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Délimitation de la limite marine tardiglaciaire dans la vallée de la rivière Saint-François, Québec méridional, Canada

Delineation of the late glacial marine limit in the St. François River valley, southern Québec, Canada
Armand LaRocque, Brigitte Leblon, Jean-Marie M. Dubois et Gérard LaRocque
p. 311-326

Résumés

À la fin de la dernière glaciation, un bras de mer appelé « Mer de Champlain » submergea la plaine du fleuve Saint-Laurent, dans la partie nord-est de l’Amérique du Nord. L’étendue maximale de cette mer postglaciaire a déjà été délimitée sur la frange des Appalaches du Québec méridional, sauf dans la vallée de la rivière Saint-François. Des travaux antérieurs ont suggéré que les eaux marines ont envahi le fond de cette vallée sur une distance d’environ 50 km au sud-est de la plaine du Saint-Laurent. Cette hypothèse est surtout fondée sur l’existence de paléoformes littorales perchées à une altitude voisine de celle de la limite marine, même si aucun fossile marin n’a été identifié jusqu’à aujourd’hui au sud-est de la ville de Richmond. Afin de délimiter l’étendue marine maximale à l’intérieur de cette vallée, la position supposée du paléorivage fut suivie, ce qui a permis de relever d’anciennes formes littorales supplémentaires. Notre reconstitution montre que, dès le début de la transgression marine, une chaîne de lacs occupa le fond de la vallée, au lieu de la Mer de Champlain. En plus des formes littorales perchées, dont l’alignement montre une discontinuité d’altitude entre les divers plans d’eau, l’existence de ces lacs est attestée par l’identification d’anciens exutoires lacustres. La reconstitution du drainage de ces paléolacs a aussi permis de localiser les différents barrages composés de dépôts glacigènes.

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Notes de la rédaction

Remerciements
Les auteurs remercient le Pr. A. Poulin qui leur a fait partager ses observations et sa connaissance du terrain. Nous n’oublions pas les professeurs J.-C. Thouret, J.-C. Dionne, J. Raffy, ainsi que deux lecteurs anonymes pour leurs commentaires ayant permis d’améliorer le manuscrit. Les résultats du présent travail ont déjà été présentés au Colloque international « Hauts niveaux marins et dynamiques géomorphologiques » qui s’est tenu à Rennes (France), en mars 2003 (LaRocque et al., 2003c). Il fut organisé sous l’égide du Programme international de corrélation géologique (IGCP) n°437, consacré aux changements environnementaux sur les côtes lors des hauts niveaux marins.

Texte intégral

Introduction

1À la fin de la dernière glaciation du Quaternaire, la vallée du fleuve Saint-Laurent fut envahie par des eaux marines, à la faveur de la surcharge glacio-isostatique liée à l’inlandsis laurentidien. Au sud-ouest de la ville de Québec, l’étendue d’eau glaciomarine fut définie par N. R. Gadd (1964) comme étant la « Mer de Champlain ». Son existence est d’ailleurs suggérée dès le milieu du XIXe siècle, notamment à partir de la découverte de fossiles marins d’eau froide, enfouis dans des sables littoraux ou dans des argiles d’eau profonde, et de formes de paléorivage aujourd’hui en position perchée dans les Basses-Terres du Saint-Laurent. Cependant, l’altitude autrefois atteinte par cette mer ne fut déterminée d’une manière exacte que récemment sur le versant sud des Basses-Terres du Saint-Laurent. En effet, les premiers travaux sur ce sujet, en particulier ceux de R. Chalmers (1896, 1898), de J. W. Goldthwait (1911, 1914) et de H. S. Fairchild (1918), ont établi une limite marine dépassant les 300 m, ce qui est maintenant considérée comme trop élevée, parce que plusieurs formes littorales, jadis interprétées comme d’origine marine, furent mises en place autour de paléolacs de barrage glaciaire. Ce n’est que dans les travaux plus récents (Parent et Occhietti, 1988, 1999), alliant à la fois l’altitude des formes littorales avec la présence de fossiles marins dans les dépôts, que l’altitude maximale de la Mer de Champlain est maintenant estimée à une valeur comprise entre 165 et 175 m, au niveau de la vallée de la rivière Saint-François (fig. 1).

Fig. 1 – La vallée moyenne de la rivière Saint-François.
Fig. 1 – The middle portion of the St. François River valley.

Fig. 1 – La vallée moyenne de la rivière Saint-François. Fig. 1 – The middle portion of the St. François River valley.

1 : limite glaciomarine (modifiée de Parent, 1987) ; 2 : lac actuel ; 3 : principale position frontale du dernier retrait glaciaire (modifiée de Parent et Occhietti, 1999) ; 4 : limite du bassin versant.
1 : glaciomarine limit (adapted from Parent, 1987) ; 2 : present lake ; 3 : main position of the ice front, during the last ice retreat (adapted from Parent and Occhietti, 1999) ; 4 : limit of the watershed.

2Bien que la limite champlainienne soit maintenant établie, elle n’est pas encore bien délimitée dans la vallée de la rivière Saint-François (fig. 1). Certains chercheurs, dont R. Chalmers (1898) et B .C. McDonald (1968a), ont suggéré une transgression marine du fond de la vallée, sous la forme d’une étroite ria, jusqu’à une distance de plus de 50 km de la plaine du Saint-Laurent. Les eaux marines auraient ainsi progressé au moins jusqu’à la ville de Sherbrooke (McDonald, 1968a), et même jusqu’à celle d’East Angus (Cousineau, 1951) et la cuvette du lac Massawippi (Cousineau, 1951 ; Boissonnault et Gwyn, 1983). Ces interprétations sont fondées sur des formes littorales perchées sur les versants de la vallée, à une altitude voisine de la limite marine mais supérieure à celle du lit majeur actuel de la rivière Saint-François (environ 140 m d’altitude à Sherbrooke). Toutefois, aucun site de fossiles marins trouvés in situ n’est attesté en amont de Richmond. B. C. McDonald (1968a) a justifié cette absence par un apport soutenu en eau douce provenant de la rivière Saint-François et de ses tributaires, ce qui aurait empêché une salinisation marquée des eaux submergeant la vallée. Plus récemment, N. R. Gadd (1983) a proposé la persistance d’un glacier stagnant à l’entrée de la vallée, à la fin de la déglaciation, empêchant ainsi les eaux marines et la faune associée de migrer plus en amont, du moins lors du niveau champlainien maximal. L’hypothèse de N. R. Gadd (1983) a cependant été contredite par les travaux de M. Parent et S. Occhietti (1988, 1999), qui ont montré l’existence d’un lac appelé lac Candona au fond de la vallée, à la fin de la déglaciation, tout juste avant la transgression champlainienne.

3Une hypothèse alternative pouvant expliquer l’absence de trace de transgression champlainienne en amont de Richmond, suppose que l’invasion de la vallée de la rivière Saint-François par des eaux marines fut bloquée par un barrage de matériaux glacigènes accumulés lors de la dernière glaciation. Ce barrage a pu ainsi endiguer, sur son côté amont, un plan d’eau douce alimenté par la proto-rivière Saint-François et ses affluents. L’endiguement d’un tel plan d’eau permettrait aussi d’expliquer la mise en place de rivages anciens dont les formes ont été relevées plus en amont dans la vallée. Ce scénario a déjà permis d’expliquer l’existence d’une trentaine de plans d’eau qui ont continué d’occuper plusieurs vallées de la région voisine du Haut Saint-François, après la vidange des lacs de barrage glaciaire (LaRocque et al., 2003b). Pour être vérifiée, cette hypothèse nécessite d’abord de délimiter la limite marine dans la vallée de la rivière Saint-François, puis de délimiter la ligne de rivage des paléolacs. La distinction entre ces deux types de plan d’eau est fondée sur l’existence ou non d’un exutoire le long du paléorivage. En effet, dans le cas d’un paléolac, l’exutoire contrôle la hauteur du niveau du plan d’eau. Dans le cas de la Mer de Champlain, le paléorivage devait être exempt d’exutoire, car il devait être continu et raccordé aux formes littorales marines déjà relevées sur le flanc méridional de la vallée du fleuve Saint-Laurent. De plus, au contraire des études antérieures, il y a lieu de tenir compte du gauchissement glacio-isostatique de la ligne de paléorivage pour délimiter tout paléorivage à l’intérieur de la vallée de la rivière Saint-François.

Le cours moyen du Saint-François

4Dans notre étude, le Saint-François moyen correspond essentiellement à la portion du bassin de la rivière Saint-François comprise entre les villes de Richmond et de Lennoxville (fig. 1). Tributaire du fleuve Saint-Laurent, la rivière Saint-François coule vers le nord-est, après avoir pris sa source dans la région de l’Estrie, sur les terrains attenants à la frontière avec les États-Unis d’Amérique. Notre zone d’étude comprend aussi la dépression occupée par les rivières Saint-François, entre Lennoxville et East Angus, et Massawippi, ainsi que la cuvette du lac Massawippi. Les paléoformes littorales d’altitude proche de la limite champlainienne ont été identifiées dans toute la région d’étude.

5Le relief du Saint-François moyen fait partie de la Plate-forme appalachienne et plus spécifiquement du Bas-plateau appalachien (Dubois et Provencher, 1989). Il correspond à un plateau dont la surface un peu bosselée est légèrement inclinée vers le nord-ouest. Ce plateau est localement dominé par trois chaînons parallèles de collines, constitués essentiellement de roches métavolcaniques. Du nord-ouest vers le sud-est, ces chaînons comprennent (fig. 1) : les collines de Melbourne et de Richmond qui forment les premiers contreforts des Appalaches, au contact de la plaine du Saint-Laurent, les collines de Shipton qui se prolongent aux collines de Bonsecours et aux montagnes d’Orford, et la chaîne des collines de Hatley et d’Ascot ainsi que des monts Stoke. En coulant vers le nord-ouest, le tronçon médian de la rivière Saint-François recoupe perpendiculairement ces trois chaînons, s’encaissant d’une centaine de mètres dans autant de cluses marquées par un rétrécissement notable de la largeur de la vallée. De l’aval vers l’amont, ce sont les cluses de Trenholm, de Corris et de Lennoxville (fig. 1).

6Au cours du Quaternaire, la région fut englacée à plusieurs reprises (Occhietti, 1989). Cependant, tout comme pour bon nombre de régions maintes fois englacées, ce sont les traces de la dernière glaciation qui prédominent nettement dans le paysage. Celle-ci est dite du « Wisconsinien supérieur » et a pris fin vers 12 ka. D’après M. Parent et S. Occhietti (1988, 1999), la déglaciation de la vallée moyenne de la rivière Saint-François est à peine antérieure à la transgression champlainienne dans les Basses-Terres du Saint-Laurent. Elle fut d’abord marquée par le recul vers le nord-ouest d’une marge glaciaire appartenant à l’inlandsis laurentidien. Les étapes majeures du retrait glaciaire sont montrées par la mise en place de trois séries de moraines de retrait qui sont, de la plus ancienne à la plus récente, la Moraine de Cherry River - East Angus, la Moraine du mont Ham et la Moraine d’Ulverton - Tingwick (fig. 1). Au fur et à mesure du recul du front glaciaire, un lac de barrage glaciaire s’est graduellement étendu dans la vallée. Trois principaux niveaux glaciolacustres sont enregistrés dans la région. Le plus ancien et le plus élevé (235-270 m) appartient à la phase de Sherbrooke du lac proglaciaire Memphrémagog, dont l’extension maximale s’arrête à la Moraine du mont Ham. Par la suite, l’altitude du plan d’eau a baissé brusquement et un deuxième niveau (200-250 m) associé à un plan d’eau intermédiaire est apparu assez brièvement. Enfin, le dernier et le plus bas des niveaux glaciolacustres (190-230 m) appartient au lac proglaciaire Candona, un plan d’eau issu de la coalescence des eaux glaciolacustres submergeant la vallée de la rivière Saint-François avec celles inondant la vallée du fleuve Saint-Laurent, juste au sud de la bordure de l’inlandsis laurentidien. M. Parent et S. Occhietti (1988, 1999) ont établi que ce dernier lac a directement précédé la transgression champlainienne et que la transition fut marquée par une baisse soudaine et importante (environ 60 m de dénivellation) du niveau d’eau. Notre étude portera donc sur la délimitation du paléorivage associé à ce premier niveau marin, dont l’altitude enregistrée sur le versant appalachien varie entre 165 et 175 m (Parent et Occhietti, 1988, 1999).

Méthode de délimitation d’un paléorivage

7Dans les études antérieures, un paléorivage est identifié à partir de formes et de sédiments liés à un rivage ancien. En général, cette recherche commence par une interprétation de photographies aériennes et de cartes topographiques. Les formes ainsi localisées font ensuite l’objet d’une observation directe sur le terrain, comprenant notamment un examen en coupe des matériaux constituants, afin d’identifier formellement la forme ou le dépôt. D’autres formes et dépôts de paléorivage peuvent aussi être trouvés lors d’un levé sur le terrain, en parcourant des transects rectilignes. L’altitude des sites de paléoforme littorale est souvent reportée sur un graphique, afin de déterminer une éventuelle inclinaison du plan d’eau. Finalement, la limite de l’ancien rivage est tracée sur une carte, en tenant compte de la localisation géographique et topographique des formes et des dépôts, ce qui permet d’établir la configuration et la dimension de l’ancien plan d’eau. Cette méthode classique est généralement suffisante pour délimiter des rivages associés à d’anciennes étendues d’eau de grande taille et de longue durée, comme ce devrait être le cas pour la Mer de Champlain. Toutefois, dans la vallée de la rivière Saint-François, cette méthode n’a pas permis de tracer la limite champlainienne ni de localiser le paléodelta associé au niveau glaciomarin maximal.

8Dans notre étude, la limite marine est déterminée à partir d’une méthode adaptée de celle de A. LaRocque et al. (2003a) qui fut développée pour la reconstitution de plans d’eau de petite taille ou de durée éphémère. Elle a permis de reconstituer plus de 300 niveaux glaciolacustres, uniquement dans la portion supérieure du bassin de la rivière Saint-François, et de circonscrire une trentaine de lacs postglaciaires qui ont persisté après la vidange des lacs proglaciaires (LaRocque et al, 2003b). Dans cette méthode, le levé de terrain suit la position supposée du paléorivage, alors que la méthode classique utilise des transects rectilignes. Le repérage de la ligne de paléorivage se fait en fonction des courbes d’altitude, qui sont définies avec des paléoformes littorales successives, bien nettes et bien développées, ayant une altitude proche. Comme la région étudiée est assez vaste, le levé de terrain s’est concentré sur la fourchette d’altitude de la limite marine établie à la hauteur de la vallée moyenne du Saint-François, soit entre 165 et 175 m (Parent et Occhietti, 1988). Nous avons suivi cette limite marine d’abord sur le versant de la plaine du Saint-Laurent, puis en remontant la vallée de la rivière Saint-François. Au cours du levé, des mesures d’altitude furent prises, là où il a été possible d’utiliser un altimètre. Ailleurs, l’altitude des formes fut estimée à partir de la valeur des isolignes lues sur les cartes topographiques à 1/10 000 ou à 1/20 000. Les tableaux 1 à 4 donnent la liste des principales paléoformes littorales recensées ainsi que leur altitude actuelle.

9Les nombreuses formes littorales identifiées sur le terrain, en position perchée sur les versants de la plaine du Saint-Laurent et de la vallée de la rivière Saint-François, se regroupent en trois grands ensembles : des paléodeltas issus de l’accumulation de débris transportés par des cours d’eau et déposés au contact d’une masse d’eau calme, des paléofalaises et des paléoplatiers autrefois ciselés par les vagues, surtout au cours des périodes de tempête, et des paléoplages qui sont constituées de débris surtout sableux, parfois graveleux et même caillouteux, autrefois accumulés le long du rivage, à la faveur des courants de dérive.

10Les paléodeltas fluviatiles possèdent souvent une surface sommitale assez plane et quasi horizontale, souvent interrompue par un escarpement à pente forte sur le versant vers l’aval (photo 1). En général, ce sont les paléoformes littorales les mieux développées, bien que leur taille dépende de l’importance du cours d’eau. En coupe, le matériel est plutôt sableux et bien trié. La partie sommitale du delta (topsets) contient aussi des graviers et des galets arrondis, exhibant des stratifications entrecroisées et lenticulaires, mises en place dans des chenaux en tresse. Dans la plupart des coupes, elle recouvre directement des strates obliques à faible pendage (foresets), composées d’un sable moyen mieux trié. La partie basale du delta (bottomsets) possède une granulométrie encore plus fine, avec une teneur élevée en silt. Par ailleurs, aucune déformation glaciotectonique n’a été observée dans toutes les nombreuses coupes examinées.

Photo 1 – Paléodelta du ruisseau Maheu (site 40), entre Windsor et Bromptonville.
Photo 1 – Fluvial paleo-delta of the Maheu Brook (site 40) between Windsor and Bromptonville.

Photo 1 – Paléodelta du ruisseau Maheu (site 40), entre Windsor et Bromptonville.Photo 1 – Fluvial paleo-delta of the Maheu Brook (site 40) between Windsor and Bromptonville.

11Les anciennes formes littorales d’érosion sont surtout représentées par des falaises mortes et des platiers surélevés. Les falaises mortes sont reconnaissables à leur talus escarpé, généralement de faible hauteur. Ces talus dominent toujours des surfaces d’abrasion littorale, résultant du recul de falaise et qui sont interprétées ici comme étant un ancien platier. Les paléofalaises et les paléoplatiers sont le plus souvent creusés au détriment du till de fond, laissant parfois apparaître le substratum rocheux. À plusieurs endroits, la surface des anciens platiers est couverte de blocs de facture glaciaire, provenant d’un délavage du matériel en place ou d’un transport glaciel. Il n’est pas rare aussi d’identifier des séries de falaises mortes et de platiers surélevés sur le flanc d’un paléodelta mis en place lors d’anciens niveaux glaciolacustres plus élevés, comme celui situé au sud-est du village d’Ayer’s Cliff (photo 2). Par contre, les anciennes formes d’érosion littorale entièrement creusées dans un substratum rocheux sont plus rares.

Photo 2 – Série étagée de microfalaises mortes et de paléoplatiers (site 63), développée sur le flanc d’un paléodelta proglaciaire de la rivière Niger, au sud-est d’Ayer’s Cliff.
Photo 2 – Series of abandoned microcliffs and shoreline platforms (site 63), steeped on the front slope of the former Niger River proglacial delta, southeast from Ayer’s Cliff.

Photo 2 – Série étagée de microfalaises mortes et de paléoplatiers (site 63), développée sur le flanc d’un paléodelta proglaciaire de la rivière Niger, au sud-est d’Ayer’s Cliff.Photo 2 – Series of abandoned microcliffs and shoreline platforms (site 63), steeped on the front slope of the former Niger River proglacial delta, southeast from Ayer’s Cliff.

12Dans la région étudiée, les paléoplages sont plutôt petites, peu nombreuses et peu épaisses, sauf sur le versant appalachien de la plaine du Saint-Laurent. Elles occupent généralement d’anciens rentrants, là où le versant est en pente douce (inférieure à 2°). D’une épaisseur de l’ordre du mètre et souvent moins, le matériel de plage consiste en du sable assez bien trié et des gravillons, avec parfois des galets plats inclinés dans le sens de la pente, probablement déposés à cet endroit par des icebergs. Sur le terrain, les paléoplages sont d’abord identifiées en profil par de faibles changements dans la pente de surface, sous forme d’une étroite terrasse sableuse. Elles apparaissent très rarement comme une levée. Certaines d’entre elles ressortent sur les photographies aériennes, grâce à leur meilleur drainage.

13Les formes littorales bien développées sont relevées surtout sur le versant méridional de la plaine du Saint-Laurent. En revanche, la plupart des formes sont moins nettes et plus petites dans la vallée de la rivière Saint-François. C’est le cas des accumulations littorales sableuses qui sont bien souvent trop peu développées pour être qualifiées de plages. Le levé en suivant la position présumée du paléorivage a permis de localiser plusieurs de ces plages et même des formes littorales bien développées, mais masquées par un couvert forestier trop dense pour permettre leur observation directe à partir de photographies aériennes ou d’un levé de terrain en suivant seulement des transects. Ainsi, par rapport aux études précédentes, un plus grand nombre de formes littorales a pu être identifié (tab. 1 à 4).

Tableau 1 – Principales paléoformes littorales associées à la limite maximale de la Mer de Champlain.
Table 1 – Main former shoreline features related to the maximum limit of the Champlain Sea.

Tableau 1 – Principales paléoformes littorales associées à la limite maximale de la Mer de Champlain. Table 1 – Main former shoreline features related to the maximum limit of the Champlain Sea.

Délimitation de la limite de la Mer de Champlain

14À partir des paléoformes littorales déjà relevées (Parent et Occhietti, 1988), le tracé supposé du paléorivage associé au niveau marin maximal a pu être suivi facilement le long du versant appalachien de la plaine du Saint-Laurent (fig. 2). Ce levé a permis de localiser plusieurs autres formes littorales bien nettes, aux positions intermédiaires (tab. 1), surtout des paléodeltas édifiés à l’embouchure des principaux cours d’eau. Dans la vallée de la rivière Saint-François, la limite marine a ainsi pu être tracée à partir de 27 formes (17 paléodeltas, 9 paléofalaises et une paléoplage), alors que M. Parent et S. Occhietti (1988, 1999) n’avaient utilisé qu’une seule plage et qu’une seule falaise. Notre reconstitution a aussi permis de prolonger la limite du plan d’eau marin dans la vallée de la rivière Saint-François, jusqu’à environ 5 km au sud-est de Richmond, ainsi que dans la vallée de la rivière au Saumon, jusqu’au village de Kingsbury, là où furent trouvés plusieurs deltas bien développés (sites 24, 25 et 26 : fig. 2 et tab. 1). L’altitude de la surface sommitale de ces deltas correspond d’ailleurs aux isobases de la limite marine déjà tracée (Parent et Occhietti, 1988). La configuration du plan d’eau champlainien définit donc une baie qui est appelée ici « baie de Richmond ». Elle met aussi en lumière l’existence de trois passages étroits désignés ici comme étant le détroit de Gore, celui de Narrows et celui de Saint-Cyr. Ces détroits ont certainement permis la communication entre les eaux marines de la plaine du Saint-Laurent et la baie de Richmond, puisque des paléoformes littorales, surtout d’anciens deltas, ont été trouvées à une altitude correspondant à celle du niveau marin maximal.

Fig. 2 — Limite du niveau maximal de la mer de Champlain.
Fig 2 — The maximum level of the Champlain Sea.

Fig. 2 — Limite du niveau maximal de la mer de Champlain. Fig 2 — The maximum level of the Champlain Sea.

1 : plan d’eau marin; 2 delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : plage ; 5 : isobare du plan d’eau (m) ; 6 : numéro de site (voir tab.1).
1 : marine water body ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or beach ; 4 :beach ; 5 : isobasse of the  water body (m ASL) ; 6 : site number (see table 1).

15En se fondant sur l’altitude des paléoformes littorales, la Mer de Champlain ne semble pas avoir pénétré dans la vallée de la rivière Saint-François en amont de la cluse de Corris (fig. 2), même si de nombreuses formes littorales, perchées à des altitudes comprises entre 165 et 175 m, furent relevées au sud-est de cette cluse. La discontinuité entre les formes littorales marines et les autres situées plus au sud-est apparaît clairement sur le graphique montrant la variation de l’altitude des formes littorales en fonction de leur distance par rapport à la plaine du Saint-Laurent (fig. 3). Sur ce graphique, les paléoformes associées au niveau marin maximal sont alignées sur une courbe asymptotique décroissante qui occupe la portion gauche du graphique (correspondant à des localités situées dans la partie aval de la vallée). Par contre, toutes les autres paléoformes littorales sont alignées sur trois autres courbes asymptotiques décroissantes distinctes, dont les points se situent entre une dizaine et une trentaine de mètres au-dessus du niveau supposé de la Mer de Champlain et correspondent à des localités situées dans la partie à l’amont de la vallée. Étant donné que la courbe de la figure 3 correspondant aux localités situées en aval de la vallée est celle du niveau maximal de la Mer de Champlain, les trois autres courbes du graphique de la figure 3 doivent correspondre à autant de plans d’eau distincts de la Mer de Champlain. Ces plans d’eau sont des lacs, puisque pour chaque courbe, la forme plus à l’aval qui a été utilisée dans la construction de la courbe a pu être identifiée lors du levé de terrain comme étant l’exutoire du lac. De plus, le tracé des paléorivages a permis de délimiter trois plans d’eau fermés. Nous les avons nommés dans un ordre croissant d’altitude : les paléolacs Greenlay, Bromptonville et Capelton. Comme pour celles du niveau de la Mer de Champlain, les courbes de la figure 3 sont des asymptotes décroissantes à cause de la diminution de l’altitude des formes de chaque paléorivage en direction de l’amont de la vallée (sud-est). Ceci résulte probablement du gauchissement lié au relèvement différentiel du terrain, après la déglaciation de la région. Celui-ci a déjà été enregistré dans le cas de lacs proglaciaires plus anciens reconstitués dans le Saint-François moyen (McDonald, 1968a ; Parent et Occhietti, 1999). Pour la courbe de la figure 3 correspondant à la Mer de Champlain, le gradient a été évalué à 75 cm/km.

Fig. 3 – Inclinaison de la surface des paléoplans d’eau reconstitués dans le Saint-François moyen.
Fig. 3 – Altitude gradient of the former water bodies reconstructed in the middle St. François River valley.

Fig. 3 – Inclinaison de la surface des paléoplans d’eau reconstitués dans le Saint-François moyen. Fig. 3 – Altitude gradient of the former water bodies reconstructed in the middle St. François River valley.

1 : delta ; 2 : falaise et/ou platier ; 3 : plage ; 4 ;: exutoire lacustre ; 5 : chenal de drainage.
1 : delta ; 2 : cliff and/or bench ; 3 : beach ; 4 : lake outlet ; 5 : drainage channel.

Délimitation des paléolacs du cours du Saint-François moyen

Paléolac Greenlay

16À partir de l’altitude des formes littorales relevées sur les versants de la vallée de la rivière Saint-François, entre la cluse de Corris et Bromptonville (tab. 2), nous avons délimité un plan d’eau allongé d’une vingtaine de kilomètres de longueur, dont le niveau à son extrêmité nord-ouest est situé à moins d’une dizaine de mètres au-dessus de la limite marine (fig. 4). Sur le graphique de l’altitude en fonction de la distance (fig. 3), les paléoformes du lac Greenlay sont alignées suivant une courbe dont l’inclinaison est de l’ordre de 45 cm/km en direction du sud-est. En plus de la mise en place de formes littorales, l’endiguement de ce lac a notamment favorisé l’aplanissement du sommet de plusieurs segments de l’esker qui suit le fond de la vallée, entre Windsor et Bromptonville.

Tableau 2 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-170 m du lac Greenlay.
Table 2 – Main former shoreline features related to the water level of 160-170 m of Lake Greenlay.

Tableau 2 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-170 m du lac Greenlay. Table 2 – Main former shoreline features related to the water level of 160-170 m of Lake Greenlay.

Fig. 4 – Limite du paléorivage du lac Greenlay.
Fig. 4 – The former shoreline of Lake Greenlay.

Fig. 4 – Limite du paléorivage du lac Greenlay. Fig. 4 – The former shoreline of Lake Greenlay.

1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : exutoire lacustre ; 5 : isobase du lac (m) ; 6 : numéro de site (voir tab. 2).
1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : lake outlet ; 5 : isobase of the lake (m asl.) ; 6 : site number (see Table 2).

17L’exutoire du paléolac Greenlay était situé sur le côté sud-ouest de la vallée de la rivière Saint-François (site 35 : fig. 4, tab. 2 et photo 3). Il prend la forme d’un chenal abandonné, incisé à partir d’un col juché sur la ligne d’interfluve et dont l’altitude s’aligne sur la ligne de paléorivage. Ce critère d’altitude permet d’ailleurs de rejeter l’hypothèse qu’un autre col moins élevé (altitude voisine de 165 m), situé sur le flanc nord-est de la cluse de Corris, ait jadis servi au drainage du niveau maximal du lac Greenlay. Après un abaissement d’un peu moins d’une dizaine de mètres, le paléochenal aboutit ensuite à un vaste delta édifié dans le fond de la vallée occupée par la rivière au Saumon, près de Kingsbury (site 24 : fig. 2 et tab. 1). L’altitude de la surface du paléodelta est d’ailleurs corrélée avec la limite marine, ce qui permet d’associer son édification à la trangression champlainienne. La mise en place de cette série de formes associées au drainage du lac Greenlay permet d’expliquer l’absence d’un paléodelta de même altitude que la limite marine, à l’intérieur même de la vallée de la rivière Saint-François, parce que cette vallée devait être obstruée au nord-ouest de l’exutoire.

Photo 3 – Vallée sèche ayant servi d’exutoire au lac Greenlay (site 35), sur le versant sud-est de la vallée de la rivière Saint-François, entre Melbourne et Greenlay.
Photo 3 – Dry valley which was used as Lake Greenlay outlet (site 35), over the Southeast side of the Saint-François River valley, between Melbourne and Greenlay.

Photo 3 – Vallée sèche ayant servi d’exutoire au lac Greenlay (site 35), sur le versant sud-est de la vallée de la rivière Saint-François, entre Melbourne et Greenlay.Photo 3 – Dry valley which was used as Lake Greenlay outlet (site 35), over the Southeast side of the Saint-François River valley, between Melbourne and Greenlay.

Paléolac Bromptonville

18À partir de Bromptonville, le niveau du plan d’eau associé au paléolac Greenlay n’est pas en continuité avec l’altitude des paléoformes littorales cartographiées plus en amont. De ce fait, au sud de cette ville, les formes littorales perchées sur les versants définissent le lac Bromptonville, dont l’altitude est supérieure d’environ 5 m à celui du lac Greenlay. Le lac est long d’un peu plus de 7 km (fig. 5). Son niveau est à une altitude variant entre 160 et 165 m (tab. 3), avec une inclinaison du plan d’eau de l’ordre de 40 cm/km (fig. 3). L’étendue du lac Bromptonville devait s’arrêter juste au nord de la ville de Sherbrooke, là où des dépôts deltaïques apparaissent des deux côtés de la vallée de la rivière Saint-François (site 46 : fig. 5 et tab. 3). Les imbrications de galets ainsi que les stratifications obliques indiquent un écoulement vers le nord-ouest, soit dans le même sens que celui du cours d’eau actuel. Ces deux sites suggèrent l’existence d’un paléodelta édifié dans le fond de la vallée par un cours d’eau se jetant directement dans le lac Bromptonville, juste au nord de la ville de Sherbrooke.

Fig. 5 – Limite du paléorivage du lac Bromptonville.
Fig. 5 – The former shoreline of Lake Bromptonville.

Fig. 5 – Limite du paléorivage du lac Bromptonville. Fig. 5 – The former shoreline of Lake Bromptonville.

1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : plage ; 5 : exutoire lacustre ; 6 : crête d’esker ; 7 : isobase du lac (m) ; 8 : numéro de site (voir tab. 3).
1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : beach ; 5 : lake outlet ; 6 : esker ridge ; 7 : isobase of lake (m asl.) ; 8 : site number (see table 3).

Tableau 3 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-165 m du lac Bromptonville.
Table 3 –  Main former shoreline features related to the water level of 160-165 m of Lake Bromptonville.

Tableau 3 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-165 m du lac Bromptonville. Table 3 –  Main former shoreline features related to the water level of 160-165 m of Lake Bromptonville.

19L’exutoire du lac Bromptonville devait se situer au-dessus de la crête de l’esker qui traverse la vallée de la rivière Saint-François, entre la vallée du ruisseau Key et la ville de Bromptonville (fig. 5). Cette interprétation est d’abord fondée sur l’absence, au nord-ouest de cet esker, de formes littorales ayant une altitude se raccordant avec le plan d’eau du lac Bromptonville. De plus, des chenaux abandonnés recouvrent la surface aplanie de l’esker, juste au nord-ouest de la ville de Bromptonville (photo 4). Ces anciens chenaux furent mis en place par un courant orienté dans le même sens que le cours d’eau actuel et dans le sens opposé à celui des courants associés à la mise en place de l’esker. Le sommet aplani de l’esker est actuellement à une altitude de 155 m, soit une trentaine de mètres au-dessus du niveau actuel de la rivière. Toutefois, cette altitude devait correspondre à un niveau inférieur du lac Bromptonville, puisque des formes littorales situées à l’est de l’esker (sites 45, 50 et 51 : fig. 5 et tab. 3) ont une altitude proche de 165 m, soit l’altitude maximale atteinte par le plan d’eau.

Photo 4 – Méandres abandonnés sur le sommet aplani d’un esker, près de Bromptonville.
Photo 4 – Oxbows on the flat top of an esker, near Bromptonville.

Photo 4 – Méandres abandonnés sur le sommet aplani d’un esker, près de Bromptonville.Photo 4 – Oxbows on the flat top of an esker, near Bromptonville.

Paléolac Capelton

20D’autres indices d’une submersion de la vallée de la rivière Saint-François, à une altitude proche de la limite marine, existent en amont du lac Bromptonville. Certains ont déjà été signalés dans des travaux antérieurs, en particulier des replats sur le versant oriental de la vallée de la rivière Saint-François, à Sherbrooke (Cousineau, 1951) et une série étagée de microfalaises mortes et de platiers perchés sur le flanc d’un paléodelta proglaciaire de la rivière Niger (Boissonnault et Gwyn, 1983), au sud-est du village d’Ayer’s Cliff (photo 2). En utilisant ces formes, nous avons suivi le tracé probable du paléorivage, ce qui a permis de cartographier plusieurs paléoformes littorales additionnelles et de délimiter un plan d’eau submergeant le talweg de la vallée de la rivière Saint-François, entre Sherbrooke et East Angus, et celui de la vallée de la rivière Massawippi et de la cuvette du lac Massawippi, jusqu’au-delà d’Ayer’s Cliff (fig. 6). Les formes littorales du lac Capelton sont actuellement perchées à une altitude qui varie entre 178 m au nord et 172 m au sud (tab. 4). La distribution des formes littorales montre que le paléorivage est actuellement incliné vers le sud-est, suivant un taux d’environ 45 cm/km (fig. 3).

Fig. 6 – Limite du paléorivage du lac Capelton.
Fig. 6 – The former shoreline of Lake Capelton.

Fig. 6 – Limite du paléorivage du lac Capelton. Fig. 6 – The former shoreline of Lake Capelton.

1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : exutoire lacustre ; 5 : isobase du lac (m) ; 6 : numéro de site (voir tab. 4).
1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : lake outlet ; 5 : isobase of the lake (m asl.) ; 6 : site number (see Table 4).

Tableau 4 –  Principales paléoformes littorales associées au niveau de 170-180 m du lac Capelton.
Table 4 – Main former shoreline features related to the water level of 170-180 m of Lake Capelton.

Tableau 4 –  Principales paléoformes littorales associées au niveau de 170-180 m du lac Capelton. Table 4 – Main former shoreline features related to the water level of 170-180 m of Lake Capelton.

21L’extension du lac résiduel Capelton s’arrêtait juste au nord de la ville de Sherbrooke. La forme trouvée plus en aval correspond à un replat incisé sur le versant sud-ouest de la vallée, à une altitude d’environ 178 m (site 52 : fig. 6 et tab. 4), soit à environ 35 m au-dessus du niveau actuel de la rivière Saint-François. Les imbrications de galets mesurées en coupe ainsi que les stratifications internes sont associées à un écoulement d’eau vers le nord-ouest, dans le même sens que le cours actuel de la rivière Saint-François. La présence de ces alluvions suggère qu’un cours d’eau coulait jadis à une hauteur d’environ 15 m au-dessus du niveau maximal du paléolac Bromptonville, situé seulement à quelques kilomètres plus au nord-ouest. La terrasse fluviatile perchée appartient probablement à l’émissaire ayant servi à évacuer le surplus d’eau du paléolac Capelton.

Discussion

22Dans la vallée moyenne de la rivière Saint-François, M. Parent et S. Occhietti (1988, 1999) ont cartographié la limite champlainienne en utilisant un petit nombre de formes. Ils ont reconnu que le niveau maximal de la Mer de Champlain y avait varié de 165 à 175 m. Avec notre approche, nous avons pu prolonger le tracé de la limite marine dans la cuvette de Richmond et dans la vallée inférieure de la rivière Saumon. De plus, nous avons pu mieux définir la configuration des détroits reliant la Mer de Champlain avec la baie de Richmond (fig. 2). En revanche, notre étude montre que la Mer de Champlain ne s’est pas étendue dans la vallée de la rivière St-François au-delà de la cluse de Corris, soit sous forme d’un estuaire, soit durant les pleines mers de vive eau, parce que les paléoformes littorales relevées plus en amont appartiennent à des plans d’eau distincts. En effet, sur la figure 3, l’altitude des formes littorales s’aligne le long de trois courbes asymptotiques différentes de la courbe correspondant aux paléoformes associées à la limite marine. Ces paléorivages sont associés à des niveaux lacustres puisque, pour chacun d’eux, un exutoire a été retrouvé lors du levé de terrain et que leur tracé cartographique délimite un plan d’eau fermé, sans raccordement directe à la limite marine tracée sur le versant méridional de la plaine du Saint-Laurent. L’identification d’un exutoire associé à chaque lac permet aussi d’écarter l’hypothèse d’une déformation néotectonique d’un même et unique paléorivage, à la suite d’un relèvement différentiel postglaciaire de la croûte terrestre, comme l’avait déjà proposé R. Chalmers (1898) pour expliquer les discontinuités d’altitude entre des paléoformes littorales observées dans le reste des Appalaches du Québec méridional à des altitudes plus élevées que celles étudiées. Ces discontinuités ont plus tard été expliquées par l’endiguement de plusieurs niveaux de lacs de barrage glaciaire, ayant chacun un exutoire différent, au fur et à mesure des étapes de la déglaciation (Boissonnault et Gwyn, 1983 ; LaRocque et al., 2003a,b).

23Sur la figure 3, certaines paléoformes correspondant à la limite marine ont des altitudes proches ou même supérieures à celles correspondant aux lacs, alors qu’elles sont situées davantage vers l’aval de la vallée. Ceci peut s’expliquer par un gauchissement postérieur des paléorivages qui fut probablement provoqué par un relèvement différentiel du terrain. Les mêmes observations ont été faites pour des lacs proglaciaires qui ont occupé la région, un peu avant la Mer de Champlain, comme le lac proglaciaire Memphrémagog (McDonald, 1968a ; Parent et Occhietti, 1999) et le lac proglaciaire Candona (Parent et Occhietti, 1999). Elles ont aussi été enregistrées pour les lacs proglaciaires reconstitués dans la région voisine du Haut Saint-François (LaRocque et al., 2003a), même si les gradients y sont souvent plus faibles.

24Les lacs reconstitués sont contemporains du niveau marin maximal enregistré sur le versant appalachien de la Mer de Champlain. En effet, les lacs barrés dans la vallée moyenne de la rivière Saint-François furent drainés vers le nord-ouest, en se déversant l’un dans l’autre, avant que les eaux n’aboutissent finalement dans la Mer de Champlain. En plus des écarts d’altitude entre les paléoformes des plans d’eau, cette interprétation est fondée sur la distribution géographique des formes juxtaglaciaires (chenaux et deltas) qui montre une mise en place de deltas à la sortie des chenaux autrefois alimentés par un exutoire. Ainsi, le drainage du lac Greenlay dans la Mer de Champlain est attesté par un delta accumulé dans la vallée de la rivière au Saumon, près de Kingsbury (site 24 : fig. 2 et tab. 1). Par ailleurs, M. Parent et S. Occhietti (1999) ont établi que les débuts de la transgression champlainienne succédèrent directement à la vidange du lac proglaciaire Candona, considéré comme le dernier lac proglaciaire ayant occupé la vallée moyenne de la rivière Saint-François, à la fin de la dernière glaciation. D’après eux, le niveau de ce lac aurait atteint une altitude d’environ 195 m à Sherbrooke et de 230 m à Richmond. Or, aucune paléoforme littorale ne fut identifiée sur les versants de la vallée moyenne de la rivière Saint-François, à une altitude intermédiaire entre ce plan d’eau proglaciaire et les plans d’eau reconstitués dans notre étude. Ceci implique que l’individualisation des lacs reconstitués dans notre étude s’est faite dès la vidange des lacs proglaciaires, au début de la submersion champlainienne des Basses-Terres du Saint-Laurent. Les trois lacs reconstitués sont donc des vestiges de plans d’eau proglaciaires parce qu’ils sont postérieurs à la déglaciation et contemporains du niveau champlainien maximal.

25Le barrage qui a empêché la transgression marine à l’intérieur de la vallée moyenne de la rivière Saint-François, au sud-est de la cluse de Corris, devait être constitué de sédiments accumulés par un esker, à la fin de la dernière glaciation. En effet, dans le fond de la vallée, on trouve souvent des alluvions glacio-fluviatiles (McDonald, 1966, 1967, 1968b), mises en place par un esker qui aboutit à des épandages subaquatiques (Banerjee et McDonald, 1975). La crête de cet esker est encore bien visible entre Windsor et Bromptonville. À ce dernier endroit, le sommet de l’esker a été aplani par un cours d’eau issu du drainage du paléolac Bromptonville, comme l’attestent les anciens chenaux fluviatiles identifiés à sa surface (photo 4). Cet esker aboutissait également jusqu’au delta juxtaglaciaire particulièrement bien développé, tout juste au nord de Sherbrooke (photo 5). De taille imposante, cette butte à sommet plat fut édifiée à la bordure de l’inlandsis laurentidien, lors de la mise en place de la Moraine de Cherry River - East Angus (fig. 7). Ce sont les dépôts de ce paléodelta juxtaglaciaire qui ont bouché la vallée de la rivière Saint-François, au nord de Sherbrooke, et ainsi contrôlé le niveau d’eau du lac Capelton. Quant au barrage du lac Greenlay, il devait lui aussi être constitué de matériaux abandonnés par l’esker dans le fond de la vallée. D’ailleurs, des restes d’un large paléodelta juxtaglaciaire sont relevés sur le flanc sud de la vallée, entre Richmond et Windsor (McDonald, 1966 ; Parent 1987). La position du paléodelta correspond sensiblement au tracé suivi par le front glaciaire, lors de la mise en place de la Moraine du mont Ham (fig. 7). Les dépôts de ce paléodelta juxtaglaciaire ont, tout comme au nord de Sherbrooke, bouché le fond de la vallée après la déglaciation, forçant ainsi l’endiguement d’un lac. Les restes de ce barrage sont rares dans le fond de la vallée, parce que les dépôts constituants furent évacués presque complètement avec l’encaissement de la proto-rivière Saint-François dans son nouveau lit. Ce scénario est d’ailleurs fondé sur la présence de plusieurs terrasses fluviatiles perchées sur les deux versants de la vallée, à la hauteur de la cluse de Corris.

Photo 5 -– Coupe dans le paléodelta juxtaglaciaire de Fleurimont, juste au nord de Sherbrooke.
Photo 5 – Section in the former ice-contact delta in Fleurimont, just north from Sherbrooke.

Photo 5 -– Coupe dans le paléodelta juxtaglaciaire de Fleurimont, juste au nord de Sherbrooke.Photo 5 – Section in the former ice-contact delta in Fleurimont, just north from Sherbrooke.

Fig. 7 – Reconstitution des plans d’eau du Saint-François moyen, lors du niveau maximal de la Mer de Champlain.
Fig. 7 – Reconstruction of the water bodies in the middle St. François River valley, during the highest level of the Champlain Sea.

Fig. 7 – Reconstitution des plans d’eau du Saint-François moyen, lors du niveau maximal de la Mer de Champlain. Fig. 7 – Reconstruction of the water bodies in the middle St. François River valley, during the highest level of the Champlain Sea.

1 : plan d’eau glaciomarin ; 2 : plan d’eau lacustre ; 3 : principale position frontale du dernier retrait glaciaire (modifiée de Parent et Occhietti, 1999).
1 : glaciomarine water body ; 2 : lacustrine water body ; 3 : main position of the ice front, during the last ice retreat (adapted from Parent and Occhietti, 1999).

26Par ailleurs, il est fort peu probable que le paléolac Greenlay ait été barré par de la glace. En effet, bien que N. R. Gadd (1983) ait déjà supposé la persistance d’un glacier stagnant dans la vallée moyenne de la rivière Saint-François à la fin de la déglaciation, il n’existe aucun indice formel de la présence d’un glacier, au moment de l’endiguement du lac Greenlay. Ainsi, bien que l’exutoire de ce lac soit incisé sur une ligne d’interfluve, comme pour les lacs de barrage glaciaire (LaRocque et al., 2003a,b), aucune forme juxtaglaciaire ou fluvioglaciaire n’est identifiée le long de son paléorivage, ce qui permet de supposer l’absence d’un contact direct du lac avec un glacier ou bien son alimentation même partielle par de l’eau de fonte glaciaire. De plus, la reconstitution de M. Parent et S. Occhietti (1999) montre que la bordure de l’inlandsis laurentidien était probablement située à une vingtaine de kilomètres au nord de la cluse de Corris, lors de l’extension maximale du lac proglaciaire Candona, soit avant les débuts de la transgression champlainienne. Enfin, il est fort peu probable qu’un culot de glace stagnante ait pu endiguer le lac Greenlay. En effet, pour retenir un plan d’eau, la glace doit être assez étanche pour empêcher toute fuite d’eau importante afin de maintenir le niveau d’eau à la hauteur du col utilisé comme exutoire du lac. Selon I. Lundqvist (1972), une telle étanchéité existe uniquement quand la glace possède une pression hydrostatique suffisamment forte pour contrebalancer celle de l’eau du lac. Or, une telle pression est quasi inexistante dans une glace stagnante.

Conclusion

27La délimitation des paléorivages, à partir des anciennes formes littorales perchées sur les versants de la vallée moyenne de la rivière Saint-François, suggère que le fond de la vallée fut occupée par une chaîne de lacs résiduels, au lieu d’être submergée par les eaux de la Mer de Champlain. Reconstitués à des altitudes légèrement supérieures à celle de la limite marine, ces lacs seraient, par ordre croissant d’altitude : 1) le lac Greenlay, 2) le lac Bromptonville, et 3) le lac Capelton. L’existence de ces lacs est suggérée par l’altitude des paléoformes littorales qui s’alignent en suivant trois courbes distinctes de celle du niveau champlainien, dont la limite a été redéfinie dans la région de Richmond. De plus, sur chacun des paléorivages lacustres, on a identifié un exutoire actuellement perché au-dessus du lit actuel de la rivière Saint-François. De même, la délimitation de chaque lac a permis de localiser la position du barrage constitué de matériaux glacigènes. C’est d’ailleurs le barrage du lac Greenlay, situé à la hauteur de la cluse de Corris, qui a empêché les eaux de la Mer de Champlain de progresser plus au sud-est, à l’intérieur de la vallée de la rivière Saint-François. Postérieure aux lacs de barrage glaciaire qui submergèrent la même vallée lors du dernier retrait glaciaire, cette chaîne de lacs était contemporaine de la submersion champlainienne. Sa formation serait due au barrage des cours d’eau postglaciaires s’écoulant vers la Mer de Champlain par des matériaux glaciaires obstruant le fond de la vallée, qui était encombré par un système d’eskers et par d’importants deltas accumulés au contact d’anciens lacs proglaciaires.

28Notre reconstitution s’accorde avec celle déjà effectuée dans la région voisine du Haut Saint-François (LaRocque et al., 2003b). En effet, plusieurs plans d’eau non glaciaires ont persisté dans des dépressions inscrites dans certaines sections de vallée de cette région, après la vidange complète des lacs proglaciaires. Des trois lacs reconstitués dans cette étude, les paléolacs Greenlay et Bromptonville se sont vidés complètement, à la suite de l’incision de leur exutoire ou du comblement partiel de leur bassin, alors que dans le cas du lac Capelton, le niveau d’eau a baissé pour ne laisser que l’actuel lac Massawippi de plus faible étendue.

29Les résultats de notre recherche diffèrent de ceux des travaux antérieurs pour deux raisons principales. D’abord, les différents plans d’eau ont pu être reconstitués par la délimitation des paléorivages et par la localisation des exutoires, grâce à une méthode mieux adaptée. Ensuite, la plupart des autres travaux n’ont pas tenu compte de la remontée différentielle de la croûte terrestre par glacioisostasie qui a gauchi les paléorivages tardiglaciaires, après leur mise en place. Cette étude montre aussi que le raccordement de paléoformes littorales à un même niveau d’eau ne peut pas se faire uniquement à partir de la similitude d’altitude entre formes littorales, même si celles-ci sont bien développées, en particulier quand ces formes sont distantes les unes des autres. D’ailleurs, l’altitude des paléoformes prise comme unique critère pour la délimitation d’un paléorivage est insuffisante, surtout lorsque ce dernier a été plus tard déformé isostatiquement. C’est pourquoi il est nécessaire de suivre la limite présumée du paléorivage pour localiser des paléoformes intermédiaires qui, même si elles sont moins visibles, sont des indices de corrélation tout aussi valables.

30La méthode utilisée a permis de reconstituer le drainage de trois lacs dans la vallée moyenne du Saint-François et par là, a permis de déterminer qu’ils étaient contemporains de la transgression champlainienne. Cependant, cet âge relatif pourrait être confirmé par des datations. La méthode utilisée dans ce travail a aussi permis de déterminer l’origine lacustre ou marine des plans d’eau reconstitués. Mais, il pourrait être utile d’établir la nature de la paléofaune et de la paléoflore qui pourront être retrouvées dans la région d’étude, afin de savoir si elles appartiennent à des communautés halophiles ou halophobes. Dans les deux cas, il est nécessaire de disposer de sédiments organiques ou lacustres.

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Annexe

Abridged English Version

At the end of the last Quaternary glaciation, the Champlain Sea invaded the glacioisostatically depressed St. Lawrence Lowlands, in Northeast North America. Previous studies already showed that an arm of this open sea would have invaded the St. François River valley (fig. 1), which is a St. Lawrence River tributary located in southern Québec. The marine invasion may have extended into the valley at least 50 km southeast, as far as the town of Sherbrooke and even the Lake Massawippi basin. This hypothesis is mainly based on the existence of raised shoreline features, which were mapped at an elevation close to the estimated glaciomarine limit (between 165 and 175 masl.) (Parent and Occhietti, 1988, 1999). However, no marine fossil was observed in the shore deposits upstream from the town of Richmond. The lack of marine fossils was previously explained by a sustained inflow from the St. François River basin, which kept fresh water in the valley (McDonald, 1967), or by the presence of an remnant ice mass, which prevented the submergence of the valley by marine waters (Gadd, 1983). An alternative hypothesis could be the damming of residual postglacial lakes in the valley bottom by glacigenic materials, just after the last deglaciation. This hypothesis was already verified in the Upper St. François River basin (LaRocque et al. 2003b). Such a hypothesis must however be tested within the Middle St. François River valley. Such a study will then allow the determination of the marine limit within all the St. François River valley.

The study area, termed the Middle St. François River valley, is located between Richmond and East Angus, up to the Lake Massawippi basin (fig. 1). During Quaternary, this region was often glaciated (Occhietti, 1989) and the last deglaciation occurred about 12 ka. According to M. Parent and S. Occhietti (1988, 1999), the Laurentide Ice-Sheet margin retreated north-westwards during the last deglaciation and blocked the normal drainage in the valley by damming a large water body. Its last glaciolacustrine level is called Glacial Lake Candona, and just preceded the Champlain Sea invasion, both having an elevation difference of about 60 m.

For mapping the shoreline of the upper marine limit and of postglacial lakes, we used the method already developed by A. LaRocque et al. (2003a) for the reconstruction of small or short-lived water bodies in the Upper St. François River basin. The method differs than the previously-used methodologies by the type of field survey: it is done along the presumed position of the former shoreline instead of using random transects. This new type of field survey allowed finding additional former shoreline features in the study area, which include deltas, erosion features (cliffs or bluffs and benches) and beaches. For example, for the delineation of the marine limit in the study area, we used twenty-seven shoreline features (seventeen deltas, nine cliffs and one beach), whereas M. Parent and S. Occhietti (1988, 1999) only used one cliff and one beach. Our new methodology showed that the marine limit penetrated into the St. François River valley, up to 5 km southeast from Richmond by delineating an embayment (fig. 2). The embayment was connected to the sea through three narrows straits (Gore, Narrows and St-Cyr).

The equidistant diagram of the surveyed raised shorelines shows several elevation discontinuities between the mapped features, which were aligned along four distinct warped lines having a southeast inclination (fig. 3). The features related to the marine limit are aligned along the lowest left warped line. The three other lines are associated to successive high shorelines, which have a lacustrine origin. Indeed, for each of them, an outlet was identified during the field survey. The associated water bodies are called here: (1) Lake Greenlay, (2) Lake Bromptonville, and (3) Lake Capelton.

Lake Greenlay (fig. 4) was an elongated lake, having a water plane about 10 meters higher than the marine-limit isolines and decreasing south-eastwards with a gradient of about 45 cm/km. The lake outlet was located southwest of the St. François River valley and was connected to a fluvial channel, which built a large marine delta in the Saumon River valley, near Kingsbury. This last feature explained the absence of a large marine delta in the St. François River valley and suggested that this valley was blocked somewhere northwest from the lake outlet. Lake Bromptonville was dammed just south from Lake Greenlay (fig. 5). Its shoreline elevation declined south-eastwards with a gradient of 40 cm/km and was about 5 m higher than the one of Lake Greenlay. The lake outlet was located on the top of the esker ridge crossing the St. François River valley, just west from Bromptonville. A third residual lake called «Lake Capelton» submerged the St. François River valley, between Sherbrooke and East Angus, and the Massawippi River basin, up to the Tomifobia River (fig. 6). The lake is tilted south-eastwards with a gradient of about 45 cm/km and is 15 m higher than the highest level of Lake Bromptonville. The north-westernmost feature, which is considered as a part of the outlet, is a fluvial terrace cut at about 35 m above the present level of the St. François River.

This study reconstructed a series of residual lakes dammed in the middle portion of the St. François River valley and coeval with the highest water level of the Champlain Sea (fig. 7). This interpretation is confirmed by the geographical distribution of deltas and channels, showing that the lake drainage pattern was oriented north-westwards, until their overflowing waters reached the Champlain Sea. The lake reconstruction involves that a dam blocked the progression of the Champlain Sea 5 km southeast from Richmond. The dam was made of Late-Glacial sediments, which were mainly deposited under the form of an esker on the bottom of the St. François River valley. The results of this study are quite different from those of previous works, mainly because the water planes were reconstructed by using a well-adapted methodology and by considering the differential glacioisostatic uplift of the Earth crust, after the last glaciation.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – La vallée moyenne de la rivière Saint-François. Fig. 1 – The middle portion of the St. François River valley.
Légende 1 : limite glaciomarine (modifiée de Parent, 1987) ; 2 : lac actuel ; 3 : principale position frontale du dernier retrait glaciaire (modifiée de Parent et Occhietti, 1999) ; 4 : limite du bassin versant.1 : glaciomarine limit (adapted from Parent, 1987) ; 2 : present lake ; 3 : main position of the ice front, during the last ice retreat (adapted from Parent and Occhietti, 1999) ; 4 : limit of the watershed.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-1.png
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Titre Photo 1 – Paléodelta du ruisseau Maheu (site 40), entre Windsor et Bromptonville.Photo 1 – Fluvial paleo-delta of the Maheu Brook (site 40) between Windsor and Bromptonville.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-2.png
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Titre Photo 2 – Série étagée de microfalaises mortes et de paléoplatiers (site 63), développée sur le flanc d’un paléodelta proglaciaire de la rivière Niger, au sud-est d’Ayer’s Cliff.Photo 2 – Series of abandoned microcliffs and shoreline platforms (site 63), steeped on the front slope of the former Niger River proglacial delta, southeast from Ayer’s Cliff.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-3.png
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Titre Tableau 1 – Principales paléoformes littorales associées à la limite maximale de la Mer de Champlain. Table 1 – Main former shoreline features related to the maximum limit of the Champlain Sea.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-4.png
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Titre Fig. 2 — Limite du niveau maximal de la mer de Champlain. Fig 2 — The maximum level of the Champlain Sea.
Légende 1 : plan d’eau marin; 2 delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : plage ; 5 : isobare du plan d’eau (m) ; 6 : numéro de site (voir tab.1).1 : marine water body ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or beach ; 4 :beach ; 5 : isobasse of the  water body (m ASL) ; 6 : site number (see table 1).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-5.png
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Titre Fig. 3 – Inclinaison de la surface des paléoplans d’eau reconstitués dans le Saint-François moyen. Fig. 3 – Altitude gradient of the former water bodies reconstructed in the middle St. François River valley.
Légende 1 : delta ; 2 : falaise et/ou platier ; 3 : plage ; 4 ;: exutoire lacustre ; 5 : chenal de drainage.1 : delta ; 2 : cliff and/or bench ; 3 : beach ; 4 : lake outlet ; 5 : drainage channel.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-6.png
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Titre Tableau 2 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-170 m du lac Greenlay. Table 2 – Main former shoreline features related to the water level of 160-170 m of Lake Greenlay.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-7.png
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Titre Fig. 4 – Limite du paléorivage du lac Greenlay. Fig. 4 – The former shoreline of Lake Greenlay.
Légende 1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : exutoire lacustre ; 5 : isobase du lac (m) ; 6 : numéro de site (voir tab. 2).1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : lake outlet ; 5 : isobase of the lake (m asl.) ; 6 : site number (see Table 2).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-8.png
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Titre Photo 3 – Vallée sèche ayant servi d’exutoire au lac Greenlay (site 35), sur le versant sud-est de la vallée de la rivière Saint-François, entre Melbourne et Greenlay.Photo 3 – Dry valley which was used as Lake Greenlay outlet (site 35), over the Southeast side of the Saint-François River valley, between Melbourne and Greenlay.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-9.png
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Titre Fig. 5 – Limite du paléorivage du lac Bromptonville. Fig. 5 – The former shoreline of Lake Bromptonville.
Légende 1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : plage ; 5 : exutoire lacustre ; 6 : crête d’esker ; 7 : isobase du lac (m) ; 8 : numéro de site (voir tab. 3).1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : beach ; 5 : lake outlet ; 6 : esker ridge ; 7 : isobase of lake (m asl.) ; 8 : site number (see table 3).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-10.png
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Titre Tableau 3 – Principales paléoformes littorales associées au niveau de 160-165 m du lac Bromptonville. Table 3 –  Main former shoreline features related to the water level of 160-165 m of Lake Bromptonville.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-11.png
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Titre Photo 4 – Méandres abandonnés sur le sommet aplani d’un esker, près de Bromptonville.Photo 4 – Oxbows on the flat top of an esker, near Bromptonville.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-12.png
Fichier image/png, 362k
Titre Fig. 6 – Limite du paléorivage du lac Capelton. Fig. 6 – The former shoreline of Lake Capelton.
Légende 1 : lac ; 2 : delta ; 3 : falaise et/ou platier ; 4 : exutoire lacustre ; 5 : isobase du lac (m) ; 6 : numéro de site (voir tab. 4).1 : lake ; 2 : delta ; 3 : cliff and/or bench ; 4 : lake outlet ; 5 : isobase of the lake (m asl.) ; 6 : site number (see Table 4).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-13.png
Fichier image/png, 102k
Titre Tableau 4 –  Principales paléoformes littorales associées au niveau de 170-180 m du lac Capelton. Table 4 – Main former shoreline features related to the water level of 170-180 m of Lake Capelton.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-14.png
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Titre Photo 5 -– Coupe dans le paléodelta juxtaglaciaire de Fleurimont, juste au nord de Sherbrooke.Photo 5 – Section in the former ice-contact delta in Fleurimont, just north from Sherbrooke.
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-15.png
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Titre Fig. 7 – Reconstitution des plans d’eau du Saint-François moyen, lors du niveau maximal de la Mer de Champlain. Fig. 7 – Reconstruction of the water bodies in the middle St. François River valley, during the highest level of the Champlain Sea.
Légende 1 : plan d’eau glaciomarin ; 2 : plan d’eau lacustre ; 3 : principale position frontale du dernier retrait glaciaire (modifiée de Parent et Occhietti, 1999).1 : glaciomarine water body ; 2 : lacustrine water body ; 3 : main position of the ice front, during the last ice retreat (adapted from Parent and Occhietti, 1999).
URL http://journals.openedition.org/geomorphologie/docannexe/image/592/img-16.png
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Pour citer cet article

Référence papier

Armand LaRocque, Brigitte Leblon, Jean-Marie M. Dubois et Gérard LaRocque, « Délimitation de la limite marine tardiglaciaire dans la vallée de la rivière Saint-François, Québec méridional, Canada », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 11 - n° 4 | 2005, 311-326.

Référence électronique

Armand LaRocque, Brigitte Leblon, Jean-Marie M. Dubois et Gérard LaRocque, « Délimitation de la limite marine tardiglaciaire dans la vallée de la rivière Saint-François, Québec méridional, Canada », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 11 - n° 4 | 2005, mis en ligne le 01 janvier 2008, consulté le 16 décembre 2017. URL : http://journals.openedition.org/geomorphologie/592 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.592

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