La musique recommandée pour cette section Patti Smith Twelve
Commençons par une image avec une perspective polaire
Le pôle nord est au centre de l'image, les longitudes 0° et 180° sont verticales: L'afrique est en haut à gauche, L'Eurasie à gauche au centre, l'Amérique du nord au centre à droite, L'Amérique du sud en haut à droite alors que l'Australie est la masse difforme en bas à gauche.
Cette carte montre la répartition des végétaux lors du dernier maximum glaciaire, la légende des types de végétation est ci-dessous, (Ray, N. and Adams, J.M. 2001, a GIS-based vegetation map of the last Glacial Maximum (25'000 BP - 15'000 BP), Internet archeology 11). L'ombrage est tiré du modèle numérique de terrain GTOPO 30 qui a une définition de 1 Km par pixel. Il est appliqué avec une transparence de 70% pour donner l'impression de relief.
Le pôle nord est au centre de l'image, les longitudes 0° et 180° sont verticales: L'afrique est en haut à gauche, L'Eurasie à gauche au centre, l'Amérique du nord au centre à droite, L'Amérique du sud en haut à droite alors que l'Australie est la masse difforme en bas à gauche.
Cette carte montre la répartition des végétaux lors du dernier maximum glaciaire, la légende des types de végétation est ci-dessous, (Ray, N. and Adams, J.M. 2001, a GIS-based vegetation map of the last Glacial Maximum (25'000 BP - 15'000 BP), Internet archeology 11). L'ombrage est tiré du modèle numérique de terrain GTOPO 30 qui a une définition de 1 Km par pixel. Il est appliqué avec une transparence de 70% pour donner l'impression de relief.
La répartition des grands biomes végétaux lors du dernier maximum glaciaire
L'eau amassée dans les calottes glaciaires a fait baisser le niveau des mers de plus de 120 mètres, il existait donc un lien continental entre le Groenland et l'Amérique du nord tout comme il en existait un avec l’Asie (le détroit de Béring) qui a ainsi interrompu toute circulation océanique entre l’Atlantique et le Pacifique. Lors de l’extension maximum des glaciers il y a 20’000 ans, la végétation était répartie très différemment d’aujourd’hui, à l'exemple des Amériques:
Le Canada tout entier était un désert de glace.
En brun sont représentés la taïga et la toundra qui couvraient le plus grande partie des Etats-Unis.
Au centre et au sud des USA sont figurés en vert les bois boréaux ouverts, le semi-désert tempéré, les steppes herbeuses.
En Amérique centrale subsistait une forêt ou une brousse tempérée mais aride.
La forêt tropicale était limitée à une petite partie du Brésil et l'Amérique du Sud subissait un climat particulièrement sec comparé à aujourd'hui.
Puis la glace accumulée pendant des millénaire s'est mis à fondre et a inondé un continent déprimé par le poids de cette même glace.
L'eau amassée dans les calottes glaciaires a fait baisser le niveau des mers de plus de 120 mètres, il existait donc un lien continental entre le Groenland et l'Amérique du nord tout comme il en existait un avec l’Asie (le détroit de Béring) qui a ainsi interrompu toute circulation océanique entre l’Atlantique et le Pacifique. Lors de l’extension maximum des glaciers il y a 20’000 ans, la végétation était répartie très différemment d’aujourd’hui, à l'exemple des Amériques:
Le Canada tout entier était un désert de glace.
En brun sont représentés la taïga et la toundra qui couvraient le plus grande partie des Etats-Unis.
Au centre et au sud des USA sont figurés en vert les bois boréaux ouverts, le semi-désert tempéré, les steppes herbeuses.
En Amérique centrale subsistait une forêt ou une brousse tempérée mais aride.
La forêt tropicale était limitée à une petite partie du Brésil et l'Amérique du Sud subissait un climat particulièrement sec comparé à aujourd'hui.
Puis la glace accumulée pendant des millénaire s'est mis à fondre et a inondé un continent déprimé par le poids de cette même glace.
Récemment une étude a synthétisé des milliers d'analyses de radiocarbone et proposé une série de cartes d'extension des glaciers (Dalton et al. 2020, An updated radiocarbon-based ice margin chronology for the last deglaciation of the North American Ice Sheet Complex, Quaternary Science Review, vol. 234). Voici une séquence animée qui illustre la fusion de la glace depuis 20'000 ans dans un sens puis dans l'autre, imitant le développement probable de la calotte glaciaire. Il s'agit toujours d'une vue polaire avec le Groenland au dessus du Québec.
|
Une étude plus ancienne (Dyke, A.S., Moore, A. And Robertson, L. 2003 : Deglaciation of North America, Geological Survey of Canada Open File 1574) illustrait comment l'Amérique du Nord s'est déglacée lors de l'avant derniere glaciation, entre 175'000 et 55'000 avant aujourd'hui.
En voici une séquence animée qui montre la fusion de la glace puis suggère comment comment l'inlandsis peut s'être formé. La croix noire représente le Pôle Nord. Dans cette animation, le contient grandit au fur et à mesure que la mer s'enfonce, ce qui n'est pas le cas de l'animation du dessus. |
Un pays de glace et d'aurores boréales, mais une terre accueillante entre toutes malgré la dureté de son climat, tel est le Québec dont je me souviens avec plaisir. J'ai travaillé au début des années 1990 sur un secteur situé au nord-est de Montréal , celui de la Municipalité de Comté d'Autray, qui s'étend des Laurentides au nord au Lac St-Pierre, le rein du Saint-Laurent. On peut y admirer l'effet de rabot grandiose du passage des glaces et de l'eau de fusion sur le bouclier laurentien.
Géologie du socle
Cette image met en couleur une carte produite en 1993, qui comprend au nord le bouclier précambrien, formé il y a plus de 1000 millions d'années. Un massif granitique marqué en rouge-orange s'est inséré dans le bouclier à la fin de l'orogenèse grenvillienne. Plus tard, un océan s'est ouvert, laissant une épaisse séquence de roches sédimentaires tels que des calcaires ou des argiles. Ces roches sont indiquées en vert. Enfin le réseau moderne des rivières et lacs est représenté en bleu pour mieux se retrouver dans la carte. 30 ans plus tard, les connaissances ont-elles beaucoup évoluées et la cartographie doit-elle être complétement revue? Une recherche sur les données librement disponibles sur le site du ministère des ressources naturelles du Québec indique que la cartographie du socle précambrien s'est nettement affinée ces dernières années. Sur cette carte les granites de St-Didace sont représentés en rose clair, en violet sont indiqués des sédiments métamorphosés tels que des quartzites et des paragneiss, en vert les roches ferro-magnésiennes telles que des norites et des amohibiolites. Enfin en rose plus soutenu est indiqué le socle gneissique à faciès granulaire. Pourtant, sur cette carte moderne, les domes granitiques de St Didace ne sont plus visibles. Existaient-ils vraiment en 1993? Le modèle numérique de terrain ASTER avec une définition par pixel de 30 mètres a été coloré avec les altitudes identifiées lors de l'analyse morphologique. Cette carte permet de reconnaître un secteur plus élevé au nord (teintes brunes), deux buttes arrondies et une masse indiqués en violet qui sont les domes granitiques de la carte de 1993 et une zone de transition (en vert) avec la plaine du St Laurent. Il est donc toujours possible de séparer les Laurentides au nord d'un piedmont au sud dans le bouclier précambrien... Le tracé des couches primaires n'a quasiment pas évolué, contrairement à celui des failles: la faille de Rawdon - la Tuque séparant les Laurentides et le Piedmont est devenu un faisceau de rejets controlant l'alignement des lacs à l'est de celui de Maskinongé. Mais tout cela est théorique car le roc affleure rarement puisqu'il est presque partout recouvert de sédiments meubles. Que donnera une révision des données de 1993 en 2022? |
Publish or perish en 2022
Récemment, j’ai eu l’honneur de faire une conférence sur des aspects de géologie appliquée au travail humanitaire devant des étudiants et des professeurs de l’UQAM. Dans la foulée j’ai relu mon mémoire de maîtrise et surfé sur la toile virtuelle pour voir comment la compréhension de la géologie du quaternaire avait évolué depuis près de 30 ans au Québec. Malgré d’incontestables progrès et de nombreuses publications, les bases qui existaient au début des années 1990 restent un socle solide sur lequel construire l’histoire des paysages.
De très nombreuses données sont évidemment accessibles en ligne, par exemple sur le site du ministère de l’énergie et des ressources naturelles MERN, mais j’ai eu la faiblesse de penser que certaines données de mon travail de maîtrise resteraient inconnues si je ne les publiais pas sous une forme digitale. Même si ces données ne concernent que le territoire de la MRC d’Autray, elles ne méritent peut-être pas de complétement disparaître. Il s’agit principalement de la topographie du socle, entre autres la vallée enfouie de la paléo-Bayonne, de levers de coupe sédimentologique, des colonnes lithologiques de synthèse et des coupes géologiques mettant en évidence la présence d’un delta sous les iles de Berthier construit sur l’embouchure de la même paléo-Bayonne.
Le parti pris a été de les digitaliser pour les publier : le texte a été récupéré d’un ancien fichier et les figures telles que cartes du socle, des unités de paysage, des isobathes du socle et des isopaques des sédiments quaternaires, ainsi que les levers, les coupes et les colonnes synthétiques ont été scannées, colorées et révisées lorsque cela a paru nécessaire. Le code couleur du socle est très largerment inspiré de celui de Ogg et al, 2008, The concise geologic time scale, Cambridge University Press, celui du quaternaire combine celui du MERN du Québec et des considération esthétiques (Bertin).
J’ai également récupéré les levers de terrain de mon carnet de notes de l’époque et les ai digitalisées. J’ai modifié certaines coupes qui contenaient des erreurs, en changeant entre autres leur exagération verticale et complété certaines sections avec de nouvelles cartes tirées de Modèles Numérique de Terrain tels que le SRTM, une donnée simplement inimaginable en 1992…
Ma soutenance de mémoire se finissait avec le vœu de voir la MRC de D’Autray vivre, croitre et fleurir. Il semblerait que ce travail d’inventaire des contraintes physiques à l’aménagement du territoire ait eu quelque utilité car il aurait parfois servi de référence pour des décisions et des projets dans les années qui ont suivi sa rédaction. Compléter ma petite contribution au développement du territoire avec un apport encore plus modeste à la compréhension de l’évolution des paysages, voici toute l’ambition de cette édition digitale de mon mémoire.
Les unités de paysages de la MRC de D'Autray
Le cadre stratigraphique du quaternaire est celui de Lamothe 1989 (A New Framework for the Pleistocene Stratigraphy of the Central St. Lawrence Lowland, Southern Québec, GPQ, vol 43, 2, pp 119 - 129)
Physiographie et géologie des unités de paysage (repris en partie du mémoire de 1993)
La description de la physiographie s'attache surtout aux grands ensembles structuraux dont elle précise l'extension, l'orientation préférentielle, l'altitude moyenne, ainsi que les escarpements et les accidents tectoniques d'importance régionale. Elle vise à mettre en évidence l'organisation générale du paysage. Par ailleurs, des formes directement reliées à l'épisode champlainien et aux stades du paléo-Saint-Laurent sont identifiées. Par exemple, de Saint-Barthélemy à Saint-Cuthbert s'étend un escarpement d'érosion important : il s'agit de la Terrasse de Saint-Barthélemy (Brown-Mc Pherson, 1967).
Les formes mineures sont également décrites. Elles comprennent les talus, les terrasses et les plateaux formés dans les dépôts meubles. Ils sont déterminés en partie par les seuils que forment les dolomies et les calcaires paléozoïques, ainsi que par les failles qui affectent ces formations. Il est possible de relier et de limiter ces formes le long de lignes de direction approximative SO à NE.
Le chapitre traitant la géologie sert de commentaire général aux coupes topogéologiques. La coupe AA‘ figurée en tiretés violets part de l’extrémité nord de la MRC et s’arrête dans le piedmont. Elle est complétée par la coupe BB’ qui s’arrête au Fleuve St Laurent. La coupe CC’ part de la faille de St Cuthbert et finit dans les Iles de Berthier.
La description de la physiographie s'attache surtout aux grands ensembles structuraux dont elle précise l'extension, l'orientation préférentielle, l'altitude moyenne, ainsi que les escarpements et les accidents tectoniques d'importance régionale. Elle vise à mettre en évidence l'organisation générale du paysage. Par ailleurs, des formes directement reliées à l'épisode champlainien et aux stades du paléo-Saint-Laurent sont identifiées. Par exemple, de Saint-Barthélemy à Saint-Cuthbert s'étend un escarpement d'érosion important : il s'agit de la Terrasse de Saint-Barthélemy (Brown-Mc Pherson, 1967).
Les formes mineures sont également décrites. Elles comprennent les talus, les terrasses et les plateaux formés dans les dépôts meubles. Ils sont déterminés en partie par les seuils que forment les dolomies et les calcaires paléozoïques, ainsi que par les failles qui affectent ces formations. Il est possible de relier et de limiter ces formes le long de lignes de direction approximative SO à NE.
Le chapitre traitant la géologie sert de commentaire général aux coupes topogéologiques. La coupe AA‘ figurée en tiretés violets part de l’extrémité nord de la MRC et s’arrête dans le piedmont. Elle est complétée par la coupe BB’ qui s’arrête au Fleuve St Laurent. La coupe CC’ part de la faille de St Cuthbert et finit dans les Iles de Berthier.
En rose figure le socle précambrien, les roches cambro-ordoviciennes sont indiquées en vert. La couverture quatrernaire a été enlevée pour une lecture plus aisée. Source des données SIGEOM, MERN, Québec
Géologie du socle
Les données concernant la géologie sont tirées des rapports géologiques couvrant la région de Saint-Gabriel de Brandon (Béland, 1967), de Sorel (Clark et Globensky, 1976), de Verchères (Clark et Globensky, 1977) et du rapport synthétique sur les Basses-Terres du Saint-Laurent (Globensky, 1985).
La M.R.C. de D'Autray chevauche les Laurentides au nord et les Basses-Terres du Saint-Laurent au sud. De la base au sommet, on retrouve les formations géologiques suivantes :
(1) Les roches d'âge précambrien, qui sont composées de gneiss de la province de Grenville et des intrusions foliées de la Série de Morin (Béland, 1967; Goulet, 1971). Les granites porphyroïdes de Saint-Didace font également partie de cette unité.
(2) Dans les Basses-Terres du Saint-Laurent, on retrouve des roches sédimentaires, d'âge cambrien à ordovicien (Globensky, 1985) dont voici une description sommaire :
Les grès du Groupe de Potsdam comprennent les formations de Covey Hill et de Chateauguay. Ils affleurent le long de la rivière Chicot, en amont de Saint-Cuthbert sous formes de conglomérats quartzitiques à matrice calcaire, de subgrauwackes, de grès quartzitiques et de grès gris pâle à grains fins. Ces roches sont poreuses et peuvent constituer des aquifères profonds intéressants à exploiter (Grenier, 1973).
Les calcaires dolomitiques de la Formation de Beauharnois appartiennent au Groupe de Beekmantown. Ils affleurent le long de la rivière Bayonne, jusqu'au barrage Doucet où la faille de Saint-Cuthbert les met en contact non conforme avec les roches de la Formation de Tétreauville. Datées de l'Ordovicien Inférieur (environ 500 millions d'années), ces roches sont formées de dolomie finement rubanée. Elles sont assez résistantes à l'érosion, mais se fracturent facilement.
Le Groupe du Trenton de l'Ordovicien Moyen comprend les formations de Deschambault, de Montréal et de Tétreauville.
La Formation de Deschambault, dans le village de Saint-Cuthbert, forme un compartiment délimité par la faille au nord et la Formation de Montréal au sud. Elle est composée de calcaires cristallins, avec des passées plus grossières et quelques niveaux de cherts (silex). Cette roche est résistante à l'érosion.
La Formation de Montréal affleure également à Saint-Cuthbert. Il s'agit de calcaires finement lités, s'interstratifiant par endroit avec un calcaire fin de type Deschambault. Ce faciès est très résistant à l'érosion et forme des horizons proéminents. Il est séparé de la Formation de Deschambault par une faille.
La Formation de Tétreauville représente la majeure partie des affleurements du Trenton dans la région. Elle se présente sous forme de lits de calcaire de 2" à 8" (5 à 20 cm) d'épaisseur, séparés par des lits de shales variant de 0.5" à 4"(1 à 10 cm). Cette formation se délite facilement et est moins résistante que les autres formations du Trenton.
Notons finalement que les faciès de Montréal et de Deschambault affleurent également en aval du barrage Doucet. Ils existent sous forme de lentilles plus ou moins déformées par le jeu de la faille, et sont d'extension latérale très restreinte.
Les shales de l'Utica n'affleurent pas dans la région mais on connaît leur présence grâce aux forages. Ces roches sont peu résistantes à l'érosion. Les formations de Nicolet du Groupe de Lorraine et de Bécancour et Pontgravé du Groupe de Richmond de l'Ordovicien Supérieur sont connues par forages seulement.
Physiographie du socle
Afin d'établir les courbes d'égale profondeur (isobathes) du roc, des données de sources très différentes ont été colligées, soit celles des rapports géologiques et hydrogéologiques et celles des données de forages profonds ou superficiels. La digitalisation à partir de cartes reproduites par diazographie (procédé de reproduction en bleu sur fond blanc basé sur l’ammoniaque) a exigé de redessiner toutes les courbes puis de les traiter pour en faire des polygones utilisables et fournir une image intéressante même à grande échelle.
Pour la région de Lanoraie, les données ont été obtenues de quelques forages et principalement extrapolées à partir d'un rapport portant sur la tourbière de Lanoraie (Aménatech, 1989).
En ce qui concerne la région de Berthier, de nombreuses données de forages provenant de la banque de données hydrogéologiques du ministère de l'Environnement du Québec ont été utilisées. La carte a été complétée avec des données géophysiques (anomalies de Bouguer résiduelles) et de terrains complétant la carte géologique de la région de Sorel (Clark et Globensky, 1976).
Pour la région du lac Maskinongé, la carte de Grenier (1973) a été complétée par des données tirées de Théberge (1986) pour le secteur de la Mastigouche et de Donovan (1977) pour la rivière Maskinongé.
Les données concernant la géologie sont tirées des rapports géologiques couvrant la région de Saint-Gabriel de Brandon (Béland, 1967), de Sorel (Clark et Globensky, 1976), de Verchères (Clark et Globensky, 1977) et du rapport synthétique sur les Basses-Terres du Saint-Laurent (Globensky, 1985).
La M.R.C. de D'Autray chevauche les Laurentides au nord et les Basses-Terres du Saint-Laurent au sud. De la base au sommet, on retrouve les formations géologiques suivantes :
(1) Les roches d'âge précambrien, qui sont composées de gneiss de la province de Grenville et des intrusions foliées de la Série de Morin (Béland, 1967; Goulet, 1971). Les granites porphyroïdes de Saint-Didace font également partie de cette unité.
(2) Dans les Basses-Terres du Saint-Laurent, on retrouve des roches sédimentaires, d'âge cambrien à ordovicien (Globensky, 1985) dont voici une description sommaire :
Les grès du Groupe de Potsdam comprennent les formations de Covey Hill et de Chateauguay. Ils affleurent le long de la rivière Chicot, en amont de Saint-Cuthbert sous formes de conglomérats quartzitiques à matrice calcaire, de subgrauwackes, de grès quartzitiques et de grès gris pâle à grains fins. Ces roches sont poreuses et peuvent constituer des aquifères profonds intéressants à exploiter (Grenier, 1973).
Les calcaires dolomitiques de la Formation de Beauharnois appartiennent au Groupe de Beekmantown. Ils affleurent le long de la rivière Bayonne, jusqu'au barrage Doucet où la faille de Saint-Cuthbert les met en contact non conforme avec les roches de la Formation de Tétreauville. Datées de l'Ordovicien Inférieur (environ 500 millions d'années), ces roches sont formées de dolomie finement rubanée. Elles sont assez résistantes à l'érosion, mais se fracturent facilement.
Le Groupe du Trenton de l'Ordovicien Moyen comprend les formations de Deschambault, de Montréal et de Tétreauville.
La Formation de Deschambault, dans le village de Saint-Cuthbert, forme un compartiment délimité par la faille au nord et la Formation de Montréal au sud. Elle est composée de calcaires cristallins, avec des passées plus grossières et quelques niveaux de cherts (silex). Cette roche est résistante à l'érosion.
La Formation de Montréal affleure également à Saint-Cuthbert. Il s'agit de calcaires finement lités, s'interstratifiant par endroit avec un calcaire fin de type Deschambault. Ce faciès est très résistant à l'érosion et forme des horizons proéminents. Il est séparé de la Formation de Deschambault par une faille.
La Formation de Tétreauville représente la majeure partie des affleurements du Trenton dans la région. Elle se présente sous forme de lits de calcaire de 2" à 8" (5 à 20 cm) d'épaisseur, séparés par des lits de shales variant de 0.5" à 4"(1 à 10 cm). Cette formation se délite facilement et est moins résistante que les autres formations du Trenton.
Notons finalement que les faciès de Montréal et de Deschambault affleurent également en aval du barrage Doucet. Ils existent sous forme de lentilles plus ou moins déformées par le jeu de la faille, et sont d'extension latérale très restreinte.
Les shales de l'Utica n'affleurent pas dans la région mais on connaît leur présence grâce aux forages. Ces roches sont peu résistantes à l'érosion. Les formations de Nicolet du Groupe de Lorraine et de Bécancour et Pontgravé du Groupe de Richmond de l'Ordovicien Supérieur sont connues par forages seulement.
Physiographie du socle
Afin d'établir les courbes d'égale profondeur (isobathes) du roc, des données de sources très différentes ont été colligées, soit celles des rapports géologiques et hydrogéologiques et celles des données de forages profonds ou superficiels. La digitalisation à partir de cartes reproduites par diazographie (procédé de reproduction en bleu sur fond blanc basé sur l’ammoniaque) a exigé de redessiner toutes les courbes puis de les traiter pour en faire des polygones utilisables et fournir une image intéressante même à grande échelle.
Pour la région de Lanoraie, les données ont été obtenues de quelques forages et principalement extrapolées à partir d'un rapport portant sur la tourbière de Lanoraie (Aménatech, 1989).
En ce qui concerne la région de Berthier, de nombreuses données de forages provenant de la banque de données hydrogéologiques du ministère de l'Environnement du Québec ont été utilisées. La carte a été complétée avec des données géophysiques (anomalies de Bouguer résiduelles) et de terrains complétant la carte géologique de la région de Sorel (Clark et Globensky, 1976).
Pour la région du lac Maskinongé, la carte de Grenier (1973) a été complétée par des données tirées de Théberge (1986) pour le secteur de la Mastigouche et de Donovan (1977) pour la rivière Maskinongé.
Morphologie du socle version 2022
Cette carte montre l’altitude du socle. Elle est basée sur la carte topographique de l’époque et son altitude y était indiquée en pieds. Elle a été digitalisée à partir des cartes dressées manuellement en 1993 par Madame Johanne Sylvestre. Le tracé de la paléo Bayonne a été modifié en fonction des profondeurs maximum rencontrées dans les forages.
Les secteurs plus bas que le niveau de la mer sont figurés en jaune-brun. Les altitudes sont indiquées en bleu jusqu’à 700 pieds car il s’agit de la limite maximale de l’invasion marine de Champlain. En noir figurent les dômes de granites de St-Didace.
La carte des isobathes du socle permet de distinguer des formes majeures peu visibles directement sur le terrain. Il s'agit, notamment, de vallées creusées dans le roc et remplies de sédiments quaternaires. C'est le cas de la vallée joignant le lac Mandeville à la rivière Mastigouche sous le village de Saint-Charles de Mandeville.
Cette carte montre l’altitude du socle. Elle est basée sur la carte topographique de l’époque et son altitude y était indiquée en pieds. Elle a été digitalisée à partir des cartes dressées manuellement en 1993 par Madame Johanne Sylvestre. Le tracé de la paléo Bayonne a été modifié en fonction des profondeurs maximum rencontrées dans les forages.
Les secteurs plus bas que le niveau de la mer sont figurés en jaune-brun. Les altitudes sont indiquées en bleu jusqu’à 700 pieds car il s’agit de la limite maximale de l’invasion marine de Champlain. En noir figurent les dômes de granites de St-Didace.
La carte des isobathes du socle permet de distinguer des formes majeures peu visibles directement sur le terrain. Il s'agit, notamment, de vallées creusées dans le roc et remplies de sédiments quaternaires. C'est le cas de la vallée joignant le lac Mandeville à la rivière Mastigouche sous le village de Saint-Charles de Mandeville.
La carte des isobathes du socle permet de distinguer des formes majeures peu visibles directement sur le terrain. Il s'agit, notamment, de vallées creusées dans le roc et remplies de sédiments quaternaires. C'est le cas de la vallée joignant le lac Mandeville à la rivière Mastigouche sous le village de Saint-Charles de Mandeville.
La détermination des isobathes a permis a) de visualiser la structure du socle; b) de déterminer l'épaisseur des sédiments meubles sur le socle; c) de comprendre la répartition spatiale des sédiments et en particulier de déterminer les zones à potentiel aquifère élevé; d) enfin, cette cartographie a permis de vérifier que l'ensemble des vallées enfouies avait été repéré, ce qui est important pour la détermination des zones à risques de mouvement de terrain. En effet, la cartographie préliminaire démontre que la jonction de rivières et de paléo-vallées se caractérise par des zones d’instabilité. La nouvelle carte du socle met bien en évidence la dépression du socle sous le lac-St-Pierre ainsi que le tracé Nord-Sud de la paléo-Bayonne. |
Coupe AA' du socle modifiée 2022 : Entre les gneiss précambriens du socle et le dôme granitique se trouve une dépression qui a piégé une large séquence sédimentaire.
Coupe du socle BB' modifiée 2022: Au nord, les granites sont en rouge les gneiss précambriens en violet, les roches sédimentaires primaires en vert. En bleu, orange et gris sont représentés les dépôts quaternaires. Notez la cuesta que forme le calcaire de Trenton en amont d’une des failles de Joliette. Sur cette coupe il y a une forte exagération verticale: le pendage réel des couches ordoviciennes est de 5° seulement.
Coupe CC' du socle modifiée 2022: les calcaires de Trenton s'enfoncent sous les shales de l'Utica qui forment une dépression remplie de sédiments du Wisconsinien moyen. (Méme remarque que la figure précédente concernant le pendage)
Géologie du Quaternaire
Les cartes d'épaisseur des dépôts meubles constituent les compléments des cartes précédentes. Elles ont été dessinées en se basant sur les données de forages disponibles. Parfois détaillés, parfois limités à la seule indication de l'épaisseur du "mort terrain", les relevés de forages ont été interprétés et corrélés lorsque les informations le permettaient. En effet, la disposition des divers corps sédimentaires dans le volume est un facteur important pour l'aménagement.
Dans cette région, les seuils rocheux contrôlent le niveau de base des rivières. Lorsqu'une rivière dépasse un tel seuil, elle tend à s'enfoncer jusqu'au seuil suivant. Dans la vallée de la Chicot, par exemple, la rivière a pu dégager une épaisseur très importante de sédiments meubles en s'abaissant d'un seuil déterminé par les calcaires du Trenton jusqu'au niveau du lac Saint-Pierre. Les effets d'un tel abaissement sur la stabilité des talus seront discutés dans la section traitant des mouvements de terrain.
Les parties rosées sont celles où affleure le socle. Au nord l'unité du Lac Maskinongé est bien nette. L’accumulation de sédiments dans l’axe de la paléo-Bayonne est bien visible, tout comme celui de son delta sous les Iles de Berthier. La cuesta de Ste-Geneviève semble marquer la limite d’une autre dépressions d’origine fluviatile.
Les cartes d'épaisseur des dépôts meubles constituent les compléments des cartes précédentes. Elles ont été dessinées en se basant sur les données de forages disponibles. Parfois détaillés, parfois limités à la seule indication de l'épaisseur du "mort terrain", les relevés de forages ont été interprétés et corrélés lorsque les informations le permettaient. En effet, la disposition des divers corps sédimentaires dans le volume est un facteur important pour l'aménagement.
Dans cette région, les seuils rocheux contrôlent le niveau de base des rivières. Lorsqu'une rivière dépasse un tel seuil, elle tend à s'enfoncer jusqu'au seuil suivant. Dans la vallée de la Chicot, par exemple, la rivière a pu dégager une épaisseur très importante de sédiments meubles en s'abaissant d'un seuil déterminé par les calcaires du Trenton jusqu'au niveau du lac Saint-Pierre. Les effets d'un tel abaissement sur la stabilité des talus seront discutés dans la section traitant des mouvements de terrain.
Les parties rosées sont celles où affleure le socle. Au nord l'unité du Lac Maskinongé est bien nette. L’accumulation de sédiments dans l’axe de la paléo-Bayonne est bien visible, tout comme celui de son delta sous les Iles de Berthier. La cuesta de Ste-Geneviève semble marquer la limite d’une autre dépressions d’origine fluviatile.
Une série de lever de coupes accompagne les descriptions de sédiments quaternaires. Ils ont été digitalisés et coloré. La ligne de profil à droite indique la granulométrie maximum, donc le niveau d'énergie qui a agi sur le transport des sédiments.
Les coupes lithostratigraphiques sont complétées avec des descriptions lithologiques et sédimentologiques. En général le type de sol est également décrit, sur les coupes originales figuraient aussi le type de végétation qui se développait sur ces dépôts. |
La description fine des types de sédiments rencontrés permet de reconstituer les divers faciès, ce qui permet alors de prédire le comportement géotechnique et hydrogéologique. Une étude portant sur l'hydrogéomorphologie du lac Maskinongé (Grenier et Denis, 1974) a servi de base pour interpréter les caractéristiques hydrogéologiques des sédiments de ce secteur. Des levers de coupe détaillé effectués au début des années 1990 ont été digitalisés et traités début 2022 et sont présentés plus loin.
La description des dépôts meubles se base sur les travaux de LaSalle (1973), Denis et Prichonnet (1973), Denis (1976) et Gaucher (1984) pour la stratigraphie régionale. On retrouve les formations sédimentaires suivantes : A la base, un till, dont la partie supérieure a parfois été remaniée lors de l'exondation, repose sur le socle précambrien au nord et sur les roches cambro-ordoviciennes au sud. Il affleure aux environs de la carrière Sintra à Sainte-Geneviève de Berthier. Quelques lambeaux se retrouvent au nord de Saint-Cuthbert, et il forme le principal corps de dépôts meubles dans les Laurentides. Son épaisseur est faible, généralement inférieure à 10' (3 m). Cette formation, très hétérogène, est compacte et peu perméable. Elle s'érode difficilement et lentement. Le cortège des sédiments fluvio-glaciaires et glacio-lacustres (Prichonnet, 1986) comprend des cailloux, des graviers, des sables parfois stratifiés, des limons et des argiles. Ils affleurent dans les Laurentides, et forment par endroits des cônes alluviaux importants. La perméabilité est généralement bonne, et ces sédiments peuvent former de bons aquifères. La stabilité de ce type de dépôts dépend de la configuration géométrique des corps sédimentaires, plus particulièrement de la pente et de la hauteur des talus, qui sont directement reliés à la physiographie du roc. Les sédiments marins de l'épisode champlainien recouvrent un large secteur. Les silts argileux et les argiles silteuses peuvent atteindre des épaisseurs de plus de 100' (31 m). Ils correspondent généralement à des faciès de rythmites déposés dans des conditions glaciomarines (Banerjee, 1973). Cette couche de dépôts meubles est très sensible à l'érosion. La résistance au cisaillement dépend de la teneur en eau. Dans des contextes défavorables, l'argile peut perdre brutalement toute rigidité interne et se mettre à couler ! Il existe de nombreuses traces de coulées argileuses anciennes dans la région. C'est généralement cette couche argileuse qui est à l'origine des problèmes de stabilité de talus. Les sols développés sur ces sédiments sont très peu perméables, généralement peu profonds (quelques dizaines de centimètres au sommet de la Terrasse de Saint-Barthélemy), et susceptibles de se compacter par suite de travaux agricoles effectués en période trop humide. Les argiles lacustres de Saint-Barthélemy présentent les mêmes caractéristiques que les argiles champlainiennes, sauf le potentiel agricole, plus élevé que pour les argiles marines. Les sables des Hautes-Terrasses comprennent tous les sables non fossilifères situés entre les cotes 100' et 275' (30 m et 84 m) (LaSalle,1973). Déposés par le Saint-Laurent après l'épisode marin, ils forment des terrasses découpées par d'anciens chenaux. Généralement sensibles à l'érosion par l'eau et le vent, les talus sont cependant assez stables. Les sables de Sorel correspondent aux sables fins déposés par le delta du Saint-Laurent. Ils sont découpés par des chenaux parfois comblés par de la tourbe. Les sables des Basses-Terrasses sont formés de sable et de limon, entremêlés de graviers et de matière organique. Ils correspondent aux sédiments déposés par les rivières depuis la mise en place du réseau de drainage actuel. Ils comprennent également les dépôts corrélés aux plaines de débordement. |
Les colonnes stratigraphiques synthétiques
Elles visent principalement à résumer l'histoire sédimentaire, le mode de mise en place et complètent au besoin les modalités de la répartition spatiale. Elles servent de base aux corrélations et présentent les données classiques d'une colonne stratigraphique : lithologie, granulométrie, figures sédimentaires, contenu paléontologique. Elles sont complétées par une légende qui précise la position des aquifères et des zones sensibles à l'érosion ou aux mouvements de terrain. Ces symboles ont été systématiquement utilisés dans les colonnes synthétiques et les coupes topogéologiques mais aussi les levers de coupes et toutes les autres figures. |
Coupe du quaternaire BB' modifiée 2022: Au nord se déposent le Till de Gentilly puis les argiles marines de Champlain. Au sud de la cuesta se trouve une dépression remplie de sédiments de l'interstade de St Pierre. Ils sont recouverts de sédiments deltaïques déposés par les différents stades du lac à Lampsilis. Sur cette coupe il y a une forte exagération verticale: le pendage réel des couches ordoviciennes est de 5° seulement.
Les Terres-Noires de Lanoraie
La pointe sud-ouest de la M.R.C. se caractérise par une physiographie assez douce : quelques rivières et ruisseaux coulent au fond de dépressions orientées du nord-est vers le sud-ouest. Elles sont localisées à une altitude moyenne de 55'(18 m), alors que les buttes qui les séparent s'élèvent de quelques mètres, jusqu'à une altitude qui culmine à 91'(30 m) au nord-ouest de Lavaltrie, et s'abaisse jusqu'à 61'(20 m) aux environs de Lanoraie. On peut reconnaître plusieurs niveaux de terrasses, dont la direction est approximativement parallèle au Saint-Laurent. Leur contact avec le Saint-Laurent détermine le type de berge, à pente douce ou à pente abrupte.
Il n'y a pas d'affleurement rocheux dans ce secteur. Les données de forages permettent de reconnaître les formations suivantes : les grès et shales de la Formation de Nicolet et du groupe de Lorraine au sud et les shales de l'Utica au nord.
De nombreux forages d'exploration pétrolière ont été entrepris dans la région de l'Assomption, au nord-ouest de Lavaltrie. On n'y a pas trouvé le pétrole escompté. En revanche, Clark et Globensky (1977) ont pu y mettre en évidence une série de failles affectant le socle rocheux. Elles sont parallèles au Saint-Laurent et à la faille de Saint-Cuthbert, et leur orientation approximative est sud-ouest nord-est. Certains compartiments sont abaissés, alors que d'autres sont soulevés.
La morphologie du socle proposée dans la coupe géologique BB' est extrapolée à partir de la disposition de ces failles à l'extrémité ouest de la M.R.C. de D'Autray. Ainsi, la butte visible dans le coin nord-est de cette unité peut être reliée avec les carrières en exploitation dans le secteur de l'Assomption et de Joliette. Cette butte sépare un petit bassin au nord (partie sud-ouest du plateau argileux de Saint-Cuthbert à Sainte-Élisabeth) et une vaste cuvette au sud, occupée par les dépôts meubles que les glaciers et le Saint-Laurent y ont déposés depuis le début des glaciations
La cuvette du Saint-Laurent est comblée par des sédiments sur une grande épaisseur, probablement supérieure à 200' (61 m) dans le secteur est. Notons que contrairement au reste de la M.R.C., on retrouve à la base de la séquence des sédiments antérieurs à la dernière glaciation. Il s'agit, en l'occurrence, des sables de Saint-Pierre, qui sont connus plus à l'est dans tout le bassin de Yamachiche (cf. Lamothe, 1989). Pour tout le secteur situé plus au nord, l'épaisseur des sédiments est moins importante. Elle dépasse 150' (49 m) dans les dépressions associées aux paléo-vallées, et se réduit à quelques pieds au sommet des buttes décrites précédemment.
La pointe sud-ouest de la M.R.C. se caractérise par une physiographie assez douce : quelques rivières et ruisseaux coulent au fond de dépressions orientées du nord-est vers le sud-ouest. Elles sont localisées à une altitude moyenne de 55'(18 m), alors que les buttes qui les séparent s'élèvent de quelques mètres, jusqu'à une altitude qui culmine à 91'(30 m) au nord-ouest de Lavaltrie, et s'abaisse jusqu'à 61'(20 m) aux environs de Lanoraie. On peut reconnaître plusieurs niveaux de terrasses, dont la direction est approximativement parallèle au Saint-Laurent. Leur contact avec le Saint-Laurent détermine le type de berge, à pente douce ou à pente abrupte.
Il n'y a pas d'affleurement rocheux dans ce secteur. Les données de forages permettent de reconnaître les formations suivantes : les grès et shales de la Formation de Nicolet et du groupe de Lorraine au sud et les shales de l'Utica au nord.
De nombreux forages d'exploration pétrolière ont été entrepris dans la région de l'Assomption, au nord-ouest de Lavaltrie. On n'y a pas trouvé le pétrole escompté. En revanche, Clark et Globensky (1977) ont pu y mettre en évidence une série de failles affectant le socle rocheux. Elles sont parallèles au Saint-Laurent et à la faille de Saint-Cuthbert, et leur orientation approximative est sud-ouest nord-est. Certains compartiments sont abaissés, alors que d'autres sont soulevés.
La morphologie du socle proposée dans la coupe géologique BB' est extrapolée à partir de la disposition de ces failles à l'extrémité ouest de la M.R.C. de D'Autray. Ainsi, la butte visible dans le coin nord-est de cette unité peut être reliée avec les carrières en exploitation dans le secteur de l'Assomption et de Joliette. Cette butte sépare un petit bassin au nord (partie sud-ouest du plateau argileux de Saint-Cuthbert à Sainte-Élisabeth) et une vaste cuvette au sud, occupée par les dépôts meubles que les glaciers et le Saint-Laurent y ont déposés depuis le début des glaciations
La cuvette du Saint-Laurent est comblée par des sédiments sur une grande épaisseur, probablement supérieure à 200' (61 m) dans le secteur est. Notons que contrairement au reste de la M.R.C., on retrouve à la base de la séquence des sédiments antérieurs à la dernière glaciation. Il s'agit, en l'occurrence, des sables de Saint-Pierre, qui sont connus plus à l'est dans tout le bassin de Yamachiche (cf. Lamothe, 1989). Pour tout le secteur situé plus au nord, l'épaisseur des sédiments est moins importante. Elle dépasse 150' (49 m) dans les dépressions associées aux paléo-vallées, et se réduit à quelques pieds au sommet des buttes décrites précédemment.
Sur la figure ci contre, deux séquences bien distinctes sont visibles. Elles sont séparées par une discordance correspondant à la glaciation wisconsinienne.
Le Till de Bécancour a été déposé lors de l'avant-dernière glaciation. La séquence varves de Pierreville- sédiments de Saint-Pierre correspond au remplissage d'une cuvette de lac proglaciaire profond, puis moins profond, et finalement, à une sédimentation continentale de type fluviatile. Il est assez étonnant que l'on ne retrouve pas de trace du Till de Gentilly, qui correspond à la dernière glaciation. L'argile de la Mer de Champlain, qui repose sur les sables de Saint-Pierre, correspond à un épisode postérieur à l'avancée glaciaire. Il est probable qu'une érosion locale importante a eu lieu entre le retrait glaciaire et le dépôt des argiles champlainiennes. La topographie légèrement accidentée du socle, ainsi que la proximité de la cuvette de Saint-Laurent expliquent la variabilité des épaisseurs des dépôts meubles et des contacts entre les unités lithostratigraphiques. Brown-McPherson (1967) a étudié les principales terrasses bordant le Saint-Laurent. Elle a déterminé trois stades, correspondant à trois âges et à trois altitudes du niveau de la Mer de Champlain ou du Lac à Lampsilis. La Terrasse de Saint-Barthélemy, qui correspond à la cote de 50' (15 m), est datée d'environ 6000 ans. |
Mer de Champlain et lac à Lampsilis
Cette carte illustre l’emboitement des terrasses. Elle est basée sur le MNT SRTM 4.0 qui a une définition de 30 mètres par éléments d’image (pixel).Les unités I et II appartiennent au lit majeur, la plaine argileuse de St-Barthélémy au stade éponyme, alors que la zone brun foncé correspond au plateau argileux qui a subi une forte érosion après l’épisode de la Mer de Champlain. Les dépôts quaternaires seraient négligeables dans le piedmont et les Laurentides si la réavancée de St-Narcisse n’avait accumulé de massifs dépôts glacio-marins que l’érosion n’a pu reprendre à cause de la désorganisation du réseau hydrographique. Le lac Saint-Barthélemy possédait son archipel d'îles, tout comme le lac Saint-Pierre aujourd'hui. Ces îles ont évolué et ont donné ce qu'il est convenu d'appeler, aujourd'hui, la tourbière de Lanoraie. On y retrouve donc des sables d'origine fluviatile et dunaire, ainsi que de la tourbe, qui occupe les anciens chenaux. Les tourbes ont été étudiées et datées par Comtois (1982), qui a trouvé 6920 BP + 80 (WIS-1055) comme âge probable des premiers dépôts.
La coalescence des deltas de la Bayonne et du fleuve Saint-Laurent a partiellement dévié le cours du Saint-Laurent vers le sud, à la hauteur des îles de Berthier. Le fleuve a été dévié de la même façon, vers le sud, par le delta de l'Assomption, ce qui a permis à la marge nord de la cuvette de se combler plus rapidement. L'eau a continué à baisser, et les îles puis les chenaux ont émergé, formant la tourbière de Lanoraie. |
Les Iles de Berthier
Couvrant une superficie de 90 km2 sur les territoires des municipalités de Sainte-Geneviève de Berthier, de l'Ile Dupas et de Saint-Ignace de Loyola, cette unité comprend les îles et les chenaux qui forment la partie nord de l'archipel des Cent-Iles. L'altitude ne dépasse pas 12 mètres. Les forages nous indiquent que le roc, en profondeur, est composé de shales, d'âge Utica, et de grès, rattachés à la Formation de Nicolet, du Groupe de Lorraine (Clark et Globensky, 1976). Une vaste dépression s'étend selon une direction approximative sud-ouest nord-est (figure 11). Elle comprend deux portions plus profondes, l'une centrée sous l'île Lamarche et la seconde à la hauteur de Berthierville, qui s'étend devant un chenal assez profond provenant de l'ouest, qui peut être associé à la paléo-vallée de la Bayonne. L'épaisseur des dépôts meubles varie de 125' (38 m) à plus de 250' (76 m). On remarque deux cuvettes plus profondes, d'une épaisseur dépassant 275' (84 m). Cette grande épaisseur est due au contexte géomorphologique particulier du socle (voir ci-dessus physiographie du socle et coupe CC'). |
Les îles de Berthier correspondent à un environnement sédimentaire de type delta actif. On y retrouve donc des sédiments fins généralement bien triés de type sables, limons et argiles, dans diverses proportions. Le substrat est composé d'argiles post-champlainiennes. Elles sont couvertes de sables argileux ou de limons argileux. Les sables argileux correspondent à des dépôts de chenaux et de paléo-chenaux du Saint-Laurent, alors que les limons argileux correspondent aux sédiments déposés lors des inondations printanières.
La plaine du lac St-Pierre
La plaine argileuse s'étend entre l'altitude de 10 et 14 mètres. Elle comporte quelques formes mineures, des buttes de 2 à 3 pieds (environ 1 m) de haut et de quelques dizaines à centaines de mètres de long, qui correspondent soit à des cordons littoraux, soit à d'anciens niveaux de plage. Les rivières, dont la Bayonne et la Chicot, coulent à l'intérieur de dépressions profondes de quelques mètres. Les forages indiquent que trois formations différentes composent le substratum rocheux : la Formation de Tétreauville (Groupe de Trenton), les shales du Groupe de l'Utica et la Formation de Nicolet (Groupe de Lorraine). Aucune de ces roches n'affleure dans le secteur. La pente du substratum est relativement régulière en direction du fleuve. Elle est seulement perturbée dans le secteur de Berthierville; l'analyse des forages, en effet, met en évidence une vaste dépression, centrée approximativement sous l'île du Mitan. En général, l'épaisseur des sédiments augmente graduellement de la Terrasse de Saint-Barthélemy vers le fleuve. La cuvette située sous Berthier se caractérise par une grande épaisseur de sédiments, supérieure à 250' (76 m) dans le coeur de la dépression. Quelques forages indiquent, à la base de la séquence sédimentaire, des sables que l'on peut corréler à l'interstade de Saint-Pierre. L'absence de coupes sur le terrain ne permet pas de descriptions très précises. Deux faciès, néanmoins, sont reconnaissables : des argiles et des silts d'une part, et des sédiments plus grossiers (silts et sables silteux) d'autre part. |
Les argiles et les silts correspondent à un faciès de décantation, associé à la Mer de Champlain, ou au lac qui s'étendait jusqu'à la Terrasse de Saint-Barthélemy. Ce lac, évoqué ici sous le nom de lac Saint-Barthélemy, correspond à l'ancêtre du lac Saint-Pierre, à l'époque où il s'étendait jusqu'à la cote de 75' (23 m). Les Alluvions du Saint-Laurent (Gaucher, 1984) comprennent des argiles, des silts et des sables, déposés par le paléo-Saint-Laurent après l'épisode du lac Saint-Barthélemy.
La colonne stratigraphique des unités II et III présente deux faciès : localement, sous l'île du Mitan, on retrouve des sables associés à l'Interstade de Saint-Pierre. Ils correspondent à l'extension orientale maximale des sables décrits dans l'unité des Terres-Noires. Sur le socle composé de shales de l'Utica reposent les argiles grises alternant avec des niveaux plus sableux. A ces alternances assimilées à des rythmites succèdent des sables argileux. Ce faciès plus grossier est associé à une sédimentation postérieure au maximum de l'invasion marine.
La colonne stratigraphique des unités II et III présente deux faciès : localement, sous l'île du Mitan, on retrouve des sables associés à l'Interstade de Saint-Pierre. Ils correspondent à l'extension orientale maximale des sables décrits dans l'unité des Terres-Noires. Sur le socle composé de shales de l'Utica reposent les argiles grises alternant avec des niveaux plus sableux. A ces alternances assimilées à des rythmites succèdent des sables argileux. Ce faciès plus grossier est associé à une sédimentation postérieure au maximum de l'invasion marine.
Le till de Gentilly est représenté par un liseré gris, les 3 niveaux de terrasses découpent les argiles de Champlain et le delta actif de Sorel dépose les sédiments sableux dans le lit majeur du St Laurent. En orange figure la paléo-delta de la Bayonne, un aquifère majeur sauf erreur toujours inexploité.
Le plateau argileux
Comme son nom l'indique, cette unité est constituée par un vaste plateau argileux. La pente en est faible, et il est possible d'y reconnaître plusieurs terrasses de quelques pieds de haut, d'orientation approximative est-ouest. Les formes majeures sont associées, à l'ouest, à des lobes du Delta de l'Assomption (Denis et Prichonnet, 1973), au nord aux premiers contreforts du piedmont, et au sud-est à la Terrasse de Saint-Barthélemy (Brown McPherson, 1967).
Cette terrasse est profondément ravinée, et de nombreuses coulées plus ou moins dégradées marquent la limite sud du plateau. Trois cours d'eau importants traversent cette unité du nord au sud : la Chaloupe, la Bayonne et la Chicot, qui s'écoulent au fond de vastes entailles, aux pentes plus ou moins hautes et raides. Enfin, dans la partie sud-ouest de l'unité IV, on reconnaît quelques élévations associées à des escarpements de faille affectant le socle.
Cette unité appartient entièrement au domaine des Basses-Terres du Saint-Laurent. Son extrémité nord correspond au contact des roches précambriennes avec la base de la série sédimentaire du cambro-ordovicien. On y retrouve les grès de Potsdam, les dolomies du Beekmantown et les calcaires du Trenton.
Les grès sont transgressifs sur le bouclier précambrien, et les dolomies leur succèdent en position conforme. Par contre, le contact entre les calcaires de la formation de Tétreauville et les grès et dolomies ou les roches précambriennes est associé à une faille importante: la faille de Saint-Cuthbert, qui traverse l'unité IV d'ouest en est. Les rejets estimés varient de 482' (147 m) à la hauteur de la rivière Bayonne à plus de 1200' (366 m) à Saint-Barthélemy (Clark et Globensky, 1976). Cette discontinuité correspond à une zone de fracturation du socle, et il faudrait plutôt parler de zones de failles (Cf. la situation dans l'unité des Terres-Noires). Associées aux grands mouvements orogéniques qui ont affecté les Basses-Terres, ces failles ont toutes une direction approximative sud-ouest nord-est, à l'exception d'une faille de direction nord-ouest sud-est à Saint-Cuthbert.
L'allure générale de la carte des isobathes montre que la pente du substratum diminue du nord au sud (figure 5). Le relief est peu accentué, et présente des ondulations qui correspondent à des vallées antéglaciaires, souvent réutilisées par les rivières actuelles. D'est en ouest, il est possible de reconnaître une vallée correspondant aux rivières actuelles Chicot, Bonaventure et Bayonne. La vallée de la Chicot doit sa forme particulière à la faille de Saint-Cuthbert et au lambeau de calcaire de la Formation Deschambault. Deux buttes sont également visibles : la première, de direction approximative nord-ouest sud-est, correspond à une élévation du socle à Saint-Barthélemy, alors que la seconde est à mettre en parallèle avec les structures décrites dans l'unité des Terres-Noires.
La paléo-vallée de la rivière Chicot présente une épaisseur très importante de sédiments [plus de 100' (30 m)], alors que la paléo-vallée de la Bayonne est comblée par plus de 300' (91 m) de sédiments sous Berthierville. La grande plaine couvrant le quart sud-ouest de cette unité possède une épaisseur de sédiments assez constante, alors que la butte est seulement couverte par quelques pieds de till.
Comme son nom l'indique, cette unité est constituée par un vaste plateau argileux. La pente en est faible, et il est possible d'y reconnaître plusieurs terrasses de quelques pieds de haut, d'orientation approximative est-ouest. Les formes majeures sont associées, à l'ouest, à des lobes du Delta de l'Assomption (Denis et Prichonnet, 1973), au nord aux premiers contreforts du piedmont, et au sud-est à la Terrasse de Saint-Barthélemy (Brown McPherson, 1967).
Cette terrasse est profondément ravinée, et de nombreuses coulées plus ou moins dégradées marquent la limite sud du plateau. Trois cours d'eau importants traversent cette unité du nord au sud : la Chaloupe, la Bayonne et la Chicot, qui s'écoulent au fond de vastes entailles, aux pentes plus ou moins hautes et raides. Enfin, dans la partie sud-ouest de l'unité IV, on reconnaît quelques élévations associées à des escarpements de faille affectant le socle.
Cette unité appartient entièrement au domaine des Basses-Terres du Saint-Laurent. Son extrémité nord correspond au contact des roches précambriennes avec la base de la série sédimentaire du cambro-ordovicien. On y retrouve les grès de Potsdam, les dolomies du Beekmantown et les calcaires du Trenton.
Les grès sont transgressifs sur le bouclier précambrien, et les dolomies leur succèdent en position conforme. Par contre, le contact entre les calcaires de la formation de Tétreauville et les grès et dolomies ou les roches précambriennes est associé à une faille importante: la faille de Saint-Cuthbert, qui traverse l'unité IV d'ouest en est. Les rejets estimés varient de 482' (147 m) à la hauteur de la rivière Bayonne à plus de 1200' (366 m) à Saint-Barthélemy (Clark et Globensky, 1976). Cette discontinuité correspond à une zone de fracturation du socle, et il faudrait plutôt parler de zones de failles (Cf. la situation dans l'unité des Terres-Noires). Associées aux grands mouvements orogéniques qui ont affecté les Basses-Terres, ces failles ont toutes une direction approximative sud-ouest nord-est, à l'exception d'une faille de direction nord-ouest sud-est à Saint-Cuthbert.
L'allure générale de la carte des isobathes montre que la pente du substratum diminue du nord au sud (figure 5). Le relief est peu accentué, et présente des ondulations qui correspondent à des vallées antéglaciaires, souvent réutilisées par les rivières actuelles. D'est en ouest, il est possible de reconnaître une vallée correspondant aux rivières actuelles Chicot, Bonaventure et Bayonne. La vallée de la Chicot doit sa forme particulière à la faille de Saint-Cuthbert et au lambeau de calcaire de la Formation Deschambault. Deux buttes sont également visibles : la première, de direction approximative nord-ouest sud-est, correspond à une élévation du socle à Saint-Barthélemy, alors que la seconde est à mettre en parallèle avec les structures décrites dans l'unité des Terres-Noires.
La paléo-vallée de la rivière Chicot présente une épaisseur très importante de sédiments [plus de 100' (30 m)], alors que la paléo-vallée de la Bayonne est comblée par plus de 300' (91 m) de sédiments sous Berthierville. La grande plaine couvrant le quart sud-ouest de cette unité possède une épaisseur de sédiments assez constante, alors que la butte est seulement couverte par quelques pieds de till.
La grande majorité des sédiments correspond aux sédiments fins qui se sont déposés au fond de la Mer de Champlain. Ces argiles et ces silts correspondent à divers environnements sédimentaires :
- les faciès d'argile bleue, qui correspondent à des milieux profonds et probablement euxiniques; - des rythmites distales, correspondant à l'extrémité des cônes sous-aquatiques au pied des deltas bordant les Laurentides; - des rythmites proximales alimentées par des chenaux plus proches, ou encaissées dans des vallées comme celle de la vallée de la Chicot; - des sédiments plus grossiers (silts, voire sables fins) des diverses terrasses mises en évidence entre Sainte-Élisabeth et Saint-Norbert correspondent aux plages très temporaires qui se sont succédées durant le retrait de la mer. L'histoire sédimentaire récente (figure 21) montre qu'à cette unité correspond surtout une accumulation importante de sédiments argileux champlainiens. Dans le secteur nord de la mer, la sédimentation suit d'abord une tendance vers un pôle argileux avec la transgression, puis vers un pôle silto-sableux lors de la régression. |
Deux faciès dominent principalement : les faciès profonds, plus ou moins massifs, à stabilité géotechnique moyenne à bonne, et les faciès de rythmites, plus ou moins distaux, dont la stabilité géotechnique est moindre. L'érosion qui a suivi le retrait marin s'est développée le long de structures principalement déterminées par le substratum rocheux.
Cette carte illustre les relations stratigraphiques entre les unités quaternaires. La séquence ancienne (Varves de Deschaillons en bleu foncé et des sédiments de l'interstade de St-Pierre en orange) occupent la partie centrale du synclinal de Chambly-Fortierville (Globensky 1985).
Le piedmont laurentien
L'altitude varie de 250'(76 m) au sud à 750'(238 m) au nord, avec des sommets variant de 800'(243 m) (montagne à Marcil et montagne à Zarmette) à plus de 900'(274 m) pour quelques sommets. On y retrouve également deux zones de marécages, au sud-ouest du lac Hersey et au sud de la montagne à Zarmette.
Cette unité est la portion sud du domaine laurentien. Les intrusions granitiques, au nord, forment un plateau légèrement surélevé, incisé par l'érosion. Ce plateau, plus bas que celui des Laurentides, est probablement séparé par une faille (faille de Saint-Edmond-Saint-Norbert) du deuxième compartiment, situé au sud, qui s'incline vers le sud-sud-est. Lors de son retrait, la Mer de Champlain a laissé quelques niveaux de terrasses, qui forment des petits replats dans les vallées.
L'altitude varie de 250'(76 m) au sud à 750'(238 m) au nord, avec des sommets variant de 800'(243 m) (montagne à Marcil et montagne à Zarmette) à plus de 900'(274 m) pour quelques sommets. On y retrouve également deux zones de marécages, au sud-ouest du lac Hersey et au sud de la montagne à Zarmette.
Cette unité est la portion sud du domaine laurentien. Les intrusions granitiques, au nord, forment un plateau légèrement surélevé, incisé par l'érosion. Ce plateau, plus bas que celui des Laurentides, est probablement séparé par une faille (faille de Saint-Edmond-Saint-Norbert) du deuxième compartiment, situé au sud, qui s'incline vers le sud-sud-est. Lors de son retrait, la Mer de Champlain a laissé quelques niveaux de terrasses, qui forment des petits replats dans les vallées.
Au nord affleurent les granites intrusifs de Saint-Didace. Au sud et à l'est, on retrouve des granulites, associées à des gneiss et à des granites gneissiques. Les granites sont plus jeunes que les granulites charnockitiques, que Béland (1967) associe à la base du Grenville. Enfin, la frange sud est formée par des grès de Potsdam, transgressifs sur le socle précambrien.
La physiographie est celle d'une plate-forme légèrement inclinée vers le sud, et profondément incisée par l'érosion. Les dépôts meubles sont peu importants. Seules quelques dépressions sont partiellement comblées par des sédiments généralement sableux. La majorité des dépôts meubles est constituée de tills, soit une moraine d'ablation mince, soit une moraine de fond et moraine d'ablation (cf. Denis, 1976) Il existe encore d'autres sédiments, localisés dans les vallées. Il s'agit des sables et limons plus ou moins argileux qui composent les séquences typiques de delta et de pro-delta associées à l'exondation post-champlainienne. La répartition verticale des sédiments dans cette colonne est la suivante: A la base, on retrouve un till, à matrice sableuse à blocs, galets et gravier d'origine précambrienne. Il est épais de quelques pieds. Il a été parfois remanié par la mer à la fin de l'exondation, et est localement recouvert de tourbe dans les dépressions à drainage nul. |
Dans les dépressions, on retrouve des corps sédimentaires constitués de divers faciès :
- des alternances de sable et d'argiles fossilifères, contenant des Macoma balthica, des Hiatella arctica et des Balanus sp. Ce faciès correspond à un pro-delta, et son épaisseur varie de 0 à 5 mètres;
- des bancs de sable silteux, à stratifications entrecroisées, qui correspondent au front du delta;
- des sables à laminations planes et rides de courant, qui forment les lits sommitaux;
- enfin, des sédiments grossiers, à galets et graviers précambriens d'origine glaciaire remaniés par la mer lors de son retrait, et déposés parfois dans des chenaux.
- des alternances de sable et d'argiles fossilifères, contenant des Macoma balthica, des Hiatella arctica et des Balanus sp. Ce faciès correspond à un pro-delta, et son épaisseur varie de 0 à 5 mètres;
- des bancs de sable silteux, à stratifications entrecroisées, qui correspondent au front du delta;
- des sables à laminations planes et rides de courant, qui forment les lits sommitaux;
- enfin, des sédiments grossiers, à galets et graviers précambriens d'origine glaciaire remaniés par la mer lors de son retrait, et déposés parfois dans des chenaux.
Ces divers faciès deltaïques varient de quelques mètres à plusieurs dizaines de mètres en épaisseur. Les sables et limons déposés par les rivières actuelles sont appelés sédiments des Basses-Terrasses (LaSalle, 1973). Ils contiennent parfois des restes de matière organique. Enfin, au sommet de ces séquences de sédiments se développent des sols depuis 8000 ans environ (Pagé, 1977).
La plaine lacustre de Maskinongé Cette unité est subdivisée en trois parties, soit A) le secteur couvrant la rivière Mastigouche, B) le secteur couvrant le lac Maskinongé et C) le secteur couvrant la rivière Maskinongé et la vallée de la rivière Blanche. Les creux topographiques y sont dus à une érosion différentielle le long des zones de faiblesses du bouclier précambrien. Ils ont été remplis de sédiments durant le quaternaire. Aux formes majeures (grandes vallées et plateau lacustre), sont associées des formes mineures. On y retrouve: 1) plusieurs niveaux de terrasses le long de la rivière Mastigouche; 2) un delta à l'embouchure de la Mastigouche dans le lac Maskinongé; 3) le complexe fluvio-glaciaire de Saint-Gabriel de Brandon, qui est associé à la Moraine de Saint-Narcisse (Denis et Prichonnet, 1973); 4) des cônes d'alluvions d'extensions spatiales diverses et enfin 5) une morphologie particulière en aval de Saint-Didace, due à des coulées argileuses de dimensions kilométriques, qui ont profondément entaillé les versants asymétriques de la vallée de la Maskinongé (Donovan, 1977). |
Quelques affleurements percent la couverture sédimentaire. Ils permettent de reconnaître les mêmes faciès que ceux des Laurentides (cf. unité suivante). La carte des isobathes (figure 5) met en évidence le réseau hydrographique qui existait avant la dernière glaciation. Ainsi, la rivière Mastigouche coulait du nord au sud, à travers la dépression du lac Maskinongé, et rejoignait la vallée qu'occupe actuellement la rivière Bayonne. La cuvette occupée actuellement par les lacs Mandeville et Déligny correspond également à une vallée pré-wisconsinienne que l'on peut associer à la faille de Rawdon-Sainte-Mélanie (Béland, 1960). La rivière Blanche rejoignait également le bassin actuel du lac Maskinongé, s'écoulant dans le sens contraire de l'actuelle rivière Maskinongé. Le bassin de drainage de la paléo-Mastigouche est limité par un seuil rocheux [altitude environ 460 pieds (140 m)], qui le sépare de la vallée de la Maskinongé. La construction du delta proglaciaire lors de la réavancée de Saint-Narcisse a comblé la dépression à la hauteur de Ville Saint-Gabriel, perturbant ainsi tout le drainage dans la région.
Dans son parcours du nord au sud, la rivière Mastigouche traverse des dépôts de plus en plus épais. La cuvette structurale du lac Maskinongé est partiellement remplie de sédiments, dont l'épaisseur peut atteindre 400' (122 m), alors que l'épaisseur des sédiments associés au delta fluvio-glaciaire de Saint-Gabriel est supérieure à 500' (152 m). La cuvette du secteur de Saint-Cléophas a permis de piéger des sédiments sur une épaisseur maximum de 400' (122 m).
La cuvette du lac Mandeville est remplie par des sédiments marins et lacustres, dont l'épaisseur peut atteindre 300' (91 m), alors que la puissance moyenne des dépôts meubles dans la vallée de la rivière Blanche dépasse rarement 50' (15 m). Dans la vallée de la Maskinongé, l'épaisseur des sédiments quaternaires varie fortement sur de courtes distances. Cette forte variabilité est liée à la répartition de deltas, dont l'origine et l'intérêt hydrogéologique seront discutés plus loin.
C'est dans le secteur du lac Maskinongé que la variété de faciès est la plus grande. On y trouve une séquence qui résulte d'une succession d'environnements glaciaires et proglaciaires (Prichonnet, 1984). La description est basée sur celle du rapport géologique couvrant la région (Denis, 1976).
La réavancée de Saint-Narcisse-Saint-Faustin (Parry et McPherson, 1964) est responsable de la formation d'un bourrelet morainique, composé de tills de fond et d'ablation non différenciés, comprenant quelques structures deltaïques.
Les sédiments deltaïques glacio-marins comprennent des cailloux, des graviers, des sables et des limons. Les structures sédimentaires comprennent des lits sommitaux et des lits frontaux. Les dépôts de contact glaciaire sont formés de cailloux, de graviers, de sables grossiers et de blocs dispersés, la stratification est grossière et les phénomènes glacio-tectoniques ont fréquemment affecté ces dépôts. L'esker du lac Galon fait partie de cette catégorie de sédiments.
Les dépôts glaciaires remaniés par la mer ne comprennent plus que les cailloux et les graviers des formations glaciaires et fluvio-glaciaires antérieures à l'invasion marine; les particules plus fines ont été transportées plus loin.
Les sédiments fins de la Mer de Champlain sont formés de lits d'argile gris foncé et de lits de limon gris interstratifiés.
Ces sédiments se sont déposés en deux épisodes, séparés par la réavancée du glacier, durant l'épisode Saint-Narcisse.
Les sédiments deltaïques sont formés de lits de sables grossiers et de graviers, les éléments plus grossiers (cailloux) sont rares. Les structures deltaïques sont bien visibles.
Les sédiments des Hautes-Terrasses, qui recouvrent de façon discontinue les argiles et les limons de la Mer de Champlain, sont composés de sables bruns, moyens à grossiers, avec quelques niveaux de graviers et de petits cailloux.
Les sédiments des Basses-Terrasses sont formés par les dépôts alluvionnaires des fonds de vallées, des plaines de débordement actuel et des méandres abandonnés des rivières. Principalement composés de sables et de limons, ils contiennent quelques niveaux de graviers et de matière organique entremêlés.
Les tourbes, plus ou moins décomposées, ont comblé des dépressions situées de part et d'autre de la moraine de Saint-Narcisse. Elles occupent également le fond de petits lacs dus au surcreusement glaciaire et à des kettles.
Les colluvions sont des sédiments qui ont été déplacés lors de coulées argileuses ou de mouvements de masse importants, peu après le retrait final de la mer ou du lac postglaciaire.
Dans son parcours du nord au sud, la rivière Mastigouche traverse des dépôts de plus en plus épais. La cuvette structurale du lac Maskinongé est partiellement remplie de sédiments, dont l'épaisseur peut atteindre 400' (122 m), alors que l'épaisseur des sédiments associés au delta fluvio-glaciaire de Saint-Gabriel est supérieure à 500' (152 m). La cuvette du secteur de Saint-Cléophas a permis de piéger des sédiments sur une épaisseur maximum de 400' (122 m).
La cuvette du lac Mandeville est remplie par des sédiments marins et lacustres, dont l'épaisseur peut atteindre 300' (91 m), alors que la puissance moyenne des dépôts meubles dans la vallée de la rivière Blanche dépasse rarement 50' (15 m). Dans la vallée de la Maskinongé, l'épaisseur des sédiments quaternaires varie fortement sur de courtes distances. Cette forte variabilité est liée à la répartition de deltas, dont l'origine et l'intérêt hydrogéologique seront discutés plus loin.
C'est dans le secteur du lac Maskinongé que la variété de faciès est la plus grande. On y trouve une séquence qui résulte d'une succession d'environnements glaciaires et proglaciaires (Prichonnet, 1984). La description est basée sur celle du rapport géologique couvrant la région (Denis, 1976).
La réavancée de Saint-Narcisse-Saint-Faustin (Parry et McPherson, 1964) est responsable de la formation d'un bourrelet morainique, composé de tills de fond et d'ablation non différenciés, comprenant quelques structures deltaïques.
Les sédiments deltaïques glacio-marins comprennent des cailloux, des graviers, des sables et des limons. Les structures sédimentaires comprennent des lits sommitaux et des lits frontaux. Les dépôts de contact glaciaire sont formés de cailloux, de graviers, de sables grossiers et de blocs dispersés, la stratification est grossière et les phénomènes glacio-tectoniques ont fréquemment affecté ces dépôts. L'esker du lac Galon fait partie de cette catégorie de sédiments.
Les dépôts glaciaires remaniés par la mer ne comprennent plus que les cailloux et les graviers des formations glaciaires et fluvio-glaciaires antérieures à l'invasion marine; les particules plus fines ont été transportées plus loin.
Les sédiments fins de la Mer de Champlain sont formés de lits d'argile gris foncé et de lits de limon gris interstratifiés.
Ces sédiments se sont déposés en deux épisodes, séparés par la réavancée du glacier, durant l'épisode Saint-Narcisse.
Les sédiments deltaïques sont formés de lits de sables grossiers et de graviers, les éléments plus grossiers (cailloux) sont rares. Les structures deltaïques sont bien visibles.
Les sédiments des Hautes-Terrasses, qui recouvrent de façon discontinue les argiles et les limons de la Mer de Champlain, sont composés de sables bruns, moyens à grossiers, avec quelques niveaux de graviers et de petits cailloux.
Les sédiments des Basses-Terrasses sont formés par les dépôts alluvionnaires des fonds de vallées, des plaines de débordement actuel et des méandres abandonnés des rivières. Principalement composés de sables et de limons, ils contiennent quelques niveaux de graviers et de matière organique entremêlés.
Les tourbes, plus ou moins décomposées, ont comblé des dépressions situées de part et d'autre de la moraine de Saint-Narcisse. Elles occupent également le fond de petits lacs dus au surcreusement glaciaire et à des kettles.
Les colluvions sont des sédiments qui ont été déplacés lors de coulées argileuses ou de mouvements de masse importants, peu après le retrait final de la mer ou du lac postglaciaire.
La moraine de St-Narcisse est plus élevée que le niveau maximum de la mer de Champlain, ce qui signifie que l'eau partiellement salée ne pénétrait plus que par la vallée de la Maskinongé après 10'300 à 10'700 avant le présent (12,8 – 12.3 ka cal, Occhietti Serge, 2007).
Trois colonnes synthétiques sont proposées pour cette unité de paysage. La première, (figure 24) couvre le secteur de la rivière Mastigouche et de la rive nord du lac Maskinongé. Après un épisode glacio-marin dont le détail des fluctuations à la marge du glacier reste à préciser (cf. infra : zones à risques), la rivière Mastigouche a construit un delta important, dont la partie supérieure est constituée par les sédiments des Hautes-Terrasses. Plus tard, la rivière s'est incisée dans ses propres alluvions, et a formé de nouvelles terrasses. L'érosion et la sédimentation actuelles déposent les sédiments des Basses-Terrasses.
Un contexte géomorphologique particulier en aval de Saint-Gabriel explique l'évolution des environnements sédimentaires depuis la déglaciation. Après le retrait de la glace (qui a laissé un till corrélé à celui de Gentilly), l'eau a envahi la région. Des sédiments fins se sont déposés, dans un environnement marin pour certains (Denis, 1976), ou saumâtre à lacustre pour d'autres (Rodrigues, 1992). Ce qui est sûr, en revanche, c'est que le glacier a réavancé vers 10500 BP (Denis, 1976), et a formé un bourrelet de moraine, que l'on peut suivre de Saint-Narcisse à Saint-Faustin [ Parry et McPherson (1964) pour la 1ère synthèse importante]. |
La topographie établie grâce aux données de forage, suggère que le glacier a pu butter sur les éperons rocheux, ce qui a considérablement freiné son expansion vers le sud-sud-est. Ainsi, un imposant delta glacio-marin a été construit. Un culot de glace morte est resté dans la dépression du lac Maskinongé, fondant lentement. L'eau de fonte du glacier a trouvé un chemin le long des bords de ce culot, et a formé les dépôts de contacts glaciaires (terrasses de kame très grossières).
La colonne de l'unité tirée de Denis (1976), permet de reconnaître deux épisodes argileux, entre lesquels s'intercalent des sédiments plus grossiers. Le sommet des séquences locales comprend des sédiments plus ou moins grossiers, en fonction de la proximité des sources et des conditions hydrodynamiques.
La troisième colonne, tirée de Donovan (1977), synthétise l'histoire sédimentaire de la vallée de la Maskinongé (figure 26). Ainsi, au till succèdent des dépôts fluvio-glaciaires proximaux. La sédimentation d'eau profonde qui suit correspond à l'ennoyage maximum de la vallée, suite à l'invasion marine. Les rythmites correspondent à un environnement proximal à la base, puis, au fur et à mesure du retrait glaciaire, le faciès devient plus fin. La sédimentation marine classique se caractérise par un faciès massif d'argile silteuse. Il est difficile de situer stratigraphiquement la réavancée de Saint-Narcisse : la terminaison de bourrelet morainique est située au nord de la vallée de la Maskinongé, et cet épisode plus froid s'est marqué seulement par des variations de faciès assez fines.
Donovan (1977) s'est attaché à décrire les variations géochimiques dans la série sédimentaire, ce qui permet de déterminer notamment les niveaux d'argile sensible à ultra-sensible aux mouvements de terrain.
Ces niveaux sont corrélés à des périodes de sédimentation en milieu plus saumâtre, puisque c'est la salinité de l'eau interstitielle qui détermine la stabilité des argiles (Théberge, 1986). La moraine de Saint-Narcisse a bouché la vallée au sud du lac Maskinongé, et l'apport sédimentaire dans la vallée de la Maskinongé a évolué vers un pôle plus grossier, par suite du retrait des eaux marines et de l'abaissement du niveau de base de celles-ci, puis du lac. La répartition des deltas est asymétrique : la plupart sont perchés sur la rive nord de la rivière Maskinongé, ce qui est dû à l'apport sédimentaire plus important en provenance des Laurentides.
Enfin, il y a environ 6500 ans, des coulées argileuses de rayon très important (jusqu'à 2300 mètres) ont profondément raviné le paysage (Théberge, 1986).
La colonne de l'unité tirée de Denis (1976), permet de reconnaître deux épisodes argileux, entre lesquels s'intercalent des sédiments plus grossiers. Le sommet des séquences locales comprend des sédiments plus ou moins grossiers, en fonction de la proximité des sources et des conditions hydrodynamiques.
La troisième colonne, tirée de Donovan (1977), synthétise l'histoire sédimentaire de la vallée de la Maskinongé (figure 26). Ainsi, au till succèdent des dépôts fluvio-glaciaires proximaux. La sédimentation d'eau profonde qui suit correspond à l'ennoyage maximum de la vallée, suite à l'invasion marine. Les rythmites correspondent à un environnement proximal à la base, puis, au fur et à mesure du retrait glaciaire, le faciès devient plus fin. La sédimentation marine classique se caractérise par un faciès massif d'argile silteuse. Il est difficile de situer stratigraphiquement la réavancée de Saint-Narcisse : la terminaison de bourrelet morainique est située au nord de la vallée de la Maskinongé, et cet épisode plus froid s'est marqué seulement par des variations de faciès assez fines.
Donovan (1977) s'est attaché à décrire les variations géochimiques dans la série sédimentaire, ce qui permet de déterminer notamment les niveaux d'argile sensible à ultra-sensible aux mouvements de terrain.
Ces niveaux sont corrélés à des périodes de sédimentation en milieu plus saumâtre, puisque c'est la salinité de l'eau interstitielle qui détermine la stabilité des argiles (Théberge, 1986). La moraine de Saint-Narcisse a bouché la vallée au sud du lac Maskinongé, et l'apport sédimentaire dans la vallée de la Maskinongé a évolué vers un pôle plus grossier, par suite du retrait des eaux marines et de l'abaissement du niveau de base de celles-ci, puis du lac. La répartition des deltas est asymétrique : la plupart sont perchés sur la rive nord de la rivière Maskinongé, ce qui est dû à l'apport sédimentaire plus important en provenance des Laurentides.
Enfin, il y a environ 6500 ans, des coulées argileuses de rayon très important (jusqu'à 2300 mètres) ont profondément raviné le paysage (Théberge, 1986).
Les Laurentides
L'extrémité nord de la M.R.C. couvre une superficie d'environ 150 km2, entièrement boisée. Les altitudes varient de 600' au sud à plus de 1600' pour quelques sommets au nord-ouest. Cette unité est un vaste plateau formé de roches précambriennes. Il s'incline légèrement vers le sud-est, et il est limité au sud par une ligne est-sud-est ouest-nord-ouest à Saint-Gabriel, puis s'incurve vers le nord-ouest, parallèlement aux lacs Maskinongé, Mandeville et Déligny. Cette limite est associée à la faille de Rawdon-Sainte-Mélanie (Béland, 1967). Les intrusions granitiques de Saint-Didace, dont l'altitude culmine à 1000', représentent la portion sud-est de cette unité, au sud de cette faille. On retrouve surtout des granulites charnockitiques, qui sont des roches métamorphiques à grain grossier. Par endroits, ces grands ensembles sont recoupés par des quartzites, des gneiss, parfois rouillés, et des calcaires, parfois silicatés. Ces roches, très métamorphisées, font partie de la province de Grenville (800 millions à 1 milliard d'années). Quelques affleurements de norite et d'anorthosite sont rattachés à la Série de Morin. Enfin, les massifs de Hunterstown et d'Albert-Lambert sont composés des granites porphyroïdes de Saint-Didace. Ces roches intrusives sont plus récentes que les paragneiss de Grenville. La coupe géologique illustre bien la nature sécante des contacts (figure 7). Le plateau laurentien est disséqué par une érosion qui souligne les grandes fractures NS, NE SO et NO SE. |
L'unité VII a été définie comme le secteur du plateau laurentien à faible épaisseur de dépôts. Ceux-ci ont une épaisseur moyenne inférieure à 30' (10 m). Outre le till, qui peut atteindre quelques pieds d'épaisseur, on retrouve sporadiquement des épaisseurs plus importantes dans des cônes d'éboulis. Le temps et le manque de moyens n'ont pas permis de cartographier ces unités.
Les tills sont les mêmes que ceux que l'on retrouve dans le piedmont, alors que les faciès associés aux sédiments fluvio-glaciaires et fluviatiles sont les mêmes que ceux décrits dans la plaine lacustre Maskinongé-Mandeville-Déligny.
Réduite souvent au seul substratum, la séquence stratigraphique comprend également, par endroits, un till et, si les dépôts meubles sont assez épais, un sol évolué. Le till d'ablation mince et le till de fond sont associés au dernier épisode glaciaire (Till de Gentilly). La déglaciation finale est postérieure à la réavancée de Saint-Narcisse, datée à 10500 BP. Le retrait progressif de la Mer de Champlain, à partir de 9800 BP, s'est accompagné d'un abaissement du niveau de base des rivières. L'érosion est redevenue active, et a décapé dans un premier temps les dépôts glaciaires instables.
L'amélioration climatique a, par ailleurs, permis l'installation d'une végétation de plus en plus évoluée, qui a contribué à stabiliser les dépôts meubles. L'évolution des sols (pédogenèse) a pu commencer, grâce à un apport suffisant de matière organique.
Les tills sont les mêmes que ceux que l'on retrouve dans le piedmont, alors que les faciès associés aux sédiments fluvio-glaciaires et fluviatiles sont les mêmes que ceux décrits dans la plaine lacustre Maskinongé-Mandeville-Déligny.
Réduite souvent au seul substratum, la séquence stratigraphique comprend également, par endroits, un till et, si les dépôts meubles sont assez épais, un sol évolué. Le till d'ablation mince et le till de fond sont associés au dernier épisode glaciaire (Till de Gentilly). La déglaciation finale est postérieure à la réavancée de Saint-Narcisse, datée à 10500 BP. Le retrait progressif de la Mer de Champlain, à partir de 9800 BP, s'est accompagné d'un abaissement du niveau de base des rivières. L'érosion est redevenue active, et a décapé dans un premier temps les dépôts glaciaires instables.
L'amélioration climatique a, par ailleurs, permis l'installation d'une végétation de plus en plus évoluée, qui a contribué à stabiliser les dépôts meubles. L'évolution des sols (pédogenèse) a pu commencer, grâce à un apport suffisant de matière organique.
Une conclusion toujours valable... (voici un condensé de ce qui tenait lieu de conclusion en 1993)
Au terme de cet inventaire, il s'agissait de proposer, pour chaque unité de paysage, des recommandations générales d'aménagement du territoire qui vont permettre de s'engager dans la voie du développement soutenable.
L'agriculture est probablement le domaine où la réflexion sur la soutenabilité a été menée le plus loin de nos jours. En effet, pour comprendre le fonctionnement d'un agroécosystème, il est nécessaire d'analyser les différentes activités présentes ainsi que l'équilibre qui s'établit entre elles. La figure tirée de Gianpetro, 1989 nous montre les quatre principales fonctions que l'on retrouve dans l'activité agricole:
Fonction 1: La production de nourriture, qui consiste à rendre l'énergie et la matière compatibles avec le métabolisme humain ;
Fonction 2: Le conditionnement et la distribution de la nourriture;
Fonction 3: La consommation et la production de déchets, qui sont de l'énergie et de la matière non compatibles avec le métabolisme humain;
Fonction 4, enfin: le recyclage, qui permet la production d'intrants agricoles.
SiF1) > F4) alors il y a désertification;
SiF1) > F2) alors il y a des pertes dues à un mauvais réseau de distribution;
SiF2) < F3) alors la sécurité alimentaire n'est plus garantie;
SiF2) > F3) alors il y a gaspillage des ressources;
SiF3) > F4) alors il y a pollution;
SiF4) > F1) alors l'écosystème est sous utilisé.
(Remarque de 2022: On « découvre » aujourd’hui avec émerveillement l’économie circulaire dont les bases déjà bien solides il y a plus de 30 ans étaient couramment enseignées dans le programme de maitrise en sciences de l'environnement…)
Au terme de cet inventaire, il s'agissait de proposer, pour chaque unité de paysage, des recommandations générales d'aménagement du territoire qui vont permettre de s'engager dans la voie du développement soutenable.
L'agriculture est probablement le domaine où la réflexion sur la soutenabilité a été menée le plus loin de nos jours. En effet, pour comprendre le fonctionnement d'un agroécosystème, il est nécessaire d'analyser les différentes activités présentes ainsi que l'équilibre qui s'établit entre elles. La figure tirée de Gianpetro, 1989 nous montre les quatre principales fonctions que l'on retrouve dans l'activité agricole:
Fonction 1: La production de nourriture, qui consiste à rendre l'énergie et la matière compatibles avec le métabolisme humain ;
Fonction 2: Le conditionnement et la distribution de la nourriture;
Fonction 3: La consommation et la production de déchets, qui sont de l'énergie et de la matière non compatibles avec le métabolisme humain;
Fonction 4, enfin: le recyclage, qui permet la production d'intrants agricoles.
SiF1) > F4) alors il y a désertification;
SiF1) > F2) alors il y a des pertes dues à un mauvais réseau de distribution;
SiF2) < F3) alors la sécurité alimentaire n'est plus garantie;
SiF2) > F3) alors il y a gaspillage des ressources;
SiF3) > F4) alors il y a pollution;
SiF4) > F1) alors l'écosystème est sous utilisé.
(Remarque de 2022: On « découvre » aujourd’hui avec émerveillement l’économie circulaire dont les bases déjà bien solides il y a plus de 30 ans étaient couramment enseignées dans le programme de maitrise en sciences de l'environnement…)
A la recherche d'un nouvel équilibre, l'agriculture soutenable peut se baser uniquement sur l'énergie solaire, c'est-à-dire encore sur la seule productivité primaire des plantes. Un équilibre sylvo-agro-pastoral doit être atteint au niveau de chaque ferme ou de chaque région (Soltner, 1989), car seule la présence simultanée de boisé, de champs cultivés et d'animaux permet de prélever une partie de la production primaire (matière ligneuse, légumes, fruits et céréales) et de la production secondaire (lait, oeufs et viande) sans détruire la structure même de l'agroécosystème. Un aménagement soutenable du territoire doit donc viser à équilibrer l'utilisation des ressources de façon à assurer la pérennité de la structure des écosystèmes.
Pour que l'agriculture devienne vraiment soutenable dans le sens thermodynamique du terme, il reste beaucoup de conceptions à changer. Malgré les avantages certains des méthodes de conservation des sols et de l'eau, l'enjeu final, qui est de re-cycler l'agroécosystème, reste lointain. La petite ligne traitillée qui sépare la figure 28 en deux parties inégales indique parfaitement entre quels domaines se situe la rupture actuelle : entre les réalités écosystémiques, que nous commençons à peine à entrevoir et les raisonnements économiques, purs produits de la pensée et des comportements humains.
Toutes les recommandations proposées dans ce mémoire suggèraient des perspectives d'aménagement qui devraient réduire la distance entre ces deux niveaux de réalité aux critères définis par les Etats-Généraux du Monde Rural et le deuxième Sommet de la Terre (Cf. introduction).
Le potentiel écologique est défini en fonction de la diversité floristique et faunistique et de la disponibilité en éléments nutritifs, en eau, en chaleur, etc. (…)
Une vaste opération de reboisement était suggérée, destinée à lutter contre l'érosion des berges et à implanter ou compléter un réseau de brise-vent, afin de contrer l'érosion éolienne et pour créer des micro-climats plus propices aux activités agricoles.
En conclusion
L'aménagement du territoire est une forme de dialogue entre les occupants d'un espace et les contraintes qui limitent le succès des actions qu'ils entreprennent pour modifier leur environnement.
Cette étude visait à mettre en évidence les limites et les potentiels du territoire. Ainsi, la physiographie et la topographie du roc (…) déterminent des contraintes qui échappent au contrôle des humains et auxquelles ils doivent se plier.
Les gestes quotidiens ont des impacts à tous les niveaux de l'environnement qui nous entoure. Lorsqu'il se modifie, celui-ci exige des réponses adaptatives qui peuvent consister en de simples changements de comportement ou, au contraire, en de profondes transformations qui peuvent causer des pertes économiques importantes ou des traumatismes psychologiques, si elles sont trop brutales.
Pour les éviter, il semble que l'humanité n'aie pas d'autres choix que de s'engager dans la voie du développement soutenable (tel que l'établissait le Rapport Brundtland en 1988). Le manque de communication entre scientifiques et décideurs est flagrant. Il peut sembler tentant de démontrer l'incapacité des géologues à faire comprendre l'importance des limites géotechniques. Ou le mépris des décideurs pour les questions environnementales. Le problème se situe peut-être à un tout autre niveau.
Dans nos comportements, comme dans nos discours, la dichotomie entre l'humain et la nature s'agrandit continuellement. Pourtant, l'espèce humaine reste très liée à son environnement, malgré toutes ses prétentions.
Lorsqu'il s'agit de relier l'homme et la nature, le cloisonnement des savoirs empêche de faire le lien entre les discours de l'homme sur la nature, qui fondent les sciences, et les discours de l'homme sur l'homme, qui trouvent leurs racines dans les idéologies politiques et économiques.
C'est seulement en intégrant davantage les données de l'analyse objective des faits dans la perception subjective du monde qu'il sera possible de promouvoir un développement qui respecte simultanément la capacité de support de l'environnement et les aspirations à une vie riche et variée.
Pour inventer de nouvelles modalités d'occupation du territoire, les résidents de la M.R.C. de D'Autray possèdent un atout majeur : la grande diversité des paysages de leur territoire, dont la beauté parle directement au cœur et à l'âme. Il reste seulement à changer le regard que l'on porte sur ces paysages, et de l'émerveillement qui en naitra devrait surgir l'envie de s'impliquer davantage à la construction d'un monde plus harmonieux, pour nous et nos enfants.
Pour que l'agriculture devienne vraiment soutenable dans le sens thermodynamique du terme, il reste beaucoup de conceptions à changer. Malgré les avantages certains des méthodes de conservation des sols et de l'eau, l'enjeu final, qui est de re-cycler l'agroécosystème, reste lointain. La petite ligne traitillée qui sépare la figure 28 en deux parties inégales indique parfaitement entre quels domaines se situe la rupture actuelle : entre les réalités écosystémiques, que nous commençons à peine à entrevoir et les raisonnements économiques, purs produits de la pensée et des comportements humains.
Toutes les recommandations proposées dans ce mémoire suggèraient des perspectives d'aménagement qui devraient réduire la distance entre ces deux niveaux de réalité aux critères définis par les Etats-Généraux du Monde Rural et le deuxième Sommet de la Terre (Cf. introduction).
Le potentiel écologique est défini en fonction de la diversité floristique et faunistique et de la disponibilité en éléments nutritifs, en eau, en chaleur, etc. (…)
Une vaste opération de reboisement était suggérée, destinée à lutter contre l'érosion des berges et à implanter ou compléter un réseau de brise-vent, afin de contrer l'érosion éolienne et pour créer des micro-climats plus propices aux activités agricoles.
En conclusion
L'aménagement du territoire est une forme de dialogue entre les occupants d'un espace et les contraintes qui limitent le succès des actions qu'ils entreprennent pour modifier leur environnement.
Cette étude visait à mettre en évidence les limites et les potentiels du territoire. Ainsi, la physiographie et la topographie du roc (…) déterminent des contraintes qui échappent au contrôle des humains et auxquelles ils doivent se plier.
Les gestes quotidiens ont des impacts à tous les niveaux de l'environnement qui nous entoure. Lorsqu'il se modifie, celui-ci exige des réponses adaptatives qui peuvent consister en de simples changements de comportement ou, au contraire, en de profondes transformations qui peuvent causer des pertes économiques importantes ou des traumatismes psychologiques, si elles sont trop brutales.
Pour les éviter, il semble que l'humanité n'aie pas d'autres choix que de s'engager dans la voie du développement soutenable (tel que l'établissait le Rapport Brundtland en 1988). Le manque de communication entre scientifiques et décideurs est flagrant. Il peut sembler tentant de démontrer l'incapacité des géologues à faire comprendre l'importance des limites géotechniques. Ou le mépris des décideurs pour les questions environnementales. Le problème se situe peut-être à un tout autre niveau.
Dans nos comportements, comme dans nos discours, la dichotomie entre l'humain et la nature s'agrandit continuellement. Pourtant, l'espèce humaine reste très liée à son environnement, malgré toutes ses prétentions.
Lorsqu'il s'agit de relier l'homme et la nature, le cloisonnement des savoirs empêche de faire le lien entre les discours de l'homme sur la nature, qui fondent les sciences, et les discours de l'homme sur l'homme, qui trouvent leurs racines dans les idéologies politiques et économiques.
C'est seulement en intégrant davantage les données de l'analyse objective des faits dans la perception subjective du monde qu'il sera possible de promouvoir un développement qui respecte simultanément la capacité de support de l'environnement et les aspirations à une vie riche et variée.
Pour inventer de nouvelles modalités d'occupation du territoire, les résidents de la M.R.C. de D'Autray possèdent un atout majeur : la grande diversité des paysages de leur territoire, dont la beauté parle directement au cœur et à l'âme. Il reste seulement à changer le regard que l'on porte sur ces paysages, et de l'émerveillement qui en naitra devrait surgir l'envie de s'impliquer davantage à la construction d'un monde plus harmonieux, pour nous et nos enfants.
Références citées
AMENATECH, 1989, Etude de la tourbière de Lanoraie, Rapport final présenté à la M.R.C. de D'Autray, 405 pages, 6 cartes.
ARGUS GROUPE CONSEIL INC., 1991 Érosion, milieu affecté et techniques de stabilisation (avec coût approximatif) pour chaque section homogène cartographiée dans les Iles du lac Saint-Pierre,
BANERJEE I., 1973, Part A: sedimentology of pleistocene glacial varves in Ontario, Canada. Part B: Nature of the Grain-size Distribution of some Pleistocene glacial varves ofOntario, Canada.- Bull. geol. Surv. Canada. 226: 60 p.
BERTIN J., 1973, Sémiologie graphique : les diagrammes - les réseaux - les cartes, Mouton, Paris.
BÉLAND R, 1960, Région de Rawdon; rapport géologique # 92, Min. des Mines, Québec.
BELAND R., 1967, Région de Saint-Gabriel de Brandon; rapport géologique # 133, MRN, Québec.
BROWN MC PHERSON A., 1967, Drainage pattern and shoreline evolution in the Saint-Lawrence lowlands. Cahiers de Géographie du Québec, no 23, pp 343-367.
BUNZLI M.-A., 1992, Cartographie géotechnique Sainte-Geneviève de Berthier, Saint-Cuthbert, Saint-Barthélemy, 16 cartes, 1 notice,
CLARK T.H. et Y. GLOBENSKY, 1976 1977, Région de Sorel, rapport géologique # 155, et Région de Verchères, rapport géologique # 190, MRN, Québec.
COMTOIS P., 1982, Histoire holocène du climat et de la végétation à Lanoraie, (Québec), Jour. Can. des Sc. de la Terre, Vol. 9, no l0, P l938-1952.
DANSEREAU P., 1957, Biogeography : an ecological perspective, Ronald press, New-York, 394 p.
DANSEREAU P., 1971, Inscape and landscape, Cbc Learning Systems, Toronto, 118 p.
DE KONINCK R., 1970, Les Cent-Iles du lac Saint-Pierre, Presses de l'université Laval, Québec, 125 p.
DE MULDER A. et HAGEMANN G. (Eds), 1989 Applied quaternary studies : proceedings of the INQUA symposium (Ottawa,1987).
DENIS R., 1976, Région de Saint-Gabriel de Brandon, rapport géologique # 168, MRN, Québec.
DENIS R. et PRICHONNET G., 1973, Aspects du Quaternaire dans la région au nord de Joliette; Livret guide d'excursion, 2eme colloque du Quaternaire du Québec, Montréal.
DONOVAN J.J., 1977, Sedimentology and hydrochemistry of Pleistocene Champlain Sea deposits, Maskinongé Valley, P.Q., Unpublished M.Sc. thesis, Dept. of geological Sciences, McGill University, Montréal.
GADD. N.R (1971)Pleistocene geology of the central St. Lawrence Lowlands. - Mem. geol. Surv. Canada. 359; 153 p.
GAUCHER E., 1984, Compilation de la géologie du Quaternaire, DV 84-10, M.E.R., Québec (plus spécifiquement les feuillets 31 H 14 et 31 I 3).
GLOBENSKY Y., 1985, Géologie des Basses-Terres du Saint-Laurent, MM 85-02, M.E.R., Québec.
GIANPETRO M., 1989, The energy efficiency of various farming systems, notes pour une conférence, colloque sur l'agriculture biologique, Saint-Hyacinthe.
GOULET N., 1971, Étude pétrologique, structurale et géochronologique des formations cristallines du quart nord-est de la feuille de Saint-Gabriel de Brandon, Thèse de troisième cycle, Université de Grenoble.
GRENIER C., 1973, Hydrogéologie, Région du lac Maskinongé; rapport HG-5, MRN, Québec.
GRENIER C. et DENIS R., 1974, Etude hydrogéomorphologique dans la région du lac Maskinongé, Québec, Jour. Can. Sc. de la terre, vol. 11, #6, PP.733-754.
HEEDE B.H. 1991. Response of a stream in Desequilibrium to Timber Harvest, Environnemental Management, vol. 15, no 2, pp 251-255.
LAFLEUR J. et G. LEFEBVRE, 1978 Influence des écoulements souterrains sur la stabilité des pentes naturelles d'argiles, [rapport final], MRN, Service de la géotechnique, Québec.
LAMOTHE M., 1989, A new framework for the pleistocene Stratigraphy of the central St Lawrence lowland, Southern Québec, G.P.Q., vol. 43, #2, P.119-129.
LAPOINTE D., 1983, Zones inondables - fleuve Saint-Laurent, calcul des niveaux de récurrences 2, 5, 10, 20, 50 et 100 ans, troncon Varennes-Grondines, M-83-2, MER, Québec.
LASALLE P., 1973, Sédiments meubles de la région de Sorel-Joliette, MRN, Québec.
LEVASSEUR D., 1981, Zones d'instabilités - Saint-Charles de Mandeville, rapport non publié, MRN, Québec.
MAPAQ (Ministère de l'agriculture, des pêcheries et de l'alimentation du Québec), 1988,Guide pratique de conservation des sols et de l'eau : vivez bien avec la terre: une question d'équilibre. Direction générale des communications, Québec.
MARIE-VICTORIN (FRERE), 1935, Flore laurentienne, Les frères des Ecoles Chrétiennes, Montréal, 917 pp.
MCCORMACK R., 1982, Etude hydrogéologique - Rive Nord du
Saint-Laurent, rapport Hg 15, M.E.R., Québec.
MCCORMACK R., 1986, Vulnérabilité des nappes phréatiques à la pollution, Ministère de l'Environnement, Québec.
MCHARG I.L., 1969, Design vith nature, Garden city N.Y., Natural History Press, New-York.
MRC DE D'AUTRAY, 1986, Schéma d'aménagement, 130 pages, Berthierville.
OCCHIETTI SERGE, 2007, The Saint-Narcisse morainic complex and early Younger Dryas events on the southeastern margin of the Laurentide Ice Sheet, Géographie Physique et Quaternaire, 61, No 2-3, 2007, p 89-117
PAGÉ P., 1977, Les dépôts meubles de la région de Saint-Jean de Matha - Sainte-Émilie de l'Énergie, Québec. Mémoire de maitrise non publié. Dept. Sc. de la Terre, Université du Québec à Montréal.
PARRY J.T. et MACPHERSON J.C. 1964, The St.- Faustin St.-Narcisse Moraine and The Champlain Sea, Rev. Géogr.Montr., Vol. XVIII, Numéro 2, pp. 235-248.
PILON, CHAMPAGNE J. et CHEVALIER P., 1981, Environnements
biophysiques des Iles de Berthier-Sorel, Centre de recherches écologiques de Montréal, Montréal.
PRICHONNET G., 1986, Glaciation d'inlandsis : séquences glaciaires, proglaciaires et non glaciaires du Quaternaire de l'est canadien; Bull. centre Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 8, 1, p 105-137.
RAPPORT BRUNDTLAND, 1988, Our common future, United Nations Comitee for Environnement and Developpement, New-York
RODRIGUES C.G., 1992, Succession of invertebrate microfossils and the late quaternary deglaciation of the centralSt-Lawrence lowland, Canada and United States, Quaternary Sciences Review,
vol. 11, PP. 503-534.
SOLTNER D. 1985, L'arbre et la haie, pour la production agricole, pour l'équilibre écologique et le cadre de vie rurale, Collection Sciences e techniques agricoles, Angers.
SOLTNER D. 1989, Les bases de la production végétale, Tome 2 : La plante - le climat. Éditions Sciences et techniques agricoles, Angers.
THÉBERGE J., 1986, Cartographie des zones exposées aux mouvements de terrain dans la région de Maskinongé, MB 86-19, MER, Québec, 4 cartes.
WHYTE A. V. T.,( 1978) La perception de L'environnement lignes directrices méthodologiques pour les études sur le terrain, Notes techniques du MAB 5, UNESCO, PARIS.
AMENATECH, 1989, Etude de la tourbière de Lanoraie, Rapport final présenté à la M.R.C. de D'Autray, 405 pages, 6 cartes.
ARGUS GROUPE CONSEIL INC., 1991 Érosion, milieu affecté et techniques de stabilisation (avec coût approximatif) pour chaque section homogène cartographiée dans les Iles du lac Saint-Pierre,
BANERJEE I., 1973, Part A: sedimentology of pleistocene glacial varves in Ontario, Canada. Part B: Nature of the Grain-size Distribution of some Pleistocene glacial varves ofOntario, Canada.- Bull. geol. Surv. Canada. 226: 60 p.
BERTIN J., 1973, Sémiologie graphique : les diagrammes - les réseaux - les cartes, Mouton, Paris.
BÉLAND R, 1960, Région de Rawdon; rapport géologique # 92, Min. des Mines, Québec.
BELAND R., 1967, Région de Saint-Gabriel de Brandon; rapport géologique # 133, MRN, Québec.
BROWN MC PHERSON A., 1967, Drainage pattern and shoreline evolution in the Saint-Lawrence lowlands. Cahiers de Géographie du Québec, no 23, pp 343-367.
BUNZLI M.-A., 1992, Cartographie géotechnique Sainte-Geneviève de Berthier, Saint-Cuthbert, Saint-Barthélemy, 16 cartes, 1 notice,
CLARK T.H. et Y. GLOBENSKY, 1976 1977, Région de Sorel, rapport géologique # 155, et Région de Verchères, rapport géologique # 190, MRN, Québec.
COMTOIS P., 1982, Histoire holocène du climat et de la végétation à Lanoraie, (Québec), Jour. Can. des Sc. de la Terre, Vol. 9, no l0, P l938-1952.
DANSEREAU P., 1957, Biogeography : an ecological perspective, Ronald press, New-York, 394 p.
DANSEREAU P., 1971, Inscape and landscape, Cbc Learning Systems, Toronto, 118 p.
DE KONINCK R., 1970, Les Cent-Iles du lac Saint-Pierre, Presses de l'université Laval, Québec, 125 p.
DE MULDER A. et HAGEMANN G. (Eds), 1989 Applied quaternary studies : proceedings of the INQUA symposium (Ottawa,1987).
DENIS R., 1976, Région de Saint-Gabriel de Brandon, rapport géologique # 168, MRN, Québec.
DENIS R. et PRICHONNET G., 1973, Aspects du Quaternaire dans la région au nord de Joliette; Livret guide d'excursion, 2eme colloque du Quaternaire du Québec, Montréal.
DONOVAN J.J., 1977, Sedimentology and hydrochemistry of Pleistocene Champlain Sea deposits, Maskinongé Valley, P.Q., Unpublished M.Sc. thesis, Dept. of geological Sciences, McGill University, Montréal.
GADD. N.R (1971)Pleistocene geology of the central St. Lawrence Lowlands. - Mem. geol. Surv. Canada. 359; 153 p.
GAUCHER E., 1984, Compilation de la géologie du Quaternaire, DV 84-10, M.E.R., Québec (plus spécifiquement les feuillets 31 H 14 et 31 I 3).
GLOBENSKY Y., 1985, Géologie des Basses-Terres du Saint-Laurent, MM 85-02, M.E.R., Québec.
GIANPETRO M., 1989, The energy efficiency of various farming systems, notes pour une conférence, colloque sur l'agriculture biologique, Saint-Hyacinthe.
GOULET N., 1971, Étude pétrologique, structurale et géochronologique des formations cristallines du quart nord-est de la feuille de Saint-Gabriel de Brandon, Thèse de troisième cycle, Université de Grenoble.
GRENIER C., 1973, Hydrogéologie, Région du lac Maskinongé; rapport HG-5, MRN, Québec.
GRENIER C. et DENIS R., 1974, Etude hydrogéomorphologique dans la région du lac Maskinongé, Québec, Jour. Can. Sc. de la terre, vol. 11, #6, PP.733-754.
HEEDE B.H. 1991. Response of a stream in Desequilibrium to Timber Harvest, Environnemental Management, vol. 15, no 2, pp 251-255.
LAFLEUR J. et G. LEFEBVRE, 1978 Influence des écoulements souterrains sur la stabilité des pentes naturelles d'argiles, [rapport final], MRN, Service de la géotechnique, Québec.
LAMOTHE M., 1989, A new framework for the pleistocene Stratigraphy of the central St Lawrence lowland, Southern Québec, G.P.Q., vol. 43, #2, P.119-129.
LAPOINTE D., 1983, Zones inondables - fleuve Saint-Laurent, calcul des niveaux de récurrences 2, 5, 10, 20, 50 et 100 ans, troncon Varennes-Grondines, M-83-2, MER, Québec.
LASALLE P., 1973, Sédiments meubles de la région de Sorel-Joliette, MRN, Québec.
LEVASSEUR D., 1981, Zones d'instabilités - Saint-Charles de Mandeville, rapport non publié, MRN, Québec.
MAPAQ (Ministère de l'agriculture, des pêcheries et de l'alimentation du Québec), 1988,Guide pratique de conservation des sols et de l'eau : vivez bien avec la terre: une question d'équilibre. Direction générale des communications, Québec.
MARIE-VICTORIN (FRERE), 1935, Flore laurentienne, Les frères des Ecoles Chrétiennes, Montréal, 917 pp.
MCCORMACK R., 1982, Etude hydrogéologique - Rive Nord du
Saint-Laurent, rapport Hg 15, M.E.R., Québec.
MCCORMACK R., 1986, Vulnérabilité des nappes phréatiques à la pollution, Ministère de l'Environnement, Québec.
MCHARG I.L., 1969, Design vith nature, Garden city N.Y., Natural History Press, New-York.
MRC DE D'AUTRAY, 1986, Schéma d'aménagement, 130 pages, Berthierville.
OCCHIETTI SERGE, 2007, The Saint-Narcisse morainic complex and early Younger Dryas events on the southeastern margin of the Laurentide Ice Sheet, Géographie Physique et Quaternaire, 61, No 2-3, 2007, p 89-117
PAGÉ P., 1977, Les dépôts meubles de la région de Saint-Jean de Matha - Sainte-Émilie de l'Énergie, Québec. Mémoire de maitrise non publié. Dept. Sc. de la Terre, Université du Québec à Montréal.
PARRY J.T. et MACPHERSON J.C. 1964, The St.- Faustin St.-Narcisse Moraine and The Champlain Sea, Rev. Géogr.Montr., Vol. XVIII, Numéro 2, pp. 235-248.
PILON, CHAMPAGNE J. et CHEVALIER P., 1981, Environnements
biophysiques des Iles de Berthier-Sorel, Centre de recherches écologiques de Montréal, Montréal.
PRICHONNET G., 1986, Glaciation d'inlandsis : séquences glaciaires, proglaciaires et non glaciaires du Quaternaire de l'est canadien; Bull. centre Rech. Explor.-Prod. Elf-Aquitaine, 8, 1, p 105-137.
RAPPORT BRUNDTLAND, 1988, Our common future, United Nations Comitee for Environnement and Developpement, New-York
RODRIGUES C.G., 1992, Succession of invertebrate microfossils and the late quaternary deglaciation of the centralSt-Lawrence lowland, Canada and United States, Quaternary Sciences Review,
vol. 11, PP. 503-534.
SOLTNER D. 1985, L'arbre et la haie, pour la production agricole, pour l'équilibre écologique et le cadre de vie rurale, Collection Sciences e techniques agricoles, Angers.
SOLTNER D. 1989, Les bases de la production végétale, Tome 2 : La plante - le climat. Éditions Sciences et techniques agricoles, Angers.
THÉBERGE J., 1986, Cartographie des zones exposées aux mouvements de terrain dans la région de Maskinongé, MB 86-19, MER, Québec, 4 cartes.
WHYTE A. V. T.,( 1978) La perception de L'environnement lignes directrices méthodologiques pour les études sur le terrain, Notes techniques du MAB 5, UNESCO, PARIS.