthétiser les patrons de déglaciation à l’échelle régionale du nord de la péninsule d’Ungava ont été réalisés par Daigneault (2008). Dalton et al. (2023) ont révisé les modèles de déglaciation de l'Amérique du Nord en compilant les données de datation provenant d'études antérieures. Cette compilation intègre des dates calendaires calibrées obtenues à l’aide de diverses méthodes, telles que le radiocarbone (¹⁴C), le béryllium-10 (¹⁰Be), l’aluminium-26 (²⁶Al), le chlore-36 (³⁶Cl), la luminescence stimulée optiquement (OSL) et l’uranium-thorium (U-Th). Ces travaux ont permis de préciser le cadre chronologique de la déglaciation à une échelle de 500 ans, bien qu'ils n’aient pas permis de fournir des interprétations détaillées des patrons locaux de déglaciation, notamment en ce qui concerne la formation des lacs proglaciaires.

La déglaciation du nord de la péninsule d'Ungava a été initiée par la formation d'un courant de glace associé à l'ouverture du détroit d'Hudson, entre 11 et 9 ka (Dyke et Prest, 1987; Andrews and MacClean, 2003; Daigneault, 2008; Ross et al., 2011; Margold et al., 2018). Cet événement marque la séparation entre le Dôme du Labrador, au sud, et les dômes de Foxe et du Keewatin, au nord (Gray, 2001; Daigneault, 2008; Brouard et al., 2021; Dalton et al., 2023). Des épisodes de crues ou de stagnation bien documentés sont associés à cette période, tels que l'avancée de Heinrich 0 et les réavancées de Gold Cove (9,9 ka) du détroit de Noble (entre 8,8 et 8,5 ka; Stravers et al., 1992; Clark et al., 2000; Gray, 2001; Manley et Miller, 2001; Andrews et MacClean, 2003; Hemming, 2004; Ross et al., 2011), inférées par l’augmentation de la concentration en carbone détritique d’origine continentale mesurée dans les carottes sédimentaires provenant du secteur (Jennings et al., 2015). Les évidences de marques d’érosion qui s’orientent vers l'est, associées à la phase d’écoulement glaciaire 2, suggèrent une déglaciation progressive du détroit d'Hudson d’est en ouest. La présence de stries liées à la phase d’écoulement 3A, qui coupent celles du mouvement 2 sur l'île Charles, soutient également l'idée d'une réavancée du Dôme du Labrador dans le détroit d'Hudson.

Selon les modèles proposés par Daigneault (2008) et Dalton et al. (2023), la période comprise entre 9,5 et 9 ka marque un retrait important de la glace vers l’intérieur des terres dans le secteur NE, entre le cap de Nouvelle-France et le havre Douglas, alors que la côte est (Kangiqsujuaq) demeure englacée. Ces modèles suggèrent ainsi que la déglaciation de la côte NE aurait précédé celle de la côte est d’environ 1000 ans. Cependant, les travaux de Lévesque (2021) démontrent que le retrait de la marge glaciaire avait déjà atteint le secteur amont de la rivière Vachon vers 9 ka. Des résultats similaires ont été obtenus par Lefebvre-Fortier et al. (2024), qui rapportent une déglaciation de Quaqtaq datée à 8,9 ka. Ces données suggèrent plutôt un retrait synchrone, voire légèrement précoce, de la marge glaciaire de la côte est par rapport à celle de la côte NE, ce qui est compatible avec le modèle de formation des lacs glaciaires proposé dans ces travaux.

La déglaciation de la côte NE du détroit d’Hudson, entre le cap de Nouvelle-France et Kangiqsujuaq, s'est effectuée par un retrait de la marge glaciaire dans la direction WSW (phase d’écoulement glaciaire 3A) sous des conditions de glace à base chaude, comme en témoignent plusieurs formes fuselées. La présence de nombreux fjords semble avoir créé des appels de glace tardifs en réponse à la déglaciation du détroit d'Hudson. Le retrait de la marge glaciaire a permis la formation des premières phases du Lac glaciaire de Puvirnituq entre 9 et 8 ka cal BP (Daigneault, 2008; Dalton et al., 2023). La première phase de drainage du lac glaciaire s'est produite par le biais de la rivière Vachon vers 8,3 ka BP (Lévesque, 2021).

La déglaciation du cap de Nouvelle-France et de la baie Déception est caractérisée par une transition des marques d’érosion, allant du NE vers le N, probablement en raison d’un passage vers un régime glaciaire imposé par la topographie. Une portion de la baie Déception et de la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts s’est déglacée plus tardivement. Cette hypothèse est étayée par les évidences morphologiques associées aux lacs d’obturation glaciaires Déception et Watts, dont le drainage devait être retenu au nord par la marge glaciaire. Les basses élévations des terrasses marines délimitant l’extension maximale des eaux du détroit de Tyrrell dans cette vallée (94 m), comparativement à 151 m dans la vallée de la rivière Foucault, témoignent aussi d’une invasion marine tardive pouvant être attribuée à la présence d’une langue de glace dans la vallée. La présence de marques d’érosion tardives qui suivent l’orientation des vallées et de chenaux marginaux peut aussi appuyer cette hypothèse. Cette glace résiduelle aurait donc été en contact avec les eaux du détroit de Tyrrell à l’aval glaciaire, tout en retenant en amont les eaux des lacs Déception et Watts. L’amincissement et le retrait progressif de la glace, ainsi que l’écoulement supraglaciaire, auraient permis l’évolution des différentes phases glaciolacustres tardives. La présence de vastes plaines de felsenmeer à proximité de la vallée indique qu’une dynamique glaciaire à base froide a subsisté sur les hauts reliefs. Ce phénomène a été majoritairement observé dans les secteurs des monts de Puvirnituq et de la rivière Déception. La formation des lacs glaciaires Déception et Watts a eu lieu entre 9 et 8,5 ka cal BP (Daigneault, 2008; Dalton et al., 2023).

La déglaciation du secteur central de la péninsule, situé entre les monts de Puvirnituq au sud et le détroit d’Hudson au nord, s’est effectuée entre 8,5 et 8 ka (Daigneault, 2008; Dalton et al., 2023). Près de la côte, les évidences associées à la déglaciation s’orientent entre le nord et le NE, la présence de formes fuselées localement dispersées indique une dynamique glaciaire discontinue sur la péninsule. Plus au sud, vers la Faille de Bergeron, les marques d’érosion et les eskers s’organisent entre le NE et l’ENE. Sur le haut plateau de Salluit, et particulièrement dans les secteurs de Purtuniq et Kattiniq, la glace semble avoir été peu dynamique et dominée par une fonte verticale, ce qui est démontré par la présence de felsenmeer et de till de fusion. Ce phénomène aurait permis d’alimenter les vallées de glace et expliquerait l’obturation des lacs Watts, Déception, Foucault et Gatin. Ce phénomène permettrait aussi d’expliquer la présence d’eskers et de sédiments proglaciaires comblant les vallées, ainsi que la différence des niveaux marins mesurés entre celles du lac Watts (94 m) et de la rivière Foucault (151 m). Enfin, une glace dominée par une fonte verticale dans les vallées, et donc peu dynamique, expliquerait la complexité à établir un synchronisme clair de la déglaciation, qui, ultimement, est ponctuée de masses de glace résiduelles.

Dans le secteur central de la péninsule, au sud de la Faille de Bergeron, plusieurs segments d’esker présentent une orientation discordante par rapport à celle des stries glaciaires. Alors que les eskers suivent la topographie et s’orientent vers l’ENE, les stries indiquent plutôt une direction NNE. Ces observations suggèrent que les stries se sont formées durant l’épisode post-pléniglaciaire, alors que les eskers se seraient développés plus tardivement, soit après l’amincissement de la glace. Cette interprétation soutient le modèle de mise en place du lac de Puvirnituq, qui se serait formé progressivement dans la direction WSW à travers le retrait de la marge glaciaire. Lors des phases tardives, cette marge se serait réorganisée selon une direction WSW-ESE en lien avec la dynamique de la LPGNQL. Selon Dalton et al. (2023) et Daigneault (2008), la formation du Lac de Puvirnituq se serait produite entre 8,5 et 7,5 ka, tandis que Lévesque (2021) la situe plutôt entre 9 et 8,2 ka. Nos résultats appuient l’hypothèse d’une mise en place plus ancienne, en concordance avec les phases glaciolacustres observées plus au nord et associées aux lacs glaciaires Watts et Déception.

Au NW de la péninsule, entre le lac Vanasse et le cap Wolstenholme, les évidences indiquent que la marge glaciaire s’orientait entre les directions NW-SE et NNW-SSE. Le lac glaciaire Vanasse s’est formé au contact de cette marge durant son retrait, jusqu’à l’établissement de la position finale de la LPGNQL. Vers le cap Wolstenholme, l’absence de trains d’esker limite l’interprétation du retrait glaciaire; toutefois, la modélisation du lac Derville suggère que la marge s’y orientait également dans la même direction. La mise en place des lacs glaciaires Vanasse et Derville est estimée entre 8,5 et 7,5 ka (Daigneault, 2008; Dalton et al., 2023).

La position finale des masses de glaces résiduelles s'oriente le long d'un axe NNW-SSE au nord des monts de Puvirnituq, et NW-SE au sud de ceux-ci. Ces masses de glace constituent la LPGNQL qui est à l’origine du contrôle de la dynamique glaciaire régionale. Les travaux actuels situent la ligne de partage glaciaire légèrement plus à l’ouest que ne le faisaient ceux de Daigneault (2008). La présence de recoupements de stries dans cette région témoigne d'une réorganisation des centres de masse durant l’amincissement de la glace. La glace résiduelle s’est éventuellement scindée, menant au drainage final des lacs glaciaires Derville, Vanasse et de Puvirnituq vers la baie d’Hudson. Une multitude de moraines bosselées cartographiées par Daigneault (1996) près du lac Chassé auraient été laissées en place par une glace résiduelle en décrépitude. La fonte finale des masses de glace s'est produite entre 8 et 7,5 ka cal BP selon les modèles régionaux de Daigneault (2008) et de Dalton et al. (2023). Toutefois, les phases terminales des lacs Vanasse et de Puvirnituq observées dans nos travaux peuvent toutefois être corrélées aux travaux de Lévesque (2021) entre 8,3 et 8 ka.

 

GLACIOPROSPECTION ET POTENTIEL MINÉRAL

Le deuxième volet de la synthèse de la géologie des dépôts de surface de la ceinture de Cape Smith (BG 2025-03) traite de la glacioprospection et de l'évaluation du potentiel minéral à partir des analyses géochimiques et des minéraux lourds.

Collaborateurs

Auteurs	Simon Hébert, géo., M. Sc., simon.hebert@mrnf.gouv.qc.ca Alex Proulx, géo. stag., M. Sc., alex.proulx@mrnf.gouv.qc.ca
Géochimie	Olivier Lamarche, géo., M. Sc., olivier.lamarche@mrnf.gouv.qc.ca
Cartographie	Marc-Antoine Lévesque, géo. stag., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault, coordonnatrice
Géomatique	Julie Sauvageau et Dominique Plante
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Révision linguistique	Simon Auclair, géo., M. Sc.
Accompagnement et mentorat	Hugo Dubé-Loubert, géo., Ph. D.
Lecture critique	Olivier Lamarche, géo., M. Sc.
Organisme	Direction de l’acquisition des connaissances géoscientifiques, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, Gouvernement du Québec

Remerciements :

Ce Bulletin Quaternaire est le résultat de la collaboration des nombreuses personnes ayant contribué aux différentes étapes de la réalisation du projet. Nous souhaitons remercier les communautés Inuit pour leur collaboration et l’accès au territoire, notre collègue Marc-Antoine Levesque ainsi que les stagiaires Antoine Desjardins, Anthony Mandeville, Alexandra Bélanger, Cédric Bourassa, Thomas Malo, Ann-Lorie Morel et Vincent Pagé pour leur implication dans le cadre des travaux de terrain.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications