Géologie des dépôts de surface de la région des lacs Nuvilic, Nunavik, Québec, Canada

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  Zones morphosédimentaires dans la région des lacs Nuvilic

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  Séquence de trois écoulements glaciaires dans la région des lacs Nuvilic

L’ESSENTIEL

Au nord de la péninsule d’Ungava, les grandes glaciations du Quaternaire ont façonné la morphologie d’une importante partie du territoire en déposant une couverture sédimentaire d’épaisseur variable, limitant ainsi l’accès au socle rocheux. Pour cette raison, l’utilisation d’outils de prospection glaciosédimentaire s’avère d’une grande utilité pour dresser un portrait plus global du potentiel minéral de la région du Nunavik, déjà reconnu pour son potentiel nickélifère (2 mines en activité). Ce bulletin traite de la géologie du Quaternaire d’un secteur couvrant une superficie d’un peu plus de 4500 km². La cartographie des formations de surface à l’échelle 1/50 000, ainsi qu’un échantillonnage de sédiments d’origine glaciaire (till) et fluvioglaciaire (esker) ont été effectués lors d’une campagne de terrain réalisée à l’été 2021 dans le secteur central de la péninsule d’Ungava, au sud de Salluit et de la baie Déception. Le territoire à l’étude est bordé au sud par la ceinture de Cape Smith, un domaine lithotectonique appartenant à l’Orogène de l’Ungava (Province de Churchill). Les dépôts de surface sont dominés par des sédiments glaciaires (till) qui ont par endroits été remaniés et entaillés par l’eau de fonte lors de la déglaciation. Des dépôts fluvioglaciaires juxtaglaciaire (eskers), principalement sablo-graveleux, ainsi que des épandages proglaciaires surmontent localement les dépôts glaciaires sur le territoire. Dans les vallées des rivières Foucault et Gatin, on observe plusieurs évidences de lacs glaciaires de durées et d’ampleurs variables qui ont remanié les dépôts glaciaires et fluvioglaciaires ou ont déposé des sédiments sus-jacents. On distingue également la présence de terrasses et de deltas glaciomarins qui marquent l’extension maximale de l’invasion marine dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Ce terrain, situé au cœur de la péninsule d’Ungava, montre peu d’évidences d’écoulement glaciaire macroscopiques (formes de terrain fuselées), malgré les nombreuses stries visibles sur le roc. Le socle rocheux est peu exposé dans le terrain d’étude et est généralement gélifracté et caractérisé par endroits par la présence de felsenmeers matures, notamment sur les monts de Puvirnituq.

CADRE PHYSIOGRAPHIQUE

Le terrain étudié est situé au Nunavik, au cœur de la péninsule d’Ungava, et est inaccessible par la route. L’équipe logeait sous la tente au camp « Esker » situé environ 50 km au sud du village de Salluit, à proximité du lac Spartan.

La zone d’étude est située principalement dans la région physiographique du Plateau de Salluit, sous-région de la région de James, et correspondant à une pénéplaine légèrement ondulante et inclinée vers le SW (Bostock, 2014). Ce plateau est limité au sud par la région physiographique des monts de Puvirnituq, laquelle est constituée d’une succession de collines et de vallées. Ces collines, dont le plus haut sommet atteint un peu plus de 600 m, sont associées aux lithologies volcano-sédimentaires formant la ceinture de Cape Smith (CCS) qui s’étend selon un axe WSW-ENE sur tout le terrain d’étude et dont l’élévation s’abaisse graduellement vers l’ENE.  

L’hydrographie de la région est caractérisée par la présence de deux bassins versants, un premier se drainant vers le nord et le nord-est vers le détroit d’Hudson et la baie d’Ungava, et un second qui se déverse vers l’est en direction de la baie d’Hudson.

Le bassin versant de la Baie d’Ungava est lui-même subdivisé en différents sous-bassins. Le bassin versant de la rivière Foucault englobe le territoire drainé par la rivière Gatin (lac Serpentine). La rivière Foucault draine le lac Spartan et suit un axe grossièrement NW qui traverse 3 feuillets SNRC dans le terrain d’étude (feuillets 35G10, 35G11 et 35G14) pour éventuellement aboutir dans le fjord de Salluit, au NW du secteur. Le bassin versant de la rivière Déception draine la partie orientale du secteur (lacs Watts et Françoys-Malherbe et rivières Kangillialuk et Qullisaup Kuunga) par la décharge du lac Françoys-Malherbe, en direction de la baie Déception. Cette baie joue un rôle important dans l’économie régionale, car elle abrite l’un des seuls ports en eau profonde dans le nord du Québec.

En ce qui a trait aux bassins versants s’écoulant vers la baie d’Hudson, le territoire au sud-est du feuillet 35G11 est drainé par la rivière Kovik, alors que certains secteurs des feuillets 35G09 et 35G10 sont traversés par la rivière de Puvirnituq (notamment les lacs Nuvilic) en direction ouest et sud-ouest.

MÉTHODE DE TRAVAIL

Le tableau ci-dessous présente une liste d’études thématiques concernant la géologie du Quaternaire effectuées dans la péninsule d’Ungava depuis 1898. Il inclut aussi certaines références citées dans le rapport. Une liste plus exhaustive comprenant les travaux traitant de la géologie du roc peut être trouvée dans la base de données documentaire de SIGÉOM EXAMINE.

Zones morphosédimentaires

Ce bulletin présente la cartographie à l’échelle 1/50 000 des formations de surface de la région d’étude. Ces dépôts ainsi que les morphologies observées sur le territoire ont été grandement influencés par les glaciations successives du Quaternaire, en particulier par la glaciation du Wisconsinien tardif et la déglaciation subséquente. L’épaisseur moyenne de la couverture de sédiments, estimée à partir des données de forages, est de ~3 m. L’épaisseur maximale atteinte en forage est de 20,7 m dans un secteur au sud du feuillet 35G14. La légende utilisée pour la cartographie est disponible en ligne.

Substrat rocheux

La région se trouve dans l’Orogène de l’Ungava de la Province de Churchill. Le Domaine nord, notamment les secteurs du lac Parent (Beaudette et al., 2020) et du lac Watts (Mathieu et Beaudette, 2019), ainsi que le Domaine sud, notamment les secteurs du lac Beauparlant (Lamothe et al., 1984) et du lac Bélanger (Roy, 1984 et 1989) ont été cartographiés par des équipes de Géologie Québec. L’Orogène de l’Ungava occupe la majeure partie du terrain étudié. La portion nord des feuillets 35G13, 35G14, 35G15 et 35G16 est occupée par les domaines lithotectoniques de Narsajuaq et Kovik (Hervet, 1984). Le roc affleure abondamment sur le territoire (7 %), particulièrement le long de la CCS ainsi qu’à l’est du lac Watts.

Sédiments glaciaires

Les sédiments glaciaires, représentés par six unités cartographiques, sont les plus répandus sur le territoire, couvrant un peu plus de 76 % de la zone d’étude. Ces sédiments recouvrent entièrement la région, mais sont observés en surface seulement dans les zones de moyenne et de haute élévation. Dans les bas topographiques, les sédiments glaciaires sont typiquement enfouis sous les sédiments fluvioglaciaires, glaciolacustres et/ou glaciomarins.

Till en couverture continue (Tc)

Le till en couverture continue constitue l’unité la plus importante du secteur cartographié (39 %). L’épaisseur des dépôts varie spatialement en fonction du relief, en comblant les creux topographiques et en laissant les reliefs positifs libres de sédiments. Presque tous les forages recensés sur le terrain à l’étude sont situés le long de la CCS qui s’étend selon un axe WSW-ENE sur plus de 80 km dans la portion sud de la zone d’étude. L’épaisseur moyenne de ces dépôts déduite à partir des données de forages est de 6,1 m, avec un maximum observé de 11 m. La majorité de ces forages ont toutefois été effectués à proximité d’affleurements dans les monts de Puvirnituq, ce qui induit un biais évident. L’épaisseur de cette unité pourrait être plus importante ailleurs, notamment dans les secteurs couverts par les vastes plaines de till sans morphologie dominante associée. Ces plaines sont bien développées au nord de la CCS, dans les dépressions du Plateau de Salluit. Elles ne présentent pratiquement pas de modelés glaciaires caractéristiques des zones d’écoulement à forte vélocité (traînées morainiques fuselées, crag-and-tail, etc.). La composition du till de fond échantillonné dans les ostioles varie en fonction de la lithologie du socle rocheux sous-jacent. Dans le secteur d’étude, le till est généralement de couleur gris foncé et présente une matrice silto-sableuse ou sablo-silteuse. On y observe typiquement de nombreux clastes centimétriques à décimétriques non jointifs de composition principalement mafique, ultramafique ou sédimentaire, soit les unités dominantes de la CCS située en amont glaciaire. 

Till en couverture discontinue (Tm)

Les sédiments glaciaires d’une épaisseur inférieure à 1 m sont cartographiés comme till en couverture mince (26 % du territoire cartographié). Cette unité est habituellement trouvée près des sommets locaux et à proximité de l’unité de socle rocheux, notamment dans les monts de Puvirnituq (feuillets 35G09 à 35G11), mais aussi sur les collines situées de part et d’autre des lacs Watts et Françoys-Malherbe (feuillet 35G16) et à l’ouest de la rivière Foucault (feuillet 35G14).

Till délavé (Td)

Le till délavé représente 4 % du territoire et fait référence aux secteurs où le sédiment a été délavé par l’eau de fonte. Il est généralement observé aux abords des couloirs fluvioglaciaires et des dépressions topographiques. La surface est normalement parsemée de chenaux de toutes sortes. Typiquement, la texture en photo-interprétation est plus granuleuse et moins lisse qu’un till de fond, ce qui indique un ruissellement plus ou moins superficiel selon les secteurs. Les particules fines peuvent être délavées en surface, laissant en certains endroits un diamicton sableux et lâche. Les terrains scarifiés par des chenaux juxtaglaciaires ou proglaciaires sont également inclus dans cette unité quand leur taille le permet.

Till remanié (Tr, Trm)

 Cette unité correspond aux zones de till remanié par l’activité littorale des lacs et des mers postglaciaires. Ce phénomène survient au pourtour des plans d’eau postglaciaires où l’action des vagues a remanié la couche en surface, typiquement un till de fond. Le till remanié est caractérisé par une matrice sableuse lessivée de ses particules fines. Lorsque le till remanié est mince, l’unité « Trm » est utilisée.

Till côtelé (To)

Cette unité n’a été répertoriée que dans le feuillet 35G14, à proximité de la rivière Foucault, et comprend deux champs de moraines de Rogen (de 8 et 23 crêtes de longueur métrique). Ces formes témoignent d’un écoulement vers le N-NE. Dans les deux cas, les champs de moraines se trouvent à proximité de sédiments glaciaires délavés (Td) et juxtaglaciaires (Gx). 

Till de fusion (Tf)

Dans l’est du terrain d’étude (feuillet 35G09), des champs de blocs représentent probablement des reliques de la décrépitude de la marge associée aux derniers moments de la déglaciation. Ainsi, une mince couche de till d’ablation a drapé certaines portions du territoire au cours de la déglaciation, laissant un till sableux et lâche comprenant des blocs en surface. Ce phénomène, bien que peu représenté sur la carte (1 % de la superficie), est particulièrement visible à proximité de zones de felsenmeer également présentes dans ce secteur. 

Till bosselé (Tb)

Quelques secteurs restreints (<1 % du territoire) présentent une topographie en bosses et en creux, sans orientation particulière, où le sédiment a été mis en place par une glace stagnante ou peu active lors de l’ablation du glacier. Ce modelé est généralement reconnaissable à proximité de couloirs d’eskers. 

FELSENMEER (QF)

La portion la plus élevée du terrain d’étude se situe au sud du lac Watts, dans les monts de Puvirnituq. Ce secteur se distingue du reste du territoire par la présence de vastes felsenmeers et de crêtes rocheuses gélifractées. Les felsenmeers sont essentiellement constitués de blocs décimétriques à métriques jointifs. Les blocs sont oxydés et leur composition est essentiellement monogénique et reflète la nature volcanique du socle rocheux du Domaine sud de la CSS (groupes de Chukotat et de Povungnituk). La présence d’ostioles éparses parmi les felsenmeer démontre que le couvert de blocs est peu profond. Le till compris dans les ostioles est compact, altéré et orangé en raison de l’oxydation des blocs environnants en surface. Bien que quelques petites stries aient été observées, ce secteur est caractéristique d’une dynamique glaciaire à base froide où l’écoulement basal (et donc le transport des clastes) est quasi nul. 

SÉDIMENTS FLUVIOGLACIAIRES

Ces unités comprennent des sédiments mis en place par l’eau de fonte de l’inlandsis lors de sa récession. Ces dépôts sont particulièrement concentrés dans les bas topographiques et suivent des couloirs orientés NE-SW à N-S. Ils comprennent principalement des sédiments juxtaglaciaires (surtout des eskers) et proglaciaires. Ces derniers sont principalement des sédiments d’épandage subaérien mis en place en surface, au-dessus de la limite des plans d’eau postglaciaires. Dans le cas contraire, ils sont cartographiés comme des épandages subaquatiques.

Sédiments juxtaglaciaires (Gx)

Les dépôts juxtaglaciaires correspondent à des sédiments grossiers composés de sables, de graviers, de cailloux et de blocs mis en place au contact ou à proximité du glacier. Ils forment des eskers, des kames ou des deltas juxtaglaciaires. En coupe, ces sédiments sont modérément triés à bien triés, stratifiés subhorizontalement et peuvent former d’importantes accumulations dont l’épaisseur dépasse par endroits 20 m. Bien que visibles en raison des reliefs qui leur sont associés, les sédiments juxtaglaciaires couvrent un peu moins de 2 % de la zone d’étude.

Complexes d’eskers

Lors du retrait de la glace, des eskers se sont mis en place à la suite du comblement par les sédiments des grands tunnels d’évacuation d’eau de fonte sous-glaciaire. Ces constructions forment de grandes crêtes généralement kilométriques subparallèles à l’écoulement glaciaire. Les eskers sont composés pour la plupart de graviers, de cailloux et de blocs localement imbriqués. Plus de 340 segments d’eskers ont été cartographiés dans le secteur d’étude, limités pour la plupart aux creux topographiques des vallées des rivières Foucault et Gatin. En dehors de ces vallées, les segments d’eskers sont grossièrement orientés vers le NNE, témoignant d’un retrait de la marge glaciaire vers le SW. Quelques crêtes observées sur le terrain sont situées sous le niveau maximal atteint par les lacs glaciaires dans la région et ont conséquemment été remaniées et aplanies par l’action des vagues. Les cordons d’esker sont normalement bordés par des sédiments d’épandage montrant des kettles en surface et, plus rarement, par des kames.

Kames et kettles

Sédiments d’épandages subaériens (Go)

Les sédiments d’épandage subaériens sont caractérisés par des plaines façonnées par le passage d’eau de fonte en contexte périglaciaire. Ils correspondent génétiquement à des alluvions mises en place dans un milieu de déposition intense peu de temps après la déglaciation, à un moment où le schéma de drainage est fortement influencé par l’eau de fonte. À la manière d’alluvions, la surface est marquée par la présence de nombreux chenaux proglaciaires et de kettles. Cette unité couvre <1 % du territoire.

Sédiments d’épandages subaquatiques (Gs)

Cette unité comprend des accumulations de sable fin à grossier mises en place dans les lacs glaciaires au contact de la marge. Les sédiments subaquatiques forment de grands reliefs en pente douce où la granulométrie des sédiments diminue avec la distance de la marge glaciaire. Ces sédiments sont typiquement lités et présentent généralement des stratifications horizontales ou obliques. Des séquences de ce type atteignant 5 à 10 m d’épaisseur sont observées en coupe en bordure des rivières Gatin et Foucault. Normalement associée spatialement aux sédiments juxtaglaciaires, cette unité couvre ~1 % du territoire et est couramment présente de part et d’autre des couloirs d’eskers.

SÉDIMENTS GLACIOLACUSTRES

Les sédiments glaciolacustres sont principalement localisés dans les portions centrale et ouest du terrain d’étude, plus précisément dans les vallées des rivières Gatin et Foucault. Des lacs de barrage se sont mis en place en aval de la marge glaciaire à la suite du blocage des exutoires naturels de certains bassins versants locaux (lacs postglaciaires Gatin et Foucault). Les vallées de ces rivières montrent plusieurs exemples de remobilisation de sédiments glaciaires et fluvioglaciaires en sédiments littoraux (LGb), de même que quelques deltas (LGd). L’étude approfondie des sédiments littoraux et deltaïques glaciolacustres présents dans les vallées des rivières Gatin et Foucault a permis d’établir différentes phases d’abaissement progressif du niveau de ces lacs de barrage jusqu’à leur vidange finale lorsque les exutoires se sont libérés de la glace. Aucune évidence de sédiment glaciolacustre d’eau profonde (silt et argile) n’a été observée dans le secteur étudié.

Sédiments glaciolacustres littoraux (LGb)

Les sédiments littoraux se situent principalement à flanc de colline, sous la forme de petites terrasses rectilignes ou de lignes de rivage composées de blocs jointifs de taille décimétrique à métrique qui témoignent de l’existence d’un lac glaciaire. Les terrasses glaciolacustres sont davantage développées sur le versant nord de la vallée de la rivière Gatin et sur le versant ESE de la vallée de la rivière Foucault. Plus haut en élévation, le lessivage du till sous l’action du battement des vagues a par endroits mis au jour le roc sous-jacent, marquant la limite supérieure de délavage. La présence de chenaux déversoirs surcreusés dans le till ou même dans le socle rocheux aux pourtours des bassins versants des rivières Gatin et Foucault permet d’identifier les exutoires temporaires et finaux des différents bassins glaciolacustres dans leurs vallées respectives. Les sédiments littoraux glaciolacustres couvrent un peu moins de 1 % du territoire. 

Sédiments glaciolacustres deltaïques (LGd)

 Des constructions sédimentaires deltaïques sont visibles à l’embouchure des chenaux de fonte sous-glaciaires ou latéraux positionnés à la rencontre des bassins d’eau glaciolacustres. Ces accumulations sableuses à partie sommitale plane forment généralement des éventails avec des chenaux proglaciaires en surface. Tout comme les sédiments littoraux, les deltas glaciolacustres représentent également de marqueurs clés de la baisse progressive du niveau des différents plans d’eaux glaciolacustres recensés dans le secteur d’étude. Au total, 67 constructions deltaïques glaciolacustres (0,21 % du territoire) ont été répertoriées dans les dépressions naturelles des vallées des rivières Gatin et Foucault.

SÉDIMENTS GLACIOMARINS

La déglaciation progressive du détroit d’Hudson s’est amorcée entre 10,7 et 9,0 ka BP (Daigneault, 2008) et a mené à une invasion marine (détroit de Tyrrell) sur le pourtour des côtes qui étaient alors encore sous l’effet de l’enfoncement glacio-isostatique. Dans le secteur de la baie Déception, la mer a envahi le territoire jusqu’à l’extrémité sud de la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Plus tard, la mer a également envahi une portion de la vallée de la rivière Foucault. L’incursion marine dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts a permis l’édification de terrasses et de deltas glaciomarins.

Sédiments glaciomarins littoraux (MGb)

Des terrasses étagées longeant les flancs de collines de la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts marquent différents niveaux qui résultent de la régression marine progressive. Les élévations des terrasses d’un même niveau marin augmentent du nord vers le sud en raison du rebond isostatique différentiel. Les terrasses, d’une hauteur d’une dizaine de mètres, sont essentiellement constituées de sédiments glaciaires remobilisés et lessivés de leurs particules fines. La granulométrie de la matrice du matériel contenu dans les terrasses varie de sable moyen au gravier avec la présence de clastes et de cailloux arrondis qui sont jointifs par endroits. Des blocs décimétriques à métriques épars sont observés en surface.

Sédiments glaciomarins deltaïques (MGd)

Des deltas glaciomarins présents dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts ont été édifiés à la suite de la canalisation de l’eau de fonte lors du retrait de la marge ou, dans certains cas, par l’eau provenant du chenal déversoir d’un lac glaciaire contemporain. Le plus imposant de ces deltas mesure environ 3 km² à une élévation de 86 m et se situe à l’embouchure d’un important chenal déversoir qui constitue aujourd’hui le lit de la rivière Qullisaup Kuunga. La formation de ce delta serait peut-être le résultat de la vidange d’une portion du lac Gatin, lorsque la glace a libéré ce secteur. La rivière Qullisaup Kuunga s’est depuis enfoncée dans son propre delta, qui est maintenant scindé en deux parties distinctes. Un échantillonnage de blocs métriques reposant sur la surface de ce delta a été effectué dans l’objectif d’obtenir une datation au ¹⁰Be. Cette datation pourra éventuellement être comparée avec les âges par radiocarbone de mollusques marins déjà connus provenant de la côte de la baie Déception, de l’embouchure du lac Françoys-Malherbe et de la rivière Déception (Matthews, 1967; Gray et al., 1993; Manley et Jennings 1996; Lauriol et Gray, 1987).

SÉDIMENTS POSTGLACIAIRES

Sédiments alluviaux (Ap;At;Ax)

Les alluvions actuelles (Ap; 1 % 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 rivières principales de la région (Foucault, Gatin, Qullisaup Kuunga et Kangillialuk). Des sédiments de terrasses fluviatiles récentes et anciennes ont été cartographiés de part et d’autre des vallées fluviales actuelles (At : 0,4 % et Ax : 0,003 % du territoire).

Sédiments organiques non différenciés (O)

Les sédiments organiques couvrent 3 % de la zone d’étude. Ces sédiments se présentent principalement sous la forme de marécages ou de tourbières occupant des dépressions topographiques mal drainées. Des formes de terrains périglaciaires sont parfois visibles dans ces milieux tourbeux, par exemple des sols structurés.

Histoire glaciaire

L’histoire de la dernière glaciation peut être retracée à l’aide des sédiments meubles déposés au cours du dernier épisode glaciaire, mais également grâce aux marques d’érosion glaciaire observées sur le territoire.

Dynamique glaciaire

Travaux antérieurs

Les relevés des marques d’érosion glaciaire et l’analyse des schémas de dispersion des indicateurs lithologiques ont permis d’établir l’existence de trois épisodes d’écoulement glaciaire dans le nord de la péninsule d’Ungava (Daigneault et Bouchard, 2004; Daigneault, 2008). 

L’épisode le plus ancien, mis en évidence entre Ivujivik et la ceinture de Cape Smith, serait associé à des mouvements reliques NW-SE liés à la formation d’une calotte glaciaire nommée « Ungava » par Bouchard et Marcotte (1986). Le Dôme 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; Daigneault et Bouchard, 2004). Ce dôme, qui représente la première étape d’englaciation du nord de la péninsule, aurait ensuite été amalgamé au centre de dispersion de Payne, situé plus au sud où l’écoulement se faisait vers le NE. 

Cette phase intermédiaire aurait été suivie d’un dernier épisode impliquant la réorganisation du centre de Payne et au prolongement entre Ivujivik et le lac Nantais de la ligne de partage glaciaire du Nouveau-Québec–Labrador (LPGNQL), orientée NW-SE (Daigneault et Bouchard, 2004). Les marques d’érosion glaciaire répertoriées dans la zone d’étude, située au nord du prolongement de la LPGNQL, sont majoritairement associées à ce dernier centre de dispersion dont l’écoulement se faisait vers la périphérie de la péninsule.

Enfin, dans le détroit d’Hudson, la présence de till carbonaté ainsi que de marques d’érosion glaciaire (stries, cannelures, roches moutonnées et sichelwannens) orientées vers l’est témoigne de l’existence d’un courant de glace alimenté par les masses glaciaires continentales et qui aurait atteint la région située entre le Cap de Nouvelle-France et Douglas Harbour (Gray et Lauriol, 1985; Laymon, 1988; Daigneault 1990,1996; Bruneau et Gray, 1997; Gray, 2001; Daigneault et Bouchard, 2004). Dans ce secteur, la présence de marques d’érosion glaciaire orientées vers le nord-est qui coupent ce mouvement vers l’est suggèrent que l’activité du courant glaciaire est antérieure à la dernière phase d’écoulement majeure vers le NE. 

Marques d’érosion glaciaire

  La recherche de la source des anomalies géochimiques par prospection glaciosédimentaire implique une bonne connaissance de l’histoire glaciaire de la région. Ce levé comprenait donc la cartographie systématique des marques d’érosion glaciaire. Au total, 129 marques d’érosion glaciaire (stries et cannelures) ont été mesurées dans la zone d’étude. Ces marques sont légèrement plus concentrées dans le sud de la zone d’étude en raison de la géologie plus favorable (roches volcaniques) à ce type d’enregistrement que les roches ignées intrusives et extrusives. Les cannelures de 5 et 10 cm de large sont surtout visibles dans les basaltes où elles forment des regroupements pouvant couvrir des surfaces de plusieurs mètres carrés. Les roches moutonnées constituent la mésoforme primaire pour orienter l’écoulement glaciaire. Mis à part les secteurs caractérisés par la présence de felsenmeer (feuillet 35G09) et les grandes plaines de till en couverture continue du centre de la zone d’étude, les marques d’érosion glaciaire sont bien dispersées dans l’ensemble du secteur.

Chronologie des écoulements glaciaires

 Le mouvement le plus ancien (mouvement 1) répertorié dans la zone d’étude est orienté NNW-SSE (305°-125° à 325°-145°). Aucune évidence macroscopique ne permet d’orienter le sens de cet écoulement. Les stries reliques ont été préservées sur des faces cachées et protégées des écoulements subséquents. Ce mouvement serait l’expression de la phase d’écoulement glaciaire la plus ancienne qui correspond à l’englaciation de la région par le dôme de l’Ungava (flot d’Ungava) à partir des sommets topographiques des monts de Puvirnituq. Des travaux supplémentaires dans les secteurs environnants seraient nécessaires pour confirmer le caractère radial du dôme de l’Ungava ainsi que son rôle dans l’englaciation du nord de la péninsule d’Ungava. 

 Le mouvement 2, représentant la phase d’écoulement majeure dans la région, est reconnu dans la totalité de la zone d’étude. La direction moyenne de cet écoulement est franc nord (0,9°), mais varie entre 340° et 20° à proximité des grandes vallées. La présence de roches moutonnées dans plusieurs sites d’observation a permis de confirmer l’orientation nord de cette phase d’écoulement. Ce mouvement est attribué à l’action de la calotte glaciaire continentale présente dans la portion nord de la péninsule de l’Ungava et dont les écoulements s’effectuaient de manière radiale vers les périphéries de la péninsule, en accord avec le prolongement nord-ouest de ligne de partage glaciaire du Nouveau-Québec–Labrador (LPGNQL).

Dans la portion orientale de la zone d’étude, les stries et les cannelures profondes associées au mouvement principal orienté N-NNW sont recoupées par de fines stries représentant un épisode secondaire orienté NNE (mouvement 3 ; orientation moyenne de 15,4°, mais pouvant atteindre 40°). Cette phase a été observée sur plus d’une dizaine d’affleurements et témoignerait d’une réorganisation de la calotte glaciaire dans ce secteur lors de la déglaciation. Cet écoulement glaciaire était principalement influencé par 1) la topographie locale, plus précisément la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts, et 2) une réavancée glaciaire induite par un appel de glace continentale dans les les vallées après le recul vers l’ouest du courant glaciaire du détroit d’Hudson (Gray, 2001; Daigneault et Bouchard, 2004).  Cette réorganisation finale de la calotte s’est probablement faite en plusieurs étapes, car il est possible d’observer sur certains affleurements bien polis des stries transitoires orientées entre 15° et 20° recoupant un mouvement plus ancien à 340° (mouvement 2). 

À l’ouest de la zone d’étude, l’influence de la topographie est également importante. Ce phénomène se manifeste par des stries orientées dans la même direction que la vallée de la rivière Foucault (NNW-342°), plus particulièrement dans la portion méridionale de la vallée, à la jonction des deux bras de la rivière Foucault. Même si aucun recoupement n’a été observé dans ce secteur, ces marques d’érosion glaciaire sont tout de même attribuées à l’écoulement principal de la région (mouvement 2). 

Déglaciation de la région

Élévations et gauchissement

Nous avons révisé les modèles de déglaciation du nord de la péninsule d’Ungava afin de préciser la position des lacs glaciaires Gatin et Foucault et les limites de l’invasion marine dans le secteur d’étude. À cette fin, 25 mesures d’élévation ont été réalisées à l’aide d’un récepteur GPS de précision submétrique (DGPS SXblue), lesquelles ont été complétées par 28 mesures issues d’un modèle d’élévation numérique de haute définition (ArcticDEM). Les mesures du DGPS ont permis de valider la précision des élévations obtenues à l’aide de l’ArcticDEM.

Sur le terrain, les mesures d’élévation ont pour la plupart été effectuées sur des deltas et des terrasses glaciolacustres et glaciomarines, mais aussi à la surface de quelques terrasses alluviales anciennes et sur des limites de délavage reconnues dans les vallées des rivières Foucault et Gatin et des lacs Françoys-Malherbe et Watts. Ces vallées ont joué un rôle déterminant dans l’évacuation de la glace lors de la déglaciation du secteur. Dans la région des lacs Watts et Françoys-Malherbe et près de la baie Déception, un plan de gauchissement de 0,80 m/km à pendage vers le NNE (20°) a été calculé à partir de mesures d’élévation des formes marines interprétées comme contemporaines. Cette valeur de gauchissement est similaire à celle proposée par Matthews (1967) de 1,06 m/km (5,6 pieds/mille avec une direction de pendage vers 25°) et de 0,68 m/km (3,6 pieds/mille avec un pendage vers 18°) pour des plages situées respectivement à 140 m et 30 m d’élévation, tout près du port en eau profonde de la baie Déception. Un paléo-MNE (modèle numérique d’élévation) a ensuite été produit en appliquant ce gauchissement isostatique à l’ArcticDEM afin de corréler les autres mesures de niveaux glaciomarins et glaciolacustres dans la région.

Lacs glaciaires

Deux lacs proglaciaires ont été répertoriés dans la zone d’étude, le Lac Gatin et le Lac Foucault, situés respectivement dans les bassins versants des rivières homonymes. Ces deux lacs se présentent comme des phases lacustres distinctes formées au contact de la marge glaciaire qui entravait leur écoulement naturel. Le retrait progressif de la glace vers le SW a éventuellement libéré les exutoires de ces plans d’eau situés à plus basse altitude, menant à leur vidange finale.

Le lac Gatin avait été identifié par Daigneault (2008) comme une phase lacustre avec une élévation maximale de 381 m. Les mesures d’élévation réalisées autour de la rivière Gatin dans le cadre de ce travail témoignent d’une évolution du niveau de ce lac qui varie entre 444 et 282 m. La transition des phases les plus élevées à l’est vers les phases les plus basses à l’ouest témoigne du retrait d’une marge glaciaire orientée NNW-SSE.

Au sud, l’obstruction de la vallée de la rivière Foucault a entraîné initialement la stagnation du Lac Foucault à un niveau compris entre 413 et 380 m pour une durée indéterminée, Son exutoire était alors situé à l’est vers le lac Watts. D’autres formes situées à des élévations de 340 à 320 m sont associées à des chenaux déversoirs orientés vers la vallée de la rivière Gatin. Les évidences témoignant des phases tardives du lac montrent des élévations comprises entre 290 et 230 m.

L’existence de ces deux lacs glaciaires a été éphémère. L’absence de sédiments d’eau profonde (silts et argiles) et la taille modeste des deltas associés à ces plans d’eau semblent indiquer que l’existence de ces lacs a été relativement courte (Daigneault, 2008). Différents travaux touchant le rebond isostatique au nord de la péninsule d’Ungava démontrent une émergence continue des terres à la suite du retrait progressif de la glace. Les mesures de Matthews (1967) effectuées dans le même secteur indiquent un rebond de 26 pieds (7,93 m)/100 ans.

Invasion marine

Au nord de la zone d’étude, l’invasion des eaux du détroit de Tyrrell a été limitée aux affluents localisés entre le fjord de Salluit et la baie Déception. Les eaux marines ont pénétré profondément dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts (secteur du feuillet 35G16). Toutefois, dans la vallée de la rivière Foucault, cette invasion ne semble pas avoir atteint l’extrémité NW de la zone d’étude (secteur du feuillet 35G14).

Dans la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts, les travaux de Daigneault (2008) témoignent d’une invasion marine atteignant 97 m d’élévation à l’extrémité sud du lac Watts et 149 m dans la région de la rivière Foucault, à proximité de l’embouchure des rivières Gatin et Foucault.

Les données recueillies dans le cadre de ce projet sont très comparables. À l’est, on estime que la limite marine aurait atteint l’élévation 117 m entre les lacs Françoys-Malherbe et Watts et 94 m au sud du lac Watts (plus jeune). Le long de la rivière Foucault, le niveau maximal atteindrait 151 m près de son embouchure; deux autres niveaux à 79 et 14 m ont aussi été observés en aval de la zone d’étude.

Chronologie de la déglaciation

La déglaciation du nord de la péninsule d’Ungava s’est amorcée avec l’apparition du Courant de glace du détroit d’Hudson (Gray, 2001; Daigneault, 2008; Jennings et al., 2015). Les âges par radiocarbone obtenus dans le secteur du Détroit de Tyrrell (Blake, 1966; Matthews, 1967; Gray et Lauriol 1985; Laymon 1988; Ricard, 1989; Bruneau et Gray, 1991; Gray et al., 1993) démontrent que la baie Déception a été le premier secteur à avoir été libéré de glace (8,5-10,7 ka BP; Gray et al. 1993; Daigneault, 2008). De nombreux chenaux marginaux observés le long de ces deux lacs témoignent du retrait d’une marge glaciaire généralement en direction sud. À ce moment, le drainage du bassin versant de la Foucault était toujours bloqué par la glace. Vers 9 ka BP, la déglaciation du secteur oriental avait atteint l’extrémité nord du lac Françoys-Malherbe. Cette vallée serait restée englacée pendant que la déglaciation du fjord de Salluit s’entamait. L’incursion des eaux marines dans le fjord a entraîné l’ennoiement des premiers hectomètres du tracé actuel de la rivière Foucault vers 8 ka BP (Gray et Lauriol, 1985; Daigneault, 2008). Il est possible que l’invasion marine dans ce secteur ait été légèrement plus hâtive, soit entre 9 et 8,5 ka BP, car les coquillages marins datés ne sont pas caractéristiques des faunes généralement trouvées à la proximité d’une marge glaciaire (Daigneault, 2008).

Entre 8 et 7 ka BP, la calotte glaciaire s’est ancrée sur les monts de Puvirnituq. Le retrait progressif de la marge glaciaire a libéré la vallée des lacs Françoys-Malherbe et Watts, entraînant une longue incursion marine dans cette vallée. Dès lors, les pénéplaines formant les bassins versants des rivières Gatin et Foucault se sont progressivement libérées de glace. Pendant ce retrait, la marge glaciaire était orientée NW-SE. À cette période, le front glaciaire bloquait toujours un segment de la vallée de la rivière Foucault, bloquant l’évacuation des eaux, ce qui a mené ainsi à la formation des premières phases du Lac Gatin suivies du Lac Foucault. Le niveau lacustre du Lac Gatin a probablement été contrôlé par deux exutoires déglacés successivement, un premier vers la baie Déception (~440 m) et un second vers l’est (~360 m) vers le lac Françoys-Malherbe.

Les eaux du lac Foucault se sont écoulées dans un premier temps vers le Watts par le biais d’un exutoire localisé à l’élévation ~390 m. Par la suite, un exutoire situé plus au nord (~310 m) a été libéré de la glace, causant ainsi le drainage du lac Foucault vers le lac Gatin.

Le retrait progressif de la marge a éventuellement dégagé le tracé de la rivière Gatin, permettant le drainage final du Lac Gatin. Le Lac Foucault se drainait alors par la rivière Gatin. Éventuellement, le barrage de glace a libéré entièrement le talweg de la vallée de la rivière Foucault, permettant ainsi la vidange du lac Foucault.

Dans la région du nord de la péninsule d’Ungava, l’absence de formes macroscopiques fuselées ainsi que la présence de vastes zones de felsenmeer dans les hauts topographiques témoignent d’une dynamique glaciaire à base froide peu rapide. La séquence d’événements observée indique que la topographie a joué un rôle important en maintenant certains secteurs englacés durant une longue période. De plus, les limites du bassin versant du détroit d’Hudson concordent généralement avec la position de la marge glaciaire. Ces observations sont analogues à celles de Dubé-Loubert et al. (2021) qui démontrent que la topographie constitue un facteur déterminant sur la dynamique glaciaire lors de l’amincissement de la calotte glaciaire et la déglaciation de la région à l’Holocène.

Les données recueillies lors de ce levé restent tout de même fragmentaires, ce qui ne permet pas de démontrer avec certitude l’interprétation touchant le retrait progressif de la marge glaciaire dans la région. Les résultats futurs de datations cosmogéniques effectuées dans des secteurs clés de la zone d’étude devraient aider à mieux définir la chronologie et la localisation de la marge glaciaire lors de la formation et de la vidange subséquente des lacs glaciaires Gatin et Foucault.

Guide d’exploration

À venir.

Collaborateurs

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 stagiaires en géologie Anthony Morel et Antoine Desjardins qui ont participé à la campagne de terrain 2021.

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications