L’Essentiel

La ceinture de roches vertes archéenne de l’Abitibi est l’une des plus importantes et des plus riches au monde en métaux précieux, de base, critiques et stratégiques. Elle contient plusieurs gisements de classe mondiale et a notamment produit plus de 200 Moz d’or (Dubé et Mercier-Langevin, 2019), ce qui en fait un incontournable du monde minier québécois.

Étant situé à la jonction de centres de dispersion de la calotte laurentienne, le territoire abitibien a été profondément marqué par les cycles glaciaires du Pléistocène (Dyke, 2004; Brouard et al., 2020 et 2023). En effet, les dépôts sédimentaires quaternaires peuvent atteindre par endroits plusieurs dizaines de mètres d’épaisseur et masquent de grandes superficies du socle rocheux, ce qui entrave grandement l’exploration et ultimement la découverte de nouveaux gisements. De plus, la complexité de la séquence d’écoulements glaciaires, et conséquemment des schémas de dispersion, complique l’analyse et l’interprétation des données géochimiques de l’environnement secondaire.

La récente diffusion d’un levé LiDAR couvrant l’ensemble de la région abitibienne ouvre de nouvelles perspectives dans le domaine. La direction de l’acquisition des connaissances géoscientifiques (DACG) a entrepris depuis 2022 un projet de levé quaternaire dans la région de l’Abitibi. Les principaux objectifs poursuivis sont de revoir les modèles cartographiques et d’étayer cette cartographie par un inventaire des marques d’érosion glaciaire, de même qu’un échantillonnage des dépôts glaciaires et fluvioglaciaires afin de mettre en valeur le potentiel minéral sous-jacent.

Au cours de l’été 2022, trois cartes à l’échelle 1/50 000 ont été réalisées (feuillets SNRC 32C03, 32C04, 32C05), dont la publication a été accompagnée d’un Bulletin Quaternaire (BQ 2022-02)(figure 1). Considérant la maturité du camp minier à l’intérieur duquel se trouvaient les limites du projet 2022, aucun échantillon n’a été prélevé lors de cette première phase du projet Abitibi. À la suite de l’été 2023, dont les travaux ont été compromis par les feux de forêt, le levé 2024 a permis la cartographie de deux feuillets à l’échelle 1/50 000 supplémentaires (feuillet 32C06, 32C12) et la collecte de 34 échantillons (28 de tills et 6 d’eskers; figure 1). Ces échantillons seront soumis à des analyses géochimiques de la fraction fine et permettront aussi de produire des concentrés desquels seront extraits des minéraux indicateurs pour toute une série de contextes métallogéniques.   

Les zones morpho-sédimentaires cartographiées sont en grande partie constituées de sédiments fins associés à l’évolution du Lac Ojibway et de dépôts organiques. Des îlots de till en couverture continue et de till mince percent localement la plaine argileuse. Ces dépôts glaciaires sont orientés par endroits et forment des trainées morainiques derrière abris, des drumlins ou des drumlinoïdes. Le feuillet 32C12 est traversé selon un axe N-S par la Moraine d’Harricana, un important complexe morainique interlobaire. De plus, quelques eskers d’orientations généralement NNE-SSW sillonnent la zone d’étude. Les flancs de ces eskers sont marqués par des plages soulevées témoignant de l’action de vagues du Lac Ojibway. Des essaims de crêtes morainiques de De Geer ont aussi été cartographiés. Leur orientation permet de caractériser le schéma de retrait régional de la marge glaciaire. Finalement, des essaims de dunes se superposent aux séquences sableuses fluvioglaciaires ou littorales et témoignent d’une mise en place par des paléovents en provenance de l’ouest.

 

Cadre physiographique et localisation du projet

La zone à l’étude est parcourue par quatre principaux axes routiers : les routes 111, 117, 386 et 397. De plus, le secteur est sillonné par d’innombrables chemins forestiers généralement carrossables en camionnette ou en véhicule tout-terrain (VTT). L’hydrographie est caractérisée par de nombreux lacs et rivières, dont les rivières Harricana et Mégiscane, et les lacs Pascalis, Parent, Castagnier et Obalski.

La topographie du secteur est relativement plane, mais quelques sommets sont situés dans la partie est du feuillet 32C06, dont un point culminant s’élevant à ∼500 m. De façon générale, la topographie décrit un plan légèrement incliné vers le NW, dont la limite sud est marquée par la ligne de partage des eaux entre les bassins versants du fleuve Saint-Laurent et ceux du Nord québécois (baies James et d’Hudson, etc.).

Méthode de travail

Substrat rocheux

Le secteur à l’étude est situé dans la Sous-province géologique de l’Abitibi, un ensemble de roches volcaniques et volcanoclastiques archéennes qui alternent avec des bandes de roches sédimentaires épiclastiques (Pilote et al., 2000; Pilote et al., 2019). Le roc (R sur la carte; 2,2 % de la superficie) n’affleure qu’à de rares endroits dans la partie occidentale étant donné la prépondérance des argiles glaciolacustres sur le territoire, mais se fait plus présent dans l’extrémité est du feuillet 32C06 avec la présence de roches intrusives associées au Batholite de Montgay.

Sédiments glaciaires

La composition du till de surface de la région (Tm et Tc sur la carte) est relativement homogène. En général, le till contient des clastes anguleux à subanguleux, de taille millimétrique à décimétrique, qui sont supportés par une matrice grisâtre composée de silt, de sable et d’une faible proportion d’argile (figure 2A). La surface des faciès de till de fond a été remaniée par endroits (Tr; ˂1 % de la superficie) par l’action des vagues du Lac Ojibway, ce qui se traduit par une matrice légèrement plus grossière et des blocs jointifs (figure 2B). Ces secteurs de till remanié sont généralement aussi marqués par des morphologies de surface de plages soulevées ou d’autres types de constructions littorales (figure 2C).

Les dépôts glaciaires dont l’épaisseur est de ˂1 m (Tm; 8 %) montrent une surface ponctuée d’affleurements épars et sont marqués par une proportion plus importante de blocs. Aux endroits où l’épaisseur du dépôt dépasse 1 m, l’unité est identifiée comme till en couverture continue (Tc; 5,4 % de la superficie). Dans la zone à l’étude, le till perce la plaine argileuse à de rares endroits; ainsi, des îlots orientés par les écoulements glaciaires (Ts; 2,6 % de la superficie) prennent la forme de traînées morainiques fuselées, de trainées morainiques derrière abri (crag and tail) et de drumlins et drumlinoïdes (figure 3A). Dans certains cas, les formes fuselées sont enfouies sous la couverture de till, dont on devine les reliques morphologiques en surface (figure 3B).

Sédiments fluvioglaciaires

La zone à l’étude est caractérisée par des corridors de sédiments fluvioglaciaires et des morphologies associées (eskers, kames et kettles, moraines, etc.) qui témoignent des étapes importantes de la déglaciation régionale.

Sédiments juxtaglaciaires

Les dépôts juxtaglaciaires sont des sédiments dont la mise en place s’est faite en position proximale par rapport à la marge glaciaire (Gx sur la carte; 3,4 % de la superficie). Ces dépôts se présentent essentiellement sous la forme de complexes d’eskers de grandes dimensions, mais également d’une construction morainique d’importance (Gxi sur la carte; 1,6 % de la superficie) : la Moraine d’Harricana.

Complexes d’eskers

Les eskers et autres constructions juxtaglaciaires du secteur peuvent être regroupés en deux catégories : la Moraine d’Harricana, et les eskers à l’est de celle-ci. Les eskers situés à l’est sont de dimensions importantes avec des longueurs plurikilométriques, des hauteurs moyennes d’une dizaine de mètres au-dessus de la plaine argileuse, et des largeurs pouvant atteindre plusieurs centaines de mètres (figure 4A). Ils sont majoritairement composés de cailloux décimétriques à métrique arrondis à subarrondis, avec une matrice granulaire de lits de graviers arrondis et jointifs, et des sables grossiers à moyens montrant différentes figures sédimentaires (lits entrecroisés, rides de courant, surface d’érosion, etc.) (figure 4B). Les eskers se trouvant à l’est de la moraine sont généralement orientés SSW et leur cours converge légèrement pour se connecter au train principal de la Moraine d’Harricana (figure 4C). D’autres eskers sont subparallèles, voire de direction NNE par rapport à celle-ci. Les flancs de ces constructions sont marqués par du remaniement glaciolacustre et par la présence de nombreuses plages soulevées (figure 4C). Dans le secteur d’étude, aucun esker n’a été cartographié à l’ouest de la Moraine d’Harricana. À l’échelle régionale, ces eskers forment un groupe moins important et ont régionalement de direction SSE (Dubé-Loubert, 2022). Leur tracé s’infléchit également à proximité de la moraine. Leurs dimensions sont comparables à celles du groupe situé plus à l’est.     

Moraine d’Harricana

La Moraine d’Harricana est une immense construction fluvioglaciaire qui s’étend sur plusieurs centaines de kilomètres depuis le nord de la région de l’Outaouais, en passant par l’Abitibi et se poursuivant au sud de la Baie-James. Basée sur l’orientation des marques d’érosion glaciaire et des morphologies de surface de part et d’autre de celle-ci, une origine interlobaire lui a été attribuée (Hardy, 1976). Elle marquerait la scission entre deux masses de glace résiduelle : le glacier d’Hudson se retirant vers le NW, et le glacier du Nouveau-Québec retraitant vers le NE. Elle occupe le secteur ouest du feuillet 32C12. La moraine possède des dimensions très importantes, atteignant quelques centaines de mètres à 1 km de largeur et jusqu’à plusieurs dizaines de mètres de hauteur au-dessus des argiles glaciolacustres. Elle est formée de matériau granulaire bien trié avec, par endroits, des lits diamictiques et des déformations glaciotectoniques (failles normales et inverses, structures de basculement, etc.). Son tracé a été submergé par les eaux du Lac Ojibway et sa surface remodelée et aplanie par l’action des vagues. Ses flancs montrent en effet plusieurs plages soulevées associées au remaniement glaciolacustre.

 

Sédiments glaciolacustres

Lorsque la marge glaciaire est passée au-delà de la limite topographique marquant la séparation entre les bassins versants du Saint-Laurent et de la Baie-James, les eaux de fonte se sont accumulées pour former un important plan d’eau glaciolacustre : le Lac Barlow-Ojibway. En effet, la marge glaciaire bloquait le drainage normal du système fluviatile vers la Baie-James, permettant ainsi l’accumulation de l’eau entre la marge au nord et le haut topographique au sud. Les dépôts cartographiés dans la région d’étude sont fortement dominés par la présence des sédiments glaciolacustres. Ils sont essentiellement caractérisés par deux faciès en fonction de l’environnement de déposition : les sédiments fins d’eau profonde (LGa) et littoraux ou prélittoraux (LGb).

 

Sédiments glaciolacustres fins d’eau profonde

Les sédiments glaciolacustres fins d’eau profonde sont composés de silt et d’argiles généralement laminés (figure 5A et figure 5B), formant par endroits des rythmites ou des varves (LGa sur la carte, 43 % de la superficie) qui correspondent aux dépressions plus profondes dans le paléobassin Ojibway. Ce faciès sédimentaire est, avec les dépôts organiques, le plus important en matière de superficie dans le secteur investigué; la répartition des deux types étant spatialement liée. L’élévation maximale atteinte par les sédiments fins argileux est généralement de ∼320 m pour la partie centrale de l’Abitibi, bien que le lac ait atteint des niveaux avoisinant les 400 m (Veillette, 1994). Les varves, et par extension les dépôts argileux, se mettent en place sous une tranche d’eau que l’on considère généralement de ≥40 m avec une moyenne de 50 m de hauteur (Veillette, 1983). Ainsi, ce n’est pas l’altitude de la plaine argileuse qui importe, mais la tranche d’eau nécessaire à leur mise en place. La rareté de hauts topographiques du secteur permettant de bien circonscrire le niveau maximal atteint dans le plan d’eau Ojibway, et conséquemment de bien définir la hauteur maximale de la tranche d’eau, limite cependant la validation de l’étendue des sédiments fins.

Quoiqu’il en soit, certaines données cartographiques du présent projet semblent suggérer que la plaine argileuse ait pu atteindre des élévations légèrement plus élevées que 320 m. En effet, certains sites (24HD015, 24HD045, 24HD054, 24HD079) dont l’élévation se trouve au-delà de 320 m montrent la présence d’argiles silteuses localement rythmées ou de silt argileux massif. Pour deux de ces sites, les lignes de rivage à proximité permettent de déduire une tranche d’eau supérieure à 50 m, ce qui respecte le critère cité plus haut et qui semble corroborer la possibilité que la plaine argileuse ait pu atteindre des élévations plus substantielles (∼330 à 335 m). La plaine de sédiments fins est caractérisée par une absence quasi totale de morphologies de surface associées, mis à part le ravinement omniprésent et certains secteurs où des moraines de De Geer ont été cartographiées, suggérant un retrait de la marge au contact des eaux glaciolacustres (figure 5C). Certaines morphologies légèrement en saillie ont aussi été cartographiées, comme des formes fuselées enfouies sous le couvert d’argiles (figure 3B).

Sédiments glaciolacustres littoraux et prélittoraux

Les sédiments glaciolacustres littoraux et prélittoraux (LGb sur la carte; 7 % de la superficie) sont composés de sable silteux et de sable et gravier, et marquent les secteurs sous influence de la dynamique littorale dans le paléobassin (figure 6A et figure 6B). Cette couche s’observe sur une proportion importante du territoire, mais dans bien des cas, son épaisseur est de <1 m et ne peut pas être cartographiée de façon systématique. En effet, les dépôts littoraux prennent localement la forme d’une mince couche sableuse s’étant déposée dans les bas topographiques, en contact direct avec les argiles Ojibway.

Ces zones sont généralement marquées par la présence de plages soulevées (figure 6C) ou de gradins d’érosion glaciolacustre, comme sur les flancs de la Moraine d’Harricana. De plus, certaines plages se sont développées sur d’autres types de faciès tels que du till en couverture continue (Tc) ou en couverture mince (Tm), mais dont le remaniement associé par l’action des vagues n’a pas complètement altéré le protolite. Par endroits, ces dépôts sont aussi marqués par des accumulations sédimentaires de flèches témoignant de la dérive et du transport par l’action littorale.

 

Sédiments postglaciaires

Au fur et à mesure du retrait des masses de glace, du relèvement isostatique et du drainage des eaux du Lac Ojibway, les secteurs nouvellement exondés ont été remobilisés par des processus éoliens ou fluviatiles, et les zones mal drainées ont été soumises au développement d’accumulations organo-sédimentaires.

Sédiments éoliens

Les dépôts éoliens se sont surtout développés dans les sables et silts d’origine fluvioglaciaire ou littorale, et sont caractérisés par des stratifications diffuses et obliques (figure 7A). Les principales accumulations dans le secteur à l’étude se trouvent au pourtour de la Moraine d’Harricana et des autres constructions fluvioglaciaires d’importance (Ed sur la carte; ˂1 % de la superficie) (figure 7B). Le remaniement éolien est tout de même présent un peu partout au-delà des zones préalablement citées; celui-ci prend la forme de placages ou de minces couches sableuses dont la faible épaisseur et/ou superficie les rendent problématiques à cartographier. Dans les zones de petite dimension ou faiblement remobilisées, la composante éolienne est uniquement cartographiée par sa morphologie de surface et l’unité sous-jacente dont elle provient est conservée. Dans la majorité des cas, les dunes les mieux développées sont de types paraboliques. Les spécimens de grande dimension sont un amalgame de petites dunes unies entre elles par une des ailes. Leurs dimensions sont très variables, avec une largeur entre les pointes allant de 50 à 60 m à >1 km et une hauteur de 1 ou 2 m, mais jusqu’à ∼10 m pour les plus grandes. Leur morphologie et la direction globalement ENE de leur axe long suggèrent une mise en place par des paléovents dont la provenance est WNW.

 

Sédiments alluviaux récents et de terrasse

Le rétablissement du système fluviatile et l’évolution des cours d’eau depuis la fin de l’Holocène sont responsables du dépôt et du transport de sédiments alluvionnaires (Ap sur la carte; 1,1 % de la superficie). De plus, la migration et l’incision des rivières au cours du temps ont permis l’abaissement et la construction de terrasses fluviatiles (At sur la carte; 2,7 % de la superficie). Celles-ci se sont généralement construites dans des sédiments argileux. Quelques rares zones montrant des dépôts alluvionnaires excédant les corridors fluviaux actuels ont été cartographiées comme alluvions anciennes (Ax sur la carte; ˂1 % de la superficie).

Sédiments organiques

L’importante plaine argileuse a contribué à la formation de milieux humides de grande ampleur. Ceux-ci prennent la forme de différents types de milieux palustres tels que marais, marécages ou tourbières. Dans le contexte du projet, les milieux humides n’ont pas été divisés selon leurs caractéristiques et ont été intégrés sous l’étiquette de sédiment organique indifférencié (O sur la carte; 17,5 % de la superficie).

Histoire glaciaire

L’histoire glaciaire de la région abitibienne est riche et complexe, puisque celle-ci s’est retrouvée au carrefour de l’activité de secteurs importants de la calotte laurentidienne au cours des derniers cycles glaciaires. Cette complexité se traduit par l’importance de la stratigraphie pléistocène que l’on y trouve, où certaines zones ont préservé des enregistrements remontant au-delà du Sangamonien, voire présumément de l’Illinoien. En effet, la stratigraphie abitibienne est marquée par plusieurs unités de sédiment glaciaire intercalées avec des séquences interstadiaires, interglaciaire ou fluvioglaciaire (Veillette, 1993). La déglaciation du secteur a également été marquée par la formation et l’évolution d’un imposant lac de barrage glaciaire, le Lac Barlow-Ojibway. La séquence des écoulements glaciaires connue est composée de plusieurs mouvements dont l’extension et la chronologie relative sont somme toute bien décrites, mais dont certains aspects demeurent encore à préciser. Pour la glaciation wisconsinienne, quatre principaux mouvements ont été reconnus, en débutant par un mouvement ancien de direction NW dont les marques d’érosion associées sont coupées par d’autres vers l’ouest et le SW. Au cours de la déglaciation, un des évènements ayant exercé une influence notable sur la dynamique glaciaire tardive, et la configuration des masses de glace résiduelles, est associé à la mise en place de la Moraine d’Harricana. La scission de la glace en deux masses de glace résiduelles dans l’axe de la moraine a favorisé la convergence des écoulements vers celle-ci; vers le SE à l’ouest du complexe interlobaire, et vers le SW à l’est de celui-ci (Veillette et McClenaghan, 1996; Veillette et al., 1999). Dans le cadre de ce rapport, l’interprétation des dépôts et morphologies de surface se restreint essentiellement au Wisconsinien tardif et à l’Holocène, puisqu’aucune coupe stratigraphique naturelle n’a permis l’accès à des unités plus anciennes.  

 

Dynamique et séquence d’écoulements glaciaires

Un inventaire des marques d’érosion glaciare et des formes orientées a été réalisé dans le but de caractériser la séquence des écoulements glaciaires. La rareté des marques d’érosion glaciaire et leur piètre qualité générale compliquent cependant l’obtention d’un bon contrôle sur la chronologie relative de la séquence des écoulements. De plus, l’omniprésence de la couverture argileuse rend difficile l’accès au socle rocheux et conséquemment aux marques d’érosion glaciaire. Néanmoins, plus de 50 sites ont permis la mesure et la description de 67 marques d’érosion et des modelés glaciaires associés. L’orientation des formes fuselées cartographiées a également été extraite afin de compléter les données de marques d’érosion.

Feuillet SNRC 32C06

Peu d’évidences de mouvement ancien ont été répertoriées dans le feuillet 32C06. Une strie d’orientation globale E-W (264°) a été identifié dans la partie NE du feuillet (figure 8) et pourrait être corrélatif aux anciens mouvements de même orientation reconnus dans la littérature (Veillette et McClenaghan, 1996; Veillette et al., 1999). Cette strie est coupée par un mouvement récent orienté vers le SSW (192°). Les deux autres sites, où un recoupement a été répertorié, montrent des relations similaires avec un mouvement antérieur d’orientation SSE (167° et 175°) coupé par des stries vers le SSW (196° et 187°) (figure 8).

Autrement, les mouvements plus récents répertoriés dans le feuillet couvrent un spectre d’orientation allant du SSE, dans la partie est, à SSW-SW dans le secteur ouest. Ces mouvements récents, et les légères inflexions géographiques répertoriées, sont cohérents avec l’orientation des formes fuselées cartographiées dont le mode dominant est de 191° (figure 8).

Feuillet SNRC 32C12

Dans le feuillet 32C12, quelques rares mouvements plus anciens (deux au total) de direction SSW (120° et 158°) ont été répertoriés (figure 8) et dont l’âge relatif a pu être déterminé en fonction des relations de recoupement avec les autres familles de marques d’érosion. Outre ces rares exemples, les évidences de mouvements récents répertoriés à partir des stries montrent une forte dominance vers le SSW (188°), en forte adéquation avec l’orientation modale des formes fuselées (198°), bien que celles-ci soient presque exclusivement localisées dans la partie est du feuillet (figure 8).

Il est à noter qu’à l’ouest de la Moraine d’Harricana, l’orientation des marques d’érosion ne semble que très peu influencée par la mise en place de celle-ci. En effet, la plupart des mouvements récents ne convergent pas vers le tracé de la moraine, mais sont plutôt de direction SSW à SW. Un site, situé à proximité de la moraine, montre en revanche une orientation convergente vers son tracé (170°).

À l’est de la moraine, les mouvements sont généralement subparallèles à son tracé. Plus on s’approche de celle-ci et plus l’influence de sa mise en place semble avoir joué un rôle sur l’évolution de la séquence des écoulements glaciaires, avec quelques sites à proximité dont les stries sont orientées vers le SW (205°) (figure 8). Il est clair que la prépondérance du couvert argileux à proximité de la moraine et son incidence sur l’accès à des affleurements rocheux limitent le réel examen de son influence sur la séquence tardive des écoulements glaciaires.

Schéma de retrait et reconstruction glaciolacustre du Lac Barlow-Ojibway

La déglaciation du secteur a été marquée par deux importants épisodes, soit la mise en place de la Moraine d’Harricana et l’évolution du Lac Barlow-Ojibway. L’analyse des constructions morphologiques inhérentes à chacun de ces évènements permet d’apporter des informations respectivement sur l’orientation de la marge glaciaire durant le retrait, de même que sur l’élévation des principales phases atteintes par le plan d’eau glaciolacustre dans le secteur d’étude.

Schéma de retrait de la marge glaciaire

Il est documenté que la mise en place de la Moraine d’Harricana a influencé les mouvements glaciaires tardifs, en plus de marquer l’individualisation des masses de glace résiduelles; le glacier d’Hudson qui se retirait vers le NW à l’ouest de la moraine, et le glacier du Nouveau-Québec qui retraitait vers le NE à l’est de celle-ci (Hardy, 1976, Veillette, 1986). L’influence de cette scission devrait donc se refléter dans l’orientation des eskers et des moraines de De Geer.

Dans le feuillet 32C06, la direction de retrait de la marge est relativement uniforme telle que suggérée par l’orientation de formes de déglaciation. En effet, l’orientation des 410 moraines de De Geer cartographiées indique un retrait vers le NNE (10°) compatible avec l’axe général des trains d’eskers (figure 9). Cette portion du territoire se trouvant complètement à l’est de la Moraine d’Harricana, ce canevas de retrait semble donc cohérent avec un modèle de mise en place de type interlobaire.

Le feuillet 32C12 est traversé du nord au sud par la Moraine d’Harricana. À l’est de cette dernière, les eskers et la plupart des regroupements de moraines de De Geer suggèrent un retrait vers le NNE (10°), subparallèle à l’axe de la moraine (figure 9). Un essaim de moraines de De Geer se trouvant à l’extrémité nord du feuillet indique toutefois une légère inflexion, et atteste plutôt d’un retrait vers le NNW, bien que positionné à l’est de la moraine (figure 9). L’esker se trouvant tout juste à proximité de cet essaim semble corroborer cette direction; celui-ci subit une forte réorientation vers le NE pratiquement à angle droit. Cependant, il est à noter que cet esker rejoint le tracé de la moraine au milieu du feuillet 32C12. Malgré que ce fléchissement puisse être associé à des changements de nature plus locale (p. ex. contact lithologique rocheux), des évidences tendent à suggérer que pour certaines sections, la genèse de la Moraine d’Harricana puisse être à revoir (Malo et al., 2024). 

 

Élévation et reconstruction des phases du Lac Barlow-Ojibway

L’identification des principales phases de stabilité d’un paléolac à partir de constructions littorales est généralement hasardeuse. Plusieurs méthodes permettent toutefois de corréler les différentes populations d’élévation recensées afin d’en identifier les principales phases de stabilité. L’une d’elles consiste à considérer des critères de qualité de développement des lignes de rivages afin d’évaluer la durée approximative de stabilité d’une phase glaciolacustre (Dubé-Loubert et Roy, 2017). Ce critère n’a pu être appliqué dans le cadre de ce projet en raison des contraintes imposées par le couvert forestier dense de l’Abitibi et de la difficulté à distinguer la maturité des formes littorales à partir d’un modèle numérique de terrain (MNT). Une autre approche consiste à utiliser la prépondérance des formes littorales à une élévation donnée par rapport au « bruit de fond » morphologique régional afin d’identifier les phases de stabilité les plus marquées dans l’histoire d’un plan d’eau; un protocole déjà appliqué pour le Lac Barlow-Ojibway (Godbout et al., 2020). Dans le secteur à l’étude, le nombre important de plages soulevées complique l’identification des principales phases de stabilité atteintes par le lac. La plupart des grands eskers, tout comme la Moraine d’Harricana, présentent sur leurs flancs de multiples séries de plages quasi continues par rapport à l’élévation.

Afin de mieux caractériser les phases glaciolacustres, les élévations de 1888 constructions littorales (principalement des plages soulevées, mais aussi des terrasses et limites de délavage par l’action des vagues) ont néanmoins été extraites depuis un MNT dérivé des levés LiDAR (˂1 m de résolution verticale). La figure 10 illustre la répartition des sites de mesures d’élévation ayant servi à l’identification des quatre phases principales. Les données ont été représentées graphiquement sous forme d’histogrammes et de nuages de points (élévation en fonction de la latitude nord; figure 12). Bien que l’axe de gauchissement régional soit orienté à 17° (Veillette, 1994; Godbout et al., 2020), les élévations ont été représentées uniquement en fonction de leur positionnement latitudinal, considérant que cette approximation est valable. Les histogrammes ont été construits avec un intervalle de classe de 3 m et les élévations extraites touchent à la fois le terrain couvert au cours des levés de terrain de 2022 et de 2024 (feuillets 32C03, 32C04, 3205, 32C06 et 32C12).

Dans un premier temps, les élévations des morphologies littorales ont été représentées graphiquement sans correction (figures 11A et 11B). L’analyse de cette distribution sur l’histogramme met en évidence sept classes d’élévation qui montrent une prépondérance du nombre de morphologies mesurées à : 328, 336, 347, 353, 361, 381 et 390 m (figure 11A). Cependant, les formes littorales glaciolacustres sont affectées par des effets de relèvement isostatique différentiel. Ainsi, pour une même phase de stabilité, les formes associées pourront rapporter un large spectre d’élévations pouvant varier de plusieurs dizaines de mètres d’un secteur à un autre. Ces fluctuations sont induites par le gauchissement isostatique, un phénomène qui s’explique par le fait qu’au moment de l’édification des formes littorales d’une phase donnée, le territoire n’a pas complété au même rythme son réajustement isostatique. Une fois la déglaciation et le réajustement complétés, certaines formes synchrones se retrouvent à une élévation plus importante par rapport à d’autres. La figure 11B montre un alignement de certaines morphologies formant des plans inclinés (∼3 à 6 plans), et traduisant le relèvement isostatique différentiel subi par des constructions associées à une même phase glaciolacustre. Dans ce contexte, l’identification graphique des phases de stabilité, et la corrélation entre les différents sites, est ardue et quelque peu subjective. Afin de pallier les effets du gauchissement isostatique, une correction a été appliquée à l’élévation de chaque construction littorale à l’aide de données raster modélisant l’évolution de l’ajustement glacio-isostatique dans le temps (Godbout et al., 2023). Ces paléosurfaces, d’une résolution de 1 km, permettent de reconstruire l’évolution topographique induite par le rebond isostatique par intervalles de 500 ans. L’objectif est de compenser les déformations isostatiques affectant les élévations afin de faciliter la corrélation et l’identification des principales phases glaciolacustres. La paléosurface correspondant à l’enfoncement isostatique à 9 ka a été retenue, car elle représente une période médiane dans l’histoire du Lac Ojibway au cours de laquelle ce dernier était entièrement individualisé du Lac Barlow (Veillette, 1994). Les données d’élévation extraites des MNT LiDAR ont donc été corrigées en soustrayant les effets du réajustement isostatique des valeurs d’enfoncement modélisées à 9 ka (figures 11C et 11D). Cette méthode fait ressortir quatre classes modales légèrement marquées par rapport à la distribution régionale : 131, 146, 158 et 170 m. L’expression de ces phases sur le nuage de points est somme toute assez claire, où elles forment des alignements subhorizontaux de formes littorales une fois la correction d’élévation appliquée (figure 11D).

Afin de valider cette corrélation, l’élévation des sites pour chacune des phases a été extraite et représentée graphiquement (figure 12). Pour chacune des quatre phases identifiées, les relations linéaires entre l’élévation non corrigée et la longitude des différents sites sont fortes avec des coefficients de détermination (R^²) oscillant entre 0,95 et 0,96. Les courbes de tendance sont inclinées, traduisant les effets du gauchissement isostatique, mais une fois la correction appliquée, l’élévation des sites s’aligne pour former des plans subhorizontaux (figure 12). Cette validation atteste de la robustesse des corrélations réalisées entre les sites se rapportant à une même phase, mais également de la pertinence des corrections appliquées.

L’élévation des sites corrélés a servi à définir un plan de tendance du gauchissement propre à chacune des quatre phases. Ces plans ont été produits à partir des élévations brutes et traduisent la tendance locale de gauchissement du relèvement postglaciaire, permettant une meilleure estimation de l’extension des différentes phases identifiées. Ces plans de gauchissement ont ensuite été soustraits du MNT régional afin de reconstituer l’extension associée à chacune des phases. La phase 1 est celle qui présente les mesures d’élévation les plus élevées; conséquemment, elle est considérée comme la plus ancienne (figure 13). Elle a été définie à partir de 147 sites de mesure. Cette phase aurait submergé la presque totalité de la zone d’étude (2022 et 2024), à l’exception des secteurs situés à l’extrémité sud et SE du territoire, ainsi qu’à proximité du Batholite de La Corne (figure 13). Bien que cette phase ne corresponde pas au niveau maximal atteint par le lac, elle est une des plus importantes par rapport à la superficie couverte, et permet notamment d’identifier les secteurs ayant pu être recouverts par une colonne d’eau suffisante (≥40 m) pour permettre le dépôt de faciès de sédiments fins d’eau profonde (LGa) dans la région.

La phase 2, définie à partir de 225 sites de mesure d’élévation, témoigne de la migration vers le nord de la limite méridionale du Lac Ojibway, accompagnée de l’émergence de hauts reliefs de la région (figure 14). Cette phase marque notamment l’émergence progressive de la Moraine d’Harricana, comme en témoignent les nombreuses plages soulevées sur ses flancs et qui ont été formées par l’action des vagues. L’émergence de la moraine semble avoir contribué à individualiser le plan d’eau en deux sous-bassins distincts le long de son axe, un scénario à valider. Cette configuration pourrait expliquer la présence de certains chenaux orientés E-W qui coupent par endroits le cours de la moraine (Malo et al., 2024). Ceux-ci auraient pu agir comme chenaux déversoirs entre les deux sous-bassins à certaines périodes dans l’histoire du plan d’eau.

Les phases 3 et 4, définies respectivement à partir de 208 et 229 sites de mesure, soulignent l’émergence subséquente et généralisée des terrains (figure 15 et figure 16). La reconstruction de la phase 4 montre une grande proportion de la zone d’étude sous une tranche d’eau de <30 m (figure 16). À ce stade, la Moraine d’Harricana aurait été presque entièrement exposée à la surface du lac durant la migration vers le nord de la limite d’extension sud du lac.

Peu de travaux se sont attardés aux élévations des constructions associées au Lac Ojibway dans le secteur de Val-d’Or, et plus spécifiquement dans la portion orientale de son bassin. Historiquement, trois phases majeures ont été reconnues pour ce lac, désignées principalement en fonction des exutoires ayant contrôlé leur niveau respectif : Angliers (260 m), Kinojévis précoce (275 m) et Kinojévis tardif (300 m) (Vincent et Hardy, 1979; Veillette, 1994). Selon la reconstruction proposée par Vincent et Hard (1979), la phase Angliers aurait atteint une élévation de ∼335 m, alors que les phases Kinojévis (précoce et tardif) n’auraient pas submergé le secteur de Val-d’Or, une hypothèse qui semble improbable étant donné les résultats présentés. Trois phases principales, Kinojévis tardif (phase 1), lac La Sarre (phase 2) et lac Palmarolle (phase 3), ainsi que quatre phases secondaires (1a et 1b, 2a et 2b) ont été identifiées dans des travaux récents (Godbout et al., 2020). Ces phases présentent des élévations respectives de 352 à 340 m (phases 1a et 1b), de 303 à 301 m (phases 2a et 2b), mesurées aux latitudes de La Sarre (a) et du mont Plamondon (b), ainsi que de 289 m dans le secteur de Palmarolle (phase 3).

Pour chacune de ces phases, un taux de relèvement isostatique a été calculé entre 0,33 et 0,37 m/km vers le nord. En appliquant un taux médian de ∼0,35 m/km et une distance de 120 km jusqu’au centre du secteur à l’étude, les élévations attendues seraient approximativement de 310 à 312 m pour la phase 1, de 261 à 259 m pour la phase 2 et de 247 m pour la phase 3. Ces valeurs ne correspondent pas exactement aux résultats des phases obtenues dans le cadre de ce projet avec des élévations médianes de 363, 355, 348 et 332 m respectivement pour les phases 1, 2, 3 et 4. Ces différences sont en partie associées au choix de l’âge de la paléosurface sélectionnée pour les corrections d’élévation (8,5 ka vs 9,0 ka), mais témoignent aussi des incertitudes encore existantes quant à la compréhension globale du Lac Ojibway et des différentes phases ayant marqué son évolution. L’identification des phases de stabilité présentées ici demeure sommaire et reste à préciser, et leur réelle signification paléogéographique devra être positionnée dans le contexte régional. Les résultats obtenus attestent d’une évolution complexe et multiphasée du Lac Ojibway. L’intégration de nouvelles données sur une plus grande superficie permettra de préciser le nombre, l’élévation et l’extension des différentes phases, ainsi que d’identifier de potentiels exutoires vers les bassins versants des rivières des Outaouais et Saint-Maurice (secteur SE du Lac Ojibway).

Déglaciation et chronologie

Vers 11 ka BP (Dyke, 2003), le Lac Agassiz occupe une importante superficie de l’Ouest canadien pendant qu’à l’est, l’accumulation des eaux formant le Lac Barlow au Témiscamingue s’amorce. Au fur et à mesure du retrait subséquent de la marge glaciaire vers le NE, les eaux du Lac Barlow pénètrent les territoires abitibiens, formant le Lac Barlow-Ojibway. Il n’existe que très peu de contraintes chronologiques sur les différentes phases du Lac Barlow-Ojibway. Des travaux récents (Godbout et al., 2017) ont permis de dater des lignes de rivage associées à la phase précoce du lac (Anglier) à l’aide d’isotopes cosmogéniques (¹⁰Be). Les résultats obtenus donnent un âge moyen de ∼9,9 ±0,7 ka pour cette phase. Pour le reste, l’essentiel de la chronologie Ojibway est basé sur une chronologie varvaire (Antevs, 1925; Breckenridge et al., 2012; Godbout et al., 2018) fondée sur des âges radiocarbones (¹⁴C) suggérant une durée d’existence de près de 2100 ans entre 10,5 ka BP et 8,2 ka BP (Veillette, 1988; Richard et al., 1989).

Le subséquent et rapide retrait de la marge glaciaire ainsi que la migration des eaux du lac glaciaire vers le nord s’est fait de façon concomitante avec la mise en place de la Moraine interlobaire d’Harricana. Considérant que le modèle génétique de moraine interlobaire soit généralement admis, il est possible d’émettre l’hypothèse selon laquelle la période de déposition de la Moraine d’Harricana soit similaire à la durée d’existence du Lac Ojibway. À la suite de la rupture du barrage de glace, les eaux du Lac Ojibway se sont drainées vers la baie d’Hudson, participant à l’épisode de dérèglement climatique connu sous le nom d’évènement de 8,2 ka (Alley et al., 1997; Barber et al., 1999; Ellison et al., 2006). La suite de la déglaciation fut essentiellement marquée par la poursuite de la rééquilibration isostatique, la reprise du système fluviatile et le développement d’importantes tourbières dans les secteurs mal drainés.

Collaborateurs

Auteurs	Hugo Dubé-Loubert, géo., Ph. D. hugo.dube-loubert@mrnf.gouv.qc.ca
Géochimie	Olivier Lamarche, géo., M. Sc.
Logistique	Marie Dussault, coordonnatrice
Géomatique	Karine Allard, Julie Sauvageau
Conformité du gabarit et du contenu	François Leclerc, géo., Ph. D.
Accompagnement/mentorat et lecture critique	Simon Hébert, géo. stag., M. Sc.
Organisme	Direction générale de Géologie Québec, Ministère des Ressources naturelles et des Forêts, Gouvernement du Québec

Remerciements :

 

Ce Bulletin Quaternaire est le fruit de la collaboration de plusieurs personnes. Nous tenons à remercier Thomas Malo, Alex Proulx et Simon Hébert qui ont participé au volet terrain de ce projet. Merci à toute l’équipe administrative pour le soutien logistique et l’aide constante. Merci à Simon Hébert et Alex Proulx pour la lecture critique du document, ainsi que leurs suggestions et commentaires. Un merci tout particulier à Karine Allard et Julie Sauvageau pour leur patience et leur persévérance dans la mise en carte des données et des autres aspects géomatiques du projet. 

Références

Publications du gouvernement du Québec

Autres publications