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Étymologie et histoire
Le terme delta tire son origine de la lettre grecque delta (∆), en référence à la forme triangulaire caractéristique de certaines embouchures fluviales. Ce mot aurait été employé dès le Ve siècle av. J.-C. pour désigner la plaine alluviale du Nil qui se distingue par sa forme emblématique (Miall, 1976).
Les premiers travaux consacrés à l’étude des deltas sont réalisés par G.K. Gilbert, de la United States Geological Survey (USGS), en 1885 et 1890. Ces recherches décrivent pour la première fois les concepts de lits basaux (bottomset), frontaux (foreset) et sommitaux (topset), à partir de l’étude de la stratigraphie littorale pléistocène du paléolac Bonneville, dans l’Utah. En 1912, Barrell, de la Geological Society of America, propose les premiers critères permettant d’identifier les deltas à partir de faciès sédimentaires bien définis. Ces concepts seront ensuite privilégiés dans l’étude des deltas modernes, où la présence de lits inclinés (delta de type Gilbert) demeurera longtemps le principal critère d’identification (Miall, 1976).
La classification des deltas connait une évolution significative au fil des années. Les recherches montrent qu’aucun modèle unique ne permettait d’intégrer adéquatement toutes les caractéristiques qui définissent un delta. Certains modèles sont fondés sur les processus de formation, d’autres sur la morphologie ou encore sur les faciès sédimentaires. En 1975, Galloway propose un modèle de classification qui regroupe les constructions deltaïques en trois catégories, selon les conditions environnementales du milieu de déposition :
i) deltas dominés par l’influence du réseau fluviatile;
ii) deltas dominés par l’influence des marées;
iii) deltas dominés par l’influence des vagues.
Ce modèle permet de structurer l’analyse des principaux deltas étudiés dans la recherche moderne et demeure, à ce jour, la classification la plus largement utilisée (Galloway, 1975; Miall, 1976; Elliott, 1999, 2005; Bhattacharya et Giosan, 2003; Hori et Saito, 2007).
Description
De façon générale, les deltas sont des formations géomorphologiques littorales résultant de l’accumulation de sédiments à l’embouchure d’un cours d’eau se jetant dans un bassin. Ils sont alimentés par un réseau de drainage bien défini, qui fournit un apport sédimentaire excédant la capacité de redistribution du bassin récepteur (Morgan et Shaver, 1970; Galloway, 1975; Orton et Reading, 1993; Elliott, 2005; Hori et Saito, 2007; Kereszturi et al., 2015). Ce déséquilibre engendre une accumulation sédimentaire organisée selon les modalités du transport et l’espace d’accommodation disponibles dans le bassin (Catuneanu, 2017). L’apport sédimentaire dépend du régime fluvial, lui-même influencé par plusieurs facteurs, tels que la distance de transport, la granulométrie, les fluctuations de débit et de charge sédimentaire, ou encore la capacité d’érosion. En parallèle, les caractéristiques du bassin récepteur sont contrôlées par sa morphologie, les dynamiques énergétiques du système (vagues, marées, courants), la subsidence et les variations du niveau de base (Wright et Coleman, 1972; Galloway, 1975; Wright, 1977; Coleman, 1981; Elliott, 1977, 1999; Li et al., 2011).
Deltas d’origine glaciaire
Les deltas d’origine glaciaire, qu’ils soient glaciomarins ou glaciolacustres, partagent certaines caractéristiques avec les deltas fluviatiles, mais se distinguent par des processus de formation qui sont propres aux environnements glaciaires (Lønne, 1995; Ashley, 2002). Ces systèmes correspondent à des complexes sédimentaires subaquatiques dont l’évolution est contrôlée par les processus glaciaires actifs durant les phases de retrait ou de stabilité de la marge glaciaire. On distingue les deltas juxtaglaciaires, formés directement ou près de la marge glaciaire, des deltas fluvioglaciaires, développés de manière plus distale, soit en aval de la marge glaciaire et généralement alimentés par des chenaux proglaciaires (Lønne, 1995; Winsemann et al., 2007, 2018; Lønne et Nemec, 2011; Dietrich et al., 2017).
Deltas de type juxtaglaciaire
Les deltas juxtaglaciaires se forment directement au contact de la marge glaciaire (Lønne, 1995; Salamon et Zieliński, 2023). Ils se caractérisent par une alternance de dépôts grossiers, mis en place à la base du glacier par des décharges sédimentaires pulsées, communément saisonnières, associées à la fonte glaciaire (Lønne, 1995; Ashley, 2002; Girard et al., 2012). Les sédiments présentent généralement une organisation en structures de type Gilbert, partiellement développées, et un tri granulométrique plus faible que celui observé dans les systèmes fluviatiles complexes (Lønne, 1995; Salamon et Zieliński, 2023). Ces deltas peuvent se développer sur des dépôts d’épandage subaquatiques formés durant les premières phases de sédimentation (Lønne, 1995; Ashley, 2002; Dietrich et al., 2017).
En raison de leur proximité avec la marge glaciaire, ils intègrent couramment des dépôts glaciaires mal triés (niveaux diamictiques) qui sont inclus dans les lits sédimentaires ou déposés à la surface de la plaine deltaïque (Lønne, 1995; Salamon et Zieliński, 2023). Les deltas juxtaglaciaires peuvent aussi contenir des blocs de délestage au sein de leurs faciès sédimentaires, en raison de leur proximité immédiate avec la marge glaciaire (Lønne, 1995; Ashley, 2002). Ce type de delta peut aussi être identifié par la présence de structures de déformation glaciotectonique, liées aux mouvements de la marge glaciaire (Lønne, 1995; Girard et al., 2012, 2015; Salamon et Zieliński, 2023).
Deltas de type fluvioglaciaire
Les deltas fluvioglaciaires se forment de manière distale par rapport à la marge glaciaire, soit par l’entremise d’une plaine alluviale ou d’un sandur bien développé qui assure la distribution des apports sédimentaires. Ces systèmes s’organisent couramment sous la forme d’essaim de chenaux proglaciaires anastomosés (Lønne, 1995; Dietrich et al., 2017). Ces processus de transport favorisent un granoclassement des sédiments durant leur mobilisation (Larocque et al., 1983; Girard et al., 2012). Le transport des particules le long de la plaine subaquatique, par les mécanismes de traction et de gravité, conduit à la formation de structures sédimentaires bien développées de type Gilbert pouvant être confondues avec celles de deltas fluviatiles (Eilertsen et al., 2011; Girard et al., 2012; Salamon et Zieliński, 2023). L’interprétation de ces systèmes nécessite une analyse intégrée du complexe géomorphologique régional et des faciès sédimentaires afin de confirmer leur origine glaciaire (Lønne, 1995; Lønne et Nemec, 2011; Dietrich et al., 2016; Lunkka, 2023).
Structures et faciès sédimentaires
Les sédiments observés dans les deltas juxtaglaciaires et fluvioglaciaires présentent des variations de faciès en fonction de l’environnement local et des conditions à la marge glaciaire. De manière générale, les faciès sédimentaires sont grossiers mais bien triés, variant du sable au gravier. Trois structures sédimentaires distinctes sont généralement observées dans ces deltas : les lits basaux, frontaux et sommitaux (Winsemann et al., 2007, 2009, 2018; Girard et al., 2012; Dietrich et al., 2016; Salamon et Zieliński, 2023).
Les lits basaux sont typiquement subhorizontaux et constitués de sable fin à silt. Ils peuvent présenter des figures de courant, comme des laminations entrecroisées, qui sont interprétées comme le résultat de la turbidité en milieu aquatique. Ces dépôts, généralement issus de processus gravitaires, se déposent au front du système, dans la zone de basse énergie (Winsemann et al., 2007, 2009, 2018; Eilertsen et al., 2011; Salamon et Zieliński, 2023).
Les lits frontaux sont bien développés, inclinés entre 5° et 35° et formés de sable grossier à gravier (Corner et al., 1990; Ashley, 2002; Winsemann et al., 2007, 2009, 2018). La granulométrie des dépôts reflète des épisodes de décharges sédimentaires pulsatiles, qui permettent le transport de particules plus grossières (Lønne, 1995; Girard et al., 2012; Salamon et Zieliński, 2023). Des surfaces d’érosion sont couramment observées à l’interface entre les lits frontaux et sommitaux, témoignant d’une variation de la dynamique dans les conditions de transport et de déposition (Girard et al., 2012; Dietrich et al., 2016; Winsemann et al., 2018).
Les lits sommitaux se présentent sous forme de lits subhorizontaux à horizontaux, généralement formés de sable grossier à gravier, et organisés en structures sédimentaires de grande échelle façonnées par les courants de surface (Winsemann et al., 2007, 2009, 2018; Eilertsen et al., 2011; Dietrich et al., 2016, 2017; Salamon et Zieliński, 2023). Ils sont aussi communément marqués par la présence de chenaux d’érosion associés à un changement de compétence de l’apport du système alluvial sur la plaine deltaïque (Winsemann et al., 2007).
Environnement de formation
Les deltas d’origine glaciaire peuvent se développer au sein d’un plan d’eau lacustre (glaciolacustre) ou marin (glaciomarin). Bien que ces deux types de systèmes deltaïques présentent de fortes similitudes, certains critères, tels que la géomorphologie et la distribution spatiale des dépôts, peuvent permettre de différencier l’environnement de déposition.
Les deltas glaciomarins forment d’imposantes accumulations sédimentaires en plateau, pouvant atteindre quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur, et s’étendre sur des surfaces de plusieurs dizaines de kilomètres carrés. Dans le cas des deltas d’origine fluvioglaciaire, ceux-ci sont généralement mieux développés en raison d’un apport sédimentaire plus important, lequel est issu d’un bassin d’alimentation à l’échelle régionale plutôt que locale (Shaw et al., 2024). Les deltas glaciomarins se mettent en place principalement à l’exutoire de vallées structurales, telles que les fjords, qui contrôlent le drainage régional vers les environnements marins (Dietrich et al., 2016, 2017; Sutherland et al., 2019; Shaw et al., 2024; Piret et al., 2024).
Les deltas glaciolacustres se présentent sous forme de buttes en plateau de taille variable, généralement moins étendues ou moins bien développées que les deltas glaciomarins. Cette différence s’explique par un apport sédimentaire et un espace d’accommodation plus limités, issus d’un transport essentiellement local, et qui est généralement proportionnel à la taille et au degré de maturité du lac proglaciaire (Larocque et al., 1983; Barnett et Karrow, 2018). Ces deltas sont couramment perchés en périphérie des bassins physiographiques ou dans les vallées ayant accueilli les paléolacs glaciaires (Martin et al., 2019). En amont de ces systèmes, la présence de chenaux proglaciaires est communément observée, témoignant d’un système fluvioglaciaire bien développé (Larocque et al., 1983; Martin et al., 2019; Lunkka, 2023).
Genèse
La genèse des deltas glaciaires varie selon les spécificités de l’environnement de formation (bassin glaciolacustre ou glaciomarin) et selon les conditions de sédimentation (l’espace d’accommodation et la distance à la source sédimentaire). Les variations de ces paramètres peuvent résulter soit d’un changement dans l’apport sédimentaire, soit d’une modification du niveau de base, influençant directement les dynamiques de sédimentation et l’architecture stratigraphique du delta (Catuneanu, 2017).
Le mode de transport des sédiments vers le bassin de réception, qui varie selon le type de système deltaïque (juxtaglaciaire vs fluvioglaciaire), influence directement la configuration et l’architecture du delta. Ce processus est essentiellement contrôlé par la distance entre la marge glaciaire et la zone de déposition sédimentaire. Par exemple, dans les deltas juxtaglaciaires, le transport sédimentaire est assuré par des chenaux ou des systèmes d’épandage émanant directement de la marge glaciaire, générant une plaine alluviale généralement étroite et localisée. À l’inverse, dans les deltas fluvioglaciaires, les sédiments sont acheminés par une plaine alluviale proglaciaire bien développée, structurée par un réseau de chenaux distributaires (Lønne, 1995; Ashley, 2002).
De la même manière, le transfert et la distribution des sédiments entre la plaine alluviale et le bassin de réception dépendent des fluctuations de compétence des eaux de fonte, elles-mêmes fonction de la distance à la marge glaciaire. À l’entrée du bassin, ces eaux subissent une perte rapide de compétence, ce qui entraîne la prédominance des processus gravitaires subaquatiques sur les forces hydrodynamiques. Les particules les plus grossières sont rapidement déposées à la base de la pente deltaïque sous l’effet de la gravité, formant des lits inclinés (lits frontaux) qui s’accumulent en progradation vers l’avant du delta. Les sédiments plus fins demeurent en suspension sous forme de panaches turbides, se propageant au-delà du front deltaïque dans un environnement de faible énergie propice à leur décantation (lits basaux). Le comblement subséquent de l’espace d’accommodation disponible dans le bassin conduit ensuite à la mise en place de lits horizontaux à subhorizontaux au sommet du système (lits sommitaux) (Corner et al., 1990; Bell, 2009; Gobo et al., 2015; Rubi et al., 2018; Winsemann et al., 2018).
Dans le cas d’un apport sédimentaire limité, notamment en contexte distal lorsque la marge glaciaire est éloignée du bassin, le développement du système deltaïque est restreint. Ces phases sont généralement dominées par des processus d’érosion. À l’inverse, un apport sédimentaire soutenu, typique d’une position proximale de la marge glaciaire, favorise la mise en place de séquences de progradation. Ces phases sont marquées par l’accumulation de lits frontaux à l’avant du delta. Ces périodes constructives sont également associées à la formation concomitante de lits sommitaux dans la partie supérieure du système, durant la progradation du front deltaïque vers le bassin (Catuneanu, 2017; Rubi et al., 2018).
Le développement et l’évolution d’un corps deltaïque sont également tributaires des variations du niveau de base du plan d’eau. De telles fluctuations modifient directement l’espace d’accommodation disponible et influencent la dynamique de sédimentation. En réponse à ces changements, plusieurs scénarios évolutifs peuvent être observés au sein du système deltaïque. Par exemple, une élévation progressive du niveau de base, si elle est compensée par un apport sédimentaire suffisant, conduit à un régime de régression normale. Ce régime se traduit par la mise en place de séquences de progradation, caractérisées par l’extension des lits frontaux en direction du bassin, et accompagnées d’une aggradation des lits sommitaux sur la partie supérieure du système.
À l’inverse, lorsque l’élévation du niveau de base excède la capacité de compensation de l’apport sédimentaire, le système entre en régime transgressif. Ce contexte conduit à la formation de séquences de rétrogradation, dans lesquelles de nouveaux lits frontaux viennent recouvrir les anciens lits sommitaux, traduisant un recul du front deltaïque. Enfin, une baisse du niveau de base induit une régression forcée, favorisant l’établissement de nouvelles séquences de progradation organisées en paliers successifs, ajustés au nouveau niveau de base. Ce mode d’évolution est couramment associé à l’apparition de discordances érosives, générées par des processus subaériens agissant sur les lits précédemment exposés (Catuneanu, 2017; Rubi et al., 2018).
En somme, les deltas représentent des systèmes sédimentaires complexes, dont l’évolution et la dynamique répondent aux conditions environnementales changeantes. L’architecture des faciès deltaïques résulte de l’interaction de processus multiples, modulés principalement par les variations de l’apport sédimentaire et du niveau de base (Catuneanu, 2017).
Utilités
Lorsqu’ils sont bien préservés dans les archives géologiques, les deltas constituent d’excellents enregistrements des paléoenvironnements. La plaine deltaïque (lits sommitaux) correspond au niveau de base de l’eau au moment de sa formation, ce qui en fait un indicateur fiable des conditions hydrologiques passées (Eilertsen et al., 2011; Gobo et al., 2015; Rubi et al., 2018; Winsemann et al., 2018; Salamon et Zieliński, 2023). Les deltas permettent ainsi de reconstituer l’évolution de la paléosurface des plans d’eau à travers le temps. En effet, plusieurs reconstructions paléogéographiques s’appuient, en tout ou en partie, sur l’élévation des constructions deltaïques pour contraindre les limites d’extension des lacs glaciaires (Larocque et al., 1983; Landvik et al., 1998; Girard et al., 2012; Dubé-Loubert et Roy, 2017; Sutherland et al., 2019; Godbout et al., 2020; Hébert et al., 2023; Lunkka, 2023; Proulx, 2024) ou de l’invasion marine postglaciaire (Gray et Lauriol, 1985; Bednarski, 1988; Dietrich et al., 2016, 2017; Lévesque et Lamarche, 2022; Lefebvre-Fortier et al., 2024).
Les caractéristiques sédimentologiques des deltas d’origine glaciaire (blocs à la surface et matière organique in situ) en font d’excellentes cibles pour l’obtention de contraintes chronologiques, et ceux-ci constituent des éléments clés pour la compréhension des environnements glaciaires et postglaciaires (Matthews, 1967; Gray et al., 1993; Simon et al., 2016; Dubé-Loubert et al., 2018; Margold et al., 2018; Dalton et al., 2020, 2023; Lefebvre-Fortier et al., 2024).
Plusieurs études portant sur le rebond glacio-isostatique ont été menées en corrélant l’âge de mise en place des deltas avec leurs élévations actuelles. Cette relation permet d’établir des courbes d’ajustement isostatique de la croûte continentale depuis la dernière déglaciation (Matthews, 1967; Gray et al., 1993; Landvik et al., 1998; Simon et al., 2016; Rémillard et al., 2017; Björck et al., 2021).
Le développement des deltas juxtaglaciaires s’effectue au contact direct ou à très grande proximité de la marge glaciaire. En raison de cette relation spatiale étroite, ces deltas sont couramment utilisés comme indicateurs paléogéographiques pour contraindre les patrons de déglaciation et interpréter les grandes phases de drainage associées à la déglaciation (Dietrich et al., 2017; Dubé-Loubert et al., 2021; Lunkka, 2023). Lorsqu’ils peuvent être datés, ces dépôts permettent d’affiner la chronologie des séquences de retrait glaciaire ainsi que les dynamiques de mise en place des systèmes sédimentaires associés (Dietrich et al., 2017; Margold et al., 2018; Dalton et al., 2020, 2023; Lévesque, 2021; Szuman et al., 2024).
Répartition spatiale
Les deltas d’origine glaciaire sont des constructions ubiquistes dans toute région ayant été couverte et affectée par des inlandsis continentaux du Pléistocène.
En Amérique du Nord, de nombreux deltas glaciomarins se sont développés autour du continent, dans les océans Atlantique, Pacifique et Arctique, à la faveur de la déglaciation des inlandsis nord-américains (Dalton et al., 2020, 2023). Parmi eux, les deltas Mackenzie et Fraser représentent deux systèmes sédimentaires majeurs, formés respectivement à la marge des océans Arctique et Pacifique durant la dernière déglaciation, et qui sont encore actifs de nos jours (Clague et al., 1998; Couch et Eyles, 2008; Shaw et al., 2024).
À l’intérieur du continent, plusieurs deltas glaciolacustres se sont mis en place lors de la formation de lacs proglaciaires. Certains sont associés à des épisodes lacustres d’envergure, comme le lac proglaciaire Agassiz-Ojibway (Roy et al., 2011; Godbout et al., 2020), tandis que d’autres se sont formés dans des contextes plus éphémères, tels que le lac Klotz (Lévesque, 2021).
Dans les régions fenno-scandinaves, des schémas similaires ont été observés. De nombreux deltas glaciomarins et glaciolacustres se sont développés dans les mers bordant la calotte eurasienne, notamment dans les mers de Barents, Baltique et du Nord (Landvik et al., 1998; Patton et al., 2016, 2017; Stroeven et al., 2016). Des travaux récents ont montré que les processus sédimentaires deltaïques dominaient les environnements de dépôt de la mer du Nord au début du Pléistocène (Lien et al., 2022). Par ailleurs, plusieurs paléodeltas mis en place dans le lac glaciaire Baltique ont été étudiés afin de contraindre les limites de la calotte fenno-scandinave durant son retrait (Lunkka, 2023; Szuman et al., 2024).
Enfin, des deltas d’origine glaciaire ont également été identifiés dans des environnements de glace active, en périphérie des grandes calottes du Groenland, de l’Arctique et de l’Antarctique, mais aussi dans des systèmes glaciaires plus restreints, comme ceux de la Patagonie ou de l’archipel du Svalbard (Bendixen et al., 2017; Kavan et al., 2024; Piret et al., 2024).
Références
Publications accessibles dans SIGÉOM Examine
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Collaborateurs
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Première publication |
Alex Proulx, géo. stag., M. Sc. alex.proulx@mrnf.gouv.qc.ca (rédaction); Hugo Dubé-Loubert, géo., Ph. D. (lecture critique); François Leclerc, géo., Ph.D. (conformité du gabarit et du contenu); Simon Auclair, géo., M. Sc. (révision linguistique); André Tremblay (montage HTML). |