Alexandre Normandeau
TRANSFERT SEDIMENTAIRE EXTRACOTIER RÉCENT VIA UN SYSTÈME CHENAL-LEVÉE AU
LARGE DE SEPT-ÎLES, EST DU QUÉBEC
Mémoire présenté à la Faculté des études supérieures et postdoctorales de l'Université Laval
dans le cadre du programme de maîtrise en sciences géographiques pour l'obtention du grade de maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)
DEPARTEMENT DE GEOGRAPHIE FACULTÉ DE FORESTERIE, DE GÉOGRAPHIE ET DE GÉOMATIQUE
UNIVERSITÉ LAVAL QUÉBEC
2011
Alexandre Normandeau, 2011
Résumé L'érosion côtière affecte actuellement plus de 50% des côtes de l'estuaire et du golfe du
Saint-Laurent. Dans ce contexte, il est important de comprendre le transfert sédimentaire
vers le milieu marin puisque les sédiments sont exportés du système littoral et contribuent
ainsi à la perte de sédiments sur la côte. L'objet de cette étude est donc de caractériser le
transfert sédimentaire le long de la baie de la Boule vers le milieu marin via un système
chenal-levée au large de la Pointe-aux-Basques (Sept-îles, Côte-Nord) afin de déterminer si
ce système contribue présentement à transférer des sédiments côtiers erodes vers le large.
Pour atteindre cet objectif, des données bathymétriques à haute résolution, de sonar à
balayage latéral, de profileur acoustique de sous-surface, de magnétomètre marin et LiDAR
ont été acquises dans la région de Sept-îles. De plus, huit carottes boîtes ont été prélevées
de la colonne sédimentaire à même le système chenal-levée afin d'analyser les propriétés
physiques et chimiques des sédiments ainsi que le profil de décroissance radioactive du 210Pb.
Les résultats de cette étude confirment que la région est affectée par une dynamique
sédimentaire côtière très active, où plus de 400 000 m3 de sédiments ont été transportés sur
la côte entre 2006 et 2008. En milieu marin peu profond, les données granulométriques
démontrent qu'un système de dunes prograde vers l'ouest. Ces dunes permettent de
transférer les sédiments vers la Pointe-aux-Basques où le rétrécissement du plateau côtier
engendre le débordement des sédiments et la formation de courants gravitaires. Ces
courants gravitaires sont à l'origine du système chenal-levée et sont visibles sous la forme
d'événements ponctuels dans les carottes de sédiments. Les données de sous-surface
suggèrent également l'activité récente du système par la morphologie et la stratigraphie des
chenaux. De plus, les analyses au 210Pb confirment que le système est présentement actif et
affecté par des événements de sédimentation rapides et ponctuels. Les données provenant
du magnétomètre marin et de la susceptibilité magnétique des carottes suggèrent quant à
elles que les sédiments proviennent bel et bien du littoral, contribuant ainsi dans une
certaine mesure, à une perte de sédiments sur la côte.
Ill
Abstract Coastal erosion currently affects more than 50% of the coastline of the Estuary and Gulf of
St. Lawrence. In this context, it is important to understand the transfer of eroded coastal
sediments to the marine environment and its contribution to the loss of sediments along the
coast. The aim of this study is to describe the sediment transfer along the baie de la Boule
to the marine environment through a channel-levee system offshore Pointe-aux-Basques
(Sept-îles, North Shore) and to determine whether this system currently contributes to the
offshore transfer of eroded coastal sediments. To reach this objective, high-resolution
bathymetry, sidescan sonar, subbottom profiler, marine magnetometer and LiDAR data
were acquired in the region of Sept-Des. In addition, eight cores were collected from box-
corers in the channel-levee system in order to analyze the physical and chemical properties
of sediments and the 2l0Pb profiles.
The results from this study confirm that the region is affected by an active transport of
coastal sediment, where more than 400 000 m of sediments were transported along the
coast between 2006 and 2008. In the shallow marine environment, grain-size data shows
that a system of shore-connected ridges prograde westward. These shore-connected ridges
transfer sediments to Pointe-aux-Basques, where the narrowing of the coastal shelf creates
an overflow of sediment and the formation of gravity currents. These gravity currents are
responsible for the construction of the channel-levee system and are visible as pulses in the
sediment cores. The seismic data allowed us to examine the morphology and stratigraphy
of the channels and indicates a recent activity in the system. 2l0Pb data confirms that the
system is currently active and is affected by punctual events of rapid sedimentation. On the
other hand, data from the marine magnetometer and magnetic susceptibility of cores
suggest that sediments originate mainly from coastal erosion or coastal transport, thus
contributing to the loss of sediments on the coast.
Avant-Propos La réalisation de ce mémoire a été rendue possible grâce au soutien financier du Fonds
Québécois de Recherche sur la Nature et les Technologies (FQRNT), du Centre de
recherche en géochimie et en géodynamique (GEOTOP) et de GÉN1VAR ainsi que de
subventions de recherche du Conseil national de recherche en sciences naturelles et en
génie (CRSNG) (subventions à la découverte et de temps-navire), de la Fondation
canadienne pour l'innovation (FCI) et du Ministère de l'éducation, du loisir et des sports du
Québec.
Je tiens sincèrement à remercier mon directeur Patrick Lajeunesse pour sa grande
disponibilité, pour les discussions enrichissantes et pour sa confiance tout au long de la
réalisation de ce mémoire. Je tiens également à remercier mon codirecteur Guillaume St-
Onge pour sa disponibilité malgré son éloignement, sa grande aide sur les propriétés
physiques des sédiments et la chance qu'il m'a donnée d'utiliser les laboratoires de
l'ISMER. Merci également à Jacques Locat pour ses critiques constructives lors de
l'évaluation du mémoire.
Je remercie François Morneau (Ministère de la Sécurité publique), Jean-Denis Bouchard
(Ministère du Développement durable, de l'Environnement et des Parcs), Guy Parenteau
(Ville de Sept-îles), et le Centre Interdisciplinaire en Cartographie des Océans (CIDCO)
pour les données bathymétriques côtières et LiDAR ainsi que le Service hydrographique du
Canada (SHC) pour les données bathymétriques profondes. Je remercie également
l'équipage du N/R Coriolis II pour leur aide lors des deux missions de recherche, Urs
Neumeier pour son aide lors de la mission COR1001, l'équipe du Laboratoire de
géomorphologie marine (LGM) pour leur aide lors de la mission COR 1002 et les
discussions enrichissantes durant les deux dernières années, Jacques Labrie et Francesco
Barletta pour leur aide au laboratoire de paléomagnétisme sédimentaire de l'ISMER,
Bassam Ghaleb pour son aide lors des manipulations du 210Pb au laboratoire du GEOTOP
ainsi que pour les discussions sur la méthode et Claude Hillaire-Marcel pour les discussions
sur le 10Pb. Finalement, je désire remercier celle qui m'a aidé durant toutes les étapes de la
maîtrise, de la collecte des données aux analyses de laboratoire, Geneviève Philibert.
Table des matières
Résumé ii Abstract iii Avant-Propos iv Table des matières v Liste des tableaux vii Liste des figures viii
Introduction 1
CHAPITRE 1 Site d'étude 4 1.1 Géologie et sédimentologie 4 1.2 Évolution côtière 6
1.2.1 Évolution côtière holocène 6 1.2.2 Évolution côtière récente 8
1.3 Océanographie 9 1.4 Influence de la rivière Moisie 10 1.5 Vents et conditions météorologiques 11 1.6 Port de Sept-îles et artificialité de la côte 12
CHAPITRE 2 Méthodologie 14 2.1 Données géophysiques 14
2.1.1 Données bathymétriques 14 2.1.2 Données de sous-surface 14 2.1.3 Données de sonar à balayage latéral 15 2.1.4 Données magnétiques 15 2.1.5 Données LiDAR 17
2.2 Échantillonnage 20 2.3 Analyses en laboratoire 20
2.3.1 Tomodensitométrie 20 2.3.2 Multi-sensor core logger (MSCL) 22 2.3.3 210Pb 23 2.3.4 Granulométrie 24
CHAPITRE 3 25 Résultats et analyses 25 3.1 Transfert sédimentaire côtier : LiDAR 25
3.1.1 Changements topographiques 25 3.1.2 Changements volumétriques bruts 25 3.1.3 Changements volumétriques nets 26 3.1.4 Changements volumétriques spécifiques 29
3.2 Transfert sédimentaire marin côtier : dunes et barres d'avant-plage 31 3.2.1 Morphométrie 31
VI
3.2.2 Patron granulométrique des dunes 33 3.2.3 Barres d'avant-plage 34
3.3 Transfert sédimentaire marin : système chenal-levée 35 3.3.1 Bathymétrie multifaisceaux 35 3.3.2 Données de sonar à balayage latéral 37 3.3.3 Données de sous-surface 41
3.3.3.1 Unités 41 3.3.3.2 Terminaisons stratigraphiques 42 3.3.3.3 Chenal principal 42 3.3.3.4 Chenal secondaire est 44 3.3.3.5 Chenal secondaire sud 44 3.3.3.6 Lobe de déposition 44
3.3.4 Propriétés physiques et chimiques des sédiments 47 3.3.4.1 COR1002-13BC 47 3.3.4.2 COR1002-15BC 47 3.3.4.3 COR1002-16BC 49 3.3.4.4 COR1002-17BC 49 3.3.4.5 COR1002-18BC 50 3.3.4.6 COR1002-19BC 50 3.3.4.7 COR1002-20BC 52 3.3.4.8 COR1002-21BC 52
3.3.5 Granulométrie de surface 53 3.3.6 Distribution magnétique 54 3.3.7 Coquilles 55 3.3.8 Profil de décroissance radioactive du 210Pb 57
CHAPITRE 4 Dynamique sédimentaire récente 60 4.1 Transfert sédimentaire récent 60
4.1.1 Transfert sédimentaire côtier 60 4.1.2 Transfert sédimentaire marin via les dunes 62 4.1.3 La morpho-sédimentologie du système chenal-levée 65
4.1.3.1 La formation du système chenal-levée 65 4.1.3.2 L'évolution du système chenal-levée 69
4.1.4 L'activité récente du système chenal-levée 71 4.1.5 L'origine des sédiments 73
Conclusion 76
Références 78
Liste des tableaux
Tableau 1 : Description des carottes du système chenal-levée 21 Tableau 2 : Bilan sédimentaire côtier de la baie de la Boule (VN = Volume net; VS =
Volume spécifique) 30
Liste des figures
Figure 1 : Localisation du site d'étude. Les flèches noires indiquent la direction des principaux courants de Sept-îles 5
Figure 2 : Géologie superficielle de la région de Sept-îles (modifiée de Dredge (1983)). La ville de Sept-îles repose principalement sur une séquence deltaïque 7
Figure 3 : Débit minimal, moyen et maximal de la rivière Moisie, Québec (Centre d'expertise hydrique du Québec, 2011), montrant une légère augmentation des débits à partir des années 1990 11
Figure 4 : Localisation des différents levés au large de Sept-îles. A) Données du magnétomètre marin, B) Données de sonar à balayage latéral, C) Données sismiques sparker, et D) Données de sous-surface XStar 16
Figure 5 : Corrélation entre la susceptibilité magnétique des carottes et l'intensité magnétique mesurée à l'aide du magnétomètre marin 17
Figure 6 : Schéma illustrant l'approche utilisée pour définir la ligne de rivage de référence. 20
Figure 7 : Localisation des stations d'échantillonnage sur le système chenal-levée 22 Figure 8 : Changements topographiques et volumétriques de la baie de la Boule entre les
années 2006 et 2008. A) Différence d'altitude entre les années 2006 et 2008; B) Volume brut accumulé ou érodé entre les années 2006 et 2008; C) Volume net (m3/m2) accumulé ou érodé entre les années 2006 et 2008. Les flèches indiquent une tendance à la sédimentation vers l'ouest et une tendance à l'érosion vers l'est pour les deux années d'étude 27
Figure 9 : A) Photographie aérienne montrant la présence de barres sableuses en milieu côtier; B) Différence d'altitude entre 2006 et 2008 montrant sur un transect perpendiculaire à la plage, une zone d'accumulation et une zone d'érosion (emplacement des barres sableuses sur la photographie aérienne en pointillé) 28
Figure 10 : Impacts des structures artificielles sur le bilan sédimentaire des côtes de Sept-îles (effet de bout) 29
Figure 11 : Volume de sédiments érodé et accumulé en fonction de la superficie respective (volume spécifique) 31
Figure 12 : Cartographie des pentes des dunes et leurs orientations 33 Figure 13 : Caractérisation granulométrique des dunes 34 Figure 14 : Exemple de barres de commutation (bar switching) dans la baie de la Boule
(cercle) 35 Figure 15 : Profil cumulatif de la pente côtière de Sept-îles. Ce profil correspond au type 2
(sigmoïde) de la classification de O'Grady et al. (2000) 36 Figure 16 : A) Bathymétrie multifaisceaux du système chenal-levée; B) Carte
géomorphologique du système chenal-levée illustrant ces composantes et un chenal en formation 38
Figure 17 : Profils bathymétriques du système chenal-levée en fonction de leur éloignement de la source 39
Figure 18 : Données de sonar à balayage latéral illustrant le système chenal-levée (SCL). Les mégarides témoignent du transport sédimentaire au-dessus du système 40
IX
Figure 19 : A) Système chenal-levée superposant un autre système turbiditique; B) Profil sismique croisé montrant les trois unités du secteur à l'étude; C) Biseaux de progradation (downlaps) et toplaps du système chenal-levée et de l'ancien système turbiditique 43
Figure 20 : Profils de sous-surface représentant le chenal principal et le chenal secondaire de l'est recueillis à l'aide du profileur de sous-surface X-Star. Les profondeurs ont été établies en considérant une vitesse du son dans l'eau de 1500 m/s. Les lignes rouges représentent des réflecteurs qui semblent être tronqués 45
Figure 21 : Profils de sous-surface représentant le chenal secondaire du sud et le lobe de déposition recueillis à l'aide du profileur de sous-surface X-Star. Les profondeurs ont été établies en considérant une vitesse du son dans l'eau de 1500 m/s 46
Figure 22 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 13BC. La bande grise représente un lit de matière organique propre à cette carotte 48
Figure 23 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 15BC. La bande grise représente un hausse générale des propriétés physiques et chimiques des sédiments 48
Figure 24 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 16BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 49
Figure 25 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 17BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 50
Figure 26 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 18BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 51
Figure 27 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 19BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 51
Figure 28 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 20BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 52
Figure 29 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 21BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 53
Figure 30 : Interpolation de la granulométrie de surface du système chenal-levée. La distribution de la granulométrie présente une forme en U vers le bas de la pente, suggérant le passage de courants gravitaires 54
Figure 31 : Champ magnétique total en fonction de la bathymétrie. Le système chenal-levée présente une plus forte intensité magnétique que le niveau de base 56
Figure 32 : Image tomodensitométrique illustrant la présence d'une importante coquille (Clinocardium ciliatum) dans la carotte 17BC 57
Figure 33 : Activité du 210Pb pour les trois carottes montrant un profil en escalier et une augmentation récente dans les taux de sédimentation 59
Figure 34 : Schématisation de la progradation des dunes de Sept-îles vers la tête du système chenal-levée 63
Figure 35 : Localisation des dunes en fonction de la direction principale des vents 64 Figure 36 : Image multispectrale illustrant le transport sédimentaire vers l'ouest à
l'embouchure de la rivière Moisie 64 Figure 37 : Caractéristiques des principaux courants gravitaires (modifiée de Mulder et
Alexander, 2001) 68 Figure 38 : Différence entre la séquence de Bouma et le dépôt de bouffée turbide du
système chenal-levée (séquence de Bouma modifiée de Shanmugan (1997; 2002). Les structures sédimentaires dépendent principalement du temps d'écoulement du
courant gravitaire. Le faciès Ta de la bouffée turbide est utilisé à titre de comparaison avec la séquence de Bouma seulement 69
Figure 39 : Évolution des bouffées turbides selon l'emplacement sur le système chenal-levée. La force des courants est représentée par l'épaisseur de la flèche. Les forces relatives du courant ont été établies grâce à la granulométrie de surface (en pointillé) 72
Figure 40 : Distribution de la magnetite, en pourcentage par poids, région du delta de la rivière Moisie (SCL = système chenal-levée; modifié de Hein et al., (1993)) 75
Introduction
L'érosion du littoral est un phénomène qui affecte la majorité des communautés côtières.
Ainsi, plus de 70% des plages sableuses dans le Monde sont présentement en érosion,
contre 10% qui sont en progradation et 20% qui sont relativement stables (Bird, 1985).
Dans l'estuaire et le golfe du Saint-Laurent, c'est plus de 50% des côtes qui sont sensibles à
l'érosion du littoral (Savard et a l , 2009). En général, ce phénomène est associée à la hausse
du niveau marin relatif (NMR), la hausse de la fréquence et de la sévérité des tempêtes et à
l'interférence humaine (Zhang et al., 2004). Or, la situation dans le Saint-Laurent est plus
complexe puisque plusieurs agents d'érosion régionaux peuvent avoir de grands impacts
sur la côte (e.g., Bernatchez et al., 2011). Dans cette perspective, plusieurs travaux ont été
réalisés afin de mieux comprendre la dynamique littorale (e.g., Drapeau, 1992; Dionne,
1999; Bernatchez et Dubois, 2004). Les recherches effectuées jusqu'à présent se sont
notamment concentrées sur la morphologie et la géomorphologie des systèmes côtiers (e.g.,
Armon et McCann, 1979; Hatvany, 2003), la quantification de divers processus d'érosion
(Bernatchez et Dubois, 2008; Bernatchez et al., 2011), le rôle de la glace sur l'érosion
(Dionne, 1969, 1971, 1984; Allard, 1981; Brodeur, 1987; Troudes et Sérodes, 1988), l'effet
des tempêtes sur la côte (Valton et al., 1983; Forbes et al., 2004), l'effet des structures
rigides sur la côte (Bernatchez et al., 2008; Leclerc, 2010), le Quaternaire des systèmes
côtiers (Fox et al., 1995; Bernatchez, 2003), le calcul du bilan sédimentaire côtier (Drapeau
et Mercier, 1990) et, plus récemment, sur la perception de la population face à ce
phénomène (Friesinger et Bernatchez, 2008). Dans la région de Sept-îles, quelques études
et rapports ont porté sur les modifications du littoral depuis le début du 20e siècle (Dubois
et al., 2006; Bernatchez et al., 2008a; Boudjerda, 2010), la modélisation des courants de la
baie de la Boule (Ropars, 2007) et l'évolution holocène de la côte (Lessard et Dubois,
1984).
La plupart de ces études se sont concentrées sur la dynamique terrestre de l'érosion côtière
ou sur le transfert sédimentaire dû aux courants littoraux. Cependant, pour bien comprendre
l'ensemble du phénomène, il est important de considérer le transfert sédimentaire du milieu
côtier au milieu marin puisque les sédiments érodés sont souvent exportés du système
littoral vers des bassins sous-marins (Pauli et al., 2005; Boyd et al., 2008; Gagné et a l ,
2009; Yoshikawa et Nemoto, 2010). Selon Dionne (1999), cette perte de sédiments peut
contribuer à l'une des principales causes de l'érosion au Québec, soit le déficit sédimentaire
des plages. En effet, l'arrivée de sédiments sur les plages peut être inférieure à son
exportation vers les bassins sous-marins. Dans ce contexte, il importe d'identifier les voies
de transports de sédiments vers le large, de tenter de déterminer l'importance de la perte et
de vérifier s'il y a augmentation récente de l'apport sédimentaire en milieu marin en lien
avec l'augmentation récente de l'érosion côtière (Bernatchez et Dubois, 2004). Quelques
études réalisées au Québec au cours des années 1980 ont porté sur la problématique des
échanges sédimentaires entre le milieu terrestre et le milieu marin dans l'estuaire du Saint-
Laurent (d'Anglejan et al., 1981; Lucotte et d'Anglejan, 1986), sans toutefois faire le lien
direct avec l'érosion du littoral. Ainsi, de récentes études réalisées sur la Côte-Nord ont
permis d'identifier des systèmes de canyons et de chenaux sous-marins dans le secteur des
Escoumins (Gagné et al., 2009), de Baie-Comeau (Duchesne et al., 2003; Bolduc, 2008) et
de Betsiamites (Cauchon-Voyer et al., 2008) ainsi qu'un système chenal-levée au large de
la ville de Sept-îles (Lajeunesse et al., 2007). Lorsqu'ils sont actifs, les canyons et systèmes
chenal-levées sont reconnus comme étant les principaux modes de transport de sédiments
élastiques vers le milieu marin (e.g., Nakajima et al., 1998; Gervais et al., 2001; Skene et
a l , 2002; Deptuck et a l , 2003; Kneller, 2003; Kolla, 2007; Wynn et a l , 2007; Covault et
Romans, 2009; Piper et Normark, 2009; Gladstone et Pritchard, 2010; Kane et a l , 2010).
La majorité des systèmes observés dans le monde se développent en milieu marin profond,
à l'embouchure de rivières qui apportent une quantité importante de sédiments à leurs têtes,
(e.g., Schwalbach et al., 1996; Normark, 1999; Babonneau et a l , 2002; Posamentier, 2003;
Zuhlsdorff et al., 2007). Le système chenal-levée observé à Sept-îles se distingue de ces
derniers car il se situe en milieu côtier à de relativement faibles profondeurs (± 50 m) et il
n'est pas connecté à un canyon sur la pente continentale, mais plutôt directement à la côte.
Il jouerait donc un rôle important dans le transfert des sédiments érodés de la côte vers le
milieu marin plus profond.
Cette recherche vise à mieux comprendre la formation et l'évolution récente du système
chenal-levée de Sept-îles et évaluer son rôle dans le transfert des sédiments côtiers. Plus
spécifiquement, cette recherche vise à : 1) relier ce système à d'autres voies de transport
sédimentaire situées près ou sur le littoral, notamment des dunes; 2) identifier les processus
sédimentaires responsables de la formation de ce système; et 3) déterminer si ce système est
présentement actif et s'il joue un rôle important dans le transfert sédimentaire de la côte
vers le milieu marin plus profond.
CHAPITRE 1 Site d'étude
1.1 Géologie et sédimentologie La zone d'étude se situe sur la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent, au large de la ville de
Sept-D.es (figure 1). Plus précisément, il s'agit du secteur entre la rivière Moisie et la
Pointe-aux-Basques, nommé baie de la Boule (50°11'N ; 66°14'W). Le système chenal-
levée se situe pour sa part entre les îles Grande Basque et Petite Boule.
Deux provinces géologiques ont été identifiées au large de Sept-îles (Faessler, 1942) soit :
1) les roches sédimentaires paléozoïques de la plate-forme du Saint-Laurent qui se trouvent
au sud et qui forment des cuestas (Loring et Nota, 1973); et 2) les roches cristallines du
Précambrien de la province géologique du Grenville qui contiennent quelques intrusions
mafiques d'anorthosites, de gabbros, de monzogabbros et qui se retrouvent au nord, plus
près de la côte (figure 2) (Higgins et Doig, 1981; Dredge, 1983; Higgins, 1991; Loncarevic
et a l , 1990; Higgins, 2005; Namur et a l , 2007; Tollari et a l , 2008). La jonction des deux
provinces géologiques est caractérisée par des failles longitudinales et transverses. Les
blocs surélevés forment les îles de Sept-îles (Lajeunesse et a l , 2007). La région montre
également une importante anomalie magnétique positive de forme circulaire due à une
intrusion mafique (Higgins, 1991). Cette anomalie est caractérisée par une concentration en
oxydes Fe-Ti très élevée (Loncarevic et al., 1990) et à des couches riches en magnetite
(Higgins, 2005).
Au large de Sept-îles, des unités lithostratigraphiques et sismostratigraphiques relatent
l'avancée et le retrait de l'Inlandsis laurentidien, la transgression et la régression
laurentienne ainsi que la remobilisation des dépôts post-glaciaires (Hein et a l , 1993). Cinq
grandes unités ont été identifiées grâce aux profils sismiques dans l'estuaire et le golfe du
Saint-Laurent et au large de la région de Sept-îles, soit : 1) des dépôts de contact glaciaire
(till); 2) du sable et du silt glaciomarins de contact glaciaire; 3) des dépôts marins d'eau
profonde de la mer de Goldthwait; 4) des sédiments sableux et fins deltaïques
paraglaciaires; et 5) des sédiments graveleux, sableux et silteux post-glaciaires (Syvitski et
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Praeg, 1989; Hein et a l , 1993; Josenhans et Lehman, 1999; Duchesne et al., 2007; St-Onge
et a l , 2008; Duchesne et a l , 2010).
Lors de la déglaciation vers 9,4 ka 14C BP (King, 1985), la mer de Goldthwait a atteint
130 m au-dessus du niveau marin actuel dans la région de Sept-îles (Dredge, 1983).
Jusqu'à 240 m de sédiments glaciomarins ont été identifiés près du littoral, relatant cette
transgression marine alors qu'au large, des dépôts quaternaires d'une épaisseur comprise
entre 25 et 125 m recouvrent le roc précambrien (Hein et al., 1993). Les sables formant les
dépôts superficiels de la région de Sept-îles résultent de la coalescence des deltas des
rivières Moisie et Sainte-Marguerite (figure 2) (Dredge, 1983).
Les taux de sédimentation actuels dans l'estuaire du Saint-Laurent sont de 0,07 cm/année
alors que dans le golfe du Saint-Laurent, ils diminuent à 0,04 cm/année (Smith et Schafer,
1999). Dans la région de Sept-îles, deux carottes ont été analysées pour en déterminer les
taux de sédimentation récents. L'une recueillie par Lajeunesse et al. (2007) 10 km au large
de Sept-îles révèle des taux de 0,14 cm/année alors que l'autre prise par Boyer-Villemaire
(2009) 8 km au sud-ouest de l'embouchure de la rivière Moisie révèle des taux de
0,09 cm/année. Ces deux carottes ont été prélevées en amont du Chenal laurentien, ce qui
justifie une sédimentation plus importante.
1.2 Evolution côtière _»
1.2.1 Evolution côtière holocène Durant le Wisconsinien, l'Inlandsis laurentidien s'est étendu jusqu'à la marge continentale
de l'océan Atlantique (Shaw et al., 2002). Le recul a ensuite débuté vers 13,5 ka 14C BP et a
atteint la côte de Sept-îles vers 10,5 ka 14C BP (Dubois, 1979; Dubois et Lessard, 1984;
King, 1985; Shaw et al., 2002). La région a été entièrement déglacée à partir de 9,4 ka 14C
BP (Dubois, 1979; King, 1985). Suite à la déglaciation, le NMR a augmenté, formant la
mer de Goldthwait (Dionne, 1977) et a atteint son altitude maximale de 130 m au-dessus du
niveau marin actuel aux environs de 9 ka 14C BP (King, 1985). Le NMR a ensuite diminué
de 54 m de 9 ka 14C BP à 7,8 ka 14C BP suite au relèvement glacio-isostatique très rapide
de 6 m/siècle. Entre 7,8 et 7,2 ka 14C BP, la rivière Moisie a connu une phase de
:
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déglacement final. La côte a alors été alimentée par les eaux de fonte des glaciers qui ont
transporté une quantité importante de sédiments vers l'embouchure des rivières Moisie et
Sainte-Marguerite (Dubois et Lessard, 1984). Vers 7,5 ka 14C BP, la mer a atteint un niveau
de 61 m au-dessus du niveau actuel. Le delta a alors connu une érosion importante et les
sédiments érodés ont été transportés vers l'ouest, suggérant une dérive littorale d'est en
ouest. Vers 7,2 ka 14C BP, la mer a diminué à 46 m d'altitude et le delta s'est formé
principalement vers l'ouest, alors que le sud était toujours soumis à l'érosion. Il y avait
aussi éolisation du delta comme le démontrent les sédiments éoliens de Sept-îles (figure 2).
Vers 6,7 ka 14C BP, la mer a atteint 30 m d'altitude. La ligne de rivage se situait alors à
3 km au large de la côte actuelle. Vers 5,2 ka 14C BP, le NMR était à 15 m au dessus du
niveau actuel. Lors de cette emersion, la rivière Moisie s'est encaissée dans son propre
delta (Dubois et Lessard, 1984). Deux hypothèses sont avancées pour expliquer l'évolution
côtière à partir de 5,2 ka 14C BP. La première suggère que le NMR a continué de diminuer
de 5,2 ka 14C BP à nos jours (Dubois et Lessard 1984; Lessard et Dubois, 1984; Hein et al.,
1993). Selon cette hypothèse, malgré une baisse du NMR, la côte aurait continué de reculer
jusqu'à sa position actuelle. La deuxième hypothèse suggère une hausse du NMR d'environ
10 à 15 m entre 6 et 4 ka 14C BP qui correspondrait à la transgression laurentienne. Cette
hausse a notamment été répertoriée dans la région de Baie-Comeau-Betsiamites
(Bernatchez, 2003), de Rivière-du-Loup (Dionne, 2002), de Matane (Dionne et Coli, 1995),
de Montmagny (Dionne, 2003) et de Havre-Saint-Pierre (Magnan et Garneau, comm.
personnelle). Ces nouvelles données suggèrent donc que la transgression laurentienne aurait
affecté tout l'estuaire et le golfe du Saint-Laurent. La falaise morte et les dépôts pré-
littoraux de la région de Sept-îles identifiés sur la figure 2 seraient ainsi associés à cette
hausse du NMR. À partir d'environ 4 ka 14C BP, le NMR aurait ensuite diminué jusqu'au
niveau actuel, dévoilant des dépôts pré-littoraux sur la côte émergée.
1.2.2 Evolution côtière récente Le déplacement de la ligne de rivage de 1931 à aujourd'hui a été examiné par plusieurs
études (Dubois et a l , 2006; Bernatchez et a l , 2008a; Boudjerda, 2010). Afin de
caractériser ce déplacement, les chercheurs ont interprété les photographies aériennes de
1931, 1965, 1979, 1996, et 2006. Bernatchez et al. (2008a) mentionne que la côte de la baie
de la Boule est en équilibre, voire en légère accretion depuis 1931, alors que Boudjerda
(2010) mentionne que la côte a subi un léger recul depuis 1950. Ces travaux suggèrent que
la côte est en équilibre général, traduit par des zones d'érosion et d'accumulation.
Spécifiquement, les moyennes globales seraient positives pour toutes les années sauf pour
la période 1996-2006, où il y a eu un léger taux d'érosion (-0,06 m/an). De 1931 à 1965, la
côte a avancé à un rythme moyen de 0,43 m/an. Elle a ensuite avancé de 0,01 m/an de 1965
à 1979 et de 0,56 m/an de 1979 à 1996 (Bernatchez et a l , 2008a). Suite à l'analyse de ces
résultats, certains chercheurs (Bernatchez et al., 2008a; Savard et al., 2009) suggèrent qu'il
y a tendance à l'érosion et que cette situation ira en s'empirant, en conséquence du
réchauffement climatique mondial actuel (GIEC, 2007).
Dans le secteur à l'étude, l'embouchure de la rivière Moisie est le principal secteur qui
enregistre une érosion importante des côtes (Lessard et Dubois, 1984; Dubois et al., 2006).
La baie de la Boule est très dynamique, subissant des périodes d'érosion et de
sédimentation. En effet, dans le secteur de la Pointe-aux-Basques, la tendance générale est à
la sédimentation en raison de la dérive littorale est-ouest qui transporte une grande quantité
de sédiments côtiers. À la pointe Moisie, la tendance est plutôt bimodale. Il y a donc
érosion ou sédimentation selon les périodes d'analyse (Bernatchez et al, 2008a). D'ailleurs,
le village de Moisie a dû être déménagé en 1976 suite au recul important de la côte
(Bernatchez et Dubois, 2004).
1.3 Océanographie Alors que le sud et l'est du golfe du Saint-Laurent subissent une hausse du NMR (Forbes et
al., 2004), la Côte-Nord du Saint-Laurent serait plutôt stable. Cette relative stabilité est due
au relèvement glacio-isostatique qui se poursuit au même rythme que la hausse eustatique
du niveau marin (2 mm/an) (Tarasov et Peltier, 2004; Xu et al., 2006). Par contre, dans le
contexte actuel du réchauffement climatique, certains auteurs prévoient que la hausse
eustatique récente du niveau de la mer dépassera la vitesse du relèvement glacio-isostatique
dans les prochaines décennies, menant à une submersion côtière (Bernatchez et al., 2008a;
Savard et a l , 2009).
10
Les marées de la région sont de type mixte semi-diurne et ont une amplitude moyenne de
2,3 m (Service hydrographique du Canada, 2007). La hauteur moyenne des vagues a été
évaluée à 1,65 m, et moins de 10% de celles-ci ne dépassent les 3 m (Ouellet et Llamas,
1979). Cette faible hauteur de vague est probablement due à la pente du profil de plage
(aérienne et marine) de Sept-îles qui est généralement faible (0,62% pour le secteur de la
baie de la Boule) (Lessard et Dubois, 1984). Une analyse des vagues réalisée par Ropars
(2007) indique que les vagues les plus fortes proviennent de l'est-sud-est. D'ailleurs, les
vagues supérieures à 3 m proviennent en grande majorité de cette direction.
Une modélisation des courants lors de tempêtes confirme que pour une tempête provenant
de l'est, les courants littoraux sont orientés d'est en ouest (Ropars, 2007). Selon cette même
modélisation, leur vitesse peut dépasser 0,5 m/s sur la côte alors qu'à une profondeur de 3-
5 m, elle peut atteindre 0,1 à 0,3 m/s (Ropars, 2007).
1.4 Influence de la rivière Moisie La rivière Moisie est une rivière d'ordre 9, ayant un bassin versant de 19 871 km2. La
largeur moyenne de la rivière est de 208 m et la profondeur moyenne varie autour de 2,5 m.
La pente moyenne est de 0,16% et le débit moyen se situe entre 400 et 500 m3/s, selon les
années. Enfin, le substrat de la rivière est généralement sableux ou graveleux (Naiman,
1982). La rivière n'est pas influencée par un barrage hydroélectrique, ce qui n'entrave pas
le transport des sédiments vers son embouchure (Boyer-Villemaire, 2009).
Les apports sédimentaires de la rivière Moisie dépendent essentiellement du débit de la
rivière (e.g., Boateng et al., 2012). On remarque ainsi que le débit était relativement élevé
dans les années 1960 et qu'il a diminué jusqu'aux années 1990 (figure 3). D'ailleurs, un
important volume de sédiments a été transporté à la rivière en 1966 suite à un
mégaravinement engendré par des crues importantes de la rivière (Dredge et Thom, 1976).
Depuis 1990, le débit montre une légère tendance à la hausse (Centre d'expertise hydrique,
2011), ce qui provoquerait une légère hausse des apports sédimentaires à l'embouchure.
11
1300
1000-
t/.
m
-Q
S
100
I Maximum • Moyen # Minimum
1965
Années Figure 3 : Débit minimal, moyen et maximal de la rivière Moisie, Québec (Centre d'expertise hydrique du Québec, 2011), montrant une légère augmentation des débits à partir des années 1990.
1.5 Vents et conditions météorologiques La région de Sept-îles est l'endroit le plus affecté par les vents au Québec maritime en
raison du fetch du sud-est qui s'étend jusqu'à l'océan Atlantique et celui du sud qui s'étend
sur 200 km. Le fetch provenant de l'ouest est négligeable alors que les vents du nord
n'affectent vraisemblablement pas, ou peu la côte. La firme Génivar (2007) a étudié en
détail les vents de la région de Sept-îles pour la période 1953 - 2006. Ils ont observé que la
fréquence des vents de plus de 30 km/h a nettement diminué durant cette période, passant
de -800 heures à ~400 heures. Cette tendance s'observe d'ailleurs pour toutes les saisons
séparément. Les vents dominants pour le printemps et l'été sont majoritairement de l'est
alors qu'à l'automne et à l'hiver, les vents sont majoritairement de l'ouest et du nord.
L'automne enregistre tout de même des vents importants provenant de l'est. Les tempêtes
sont également plus fréquentes durant les mois de septembre à décembre.
12
Depuis 1953, les vitesses maximales des vents horaires extrêmes ont également diminué,
passant d'environ 85 km/h à 65-70 km/h. Selon les projections de Savard et al. (2008), la
fréquence et l'intensité des tempêtes devraient continuer de diminuer dans le golfe du
Saint-Laurent durant les 50 prochaines années.
Les données météorologiques n'indiquent aucune augmentation des températures sur une
période de 61 ans (1945-2006) dans la région de Sept-Êes (Bernatchez et al., 2008a). Les
variations de température annuelle montrent toutefois une tendance sinusoïdale, où
l'augmentation et la diminution des températures s'alternent. Depuis le milieu des années
1980, la tendance serait à la hausse, comparable aux années 1950 et 1970. Cette légère
tendance à la hausse expliquerait l'observation de Senneville et Saucier (2007) quant à la
diminution de 36 jours de la durée du couvert de glace entre 1997 et 2003.
Conséquemment, le nombre de jours où la côte est susceptible d'être affectée par des
tempêtes est augmenté. Dans cette optique, Friesinger et Bernatchez (2008) ont affirmé que
le nombre de tempêtes affectant la côte a augmenté en raison de la diminution du couvert
de glace, et ce, malgré une diminution de la fréquence des tempêtes. Cependant, des études
devront être réalisées afin de vérifier cette hypothèse, d'autant plus que les vents dominants
d'hiver proviennent principalement du nord et du nord-ouest (Génivar, 2007), ce qui a
vraisemblablement un impact moindre sur la côte.
JK.
1.6 Port de Sept-îles et artificial ité de la côte Le développement économique de la ville de Sept-îles est intimement lié à l'exploitation du
minerai de fer de Schefferville qui a débuté dans les années 1950. Cette exploitation a
engendré la construction du chemin de fer reliant Schefferville et Sept-Êes, et
l'aménagement d'un quai de chargement au port de Sept-Êes qui permettait l'exportation
des minerais de fer. C'est à partir de 1955 que les wagons chargés de minerais sont entrés
dans le port de Sept-Êes (Journaux et Taillefer, 1957). En 1970, le port devient le principal
exportateur de fer au Canada avec 23 000 000 tonnes de fer exportées annuellement
(Beauregard, 1973).
L'aménagement du port de Sept-Êes a obligé la construction de structures artificielles qui
avaient pour but de protéger la côte. En 1965, 12% de la côte entre la Pointe-aux-Basques
13
et la rivière Moisie était artificielle. Cette artificialité a augmenté pour atteindre 18% en
1979, 21% en 2001 et 24% en 2006. Les enrochements, les murets de bois et de béton, les
quais, les remblais et les infrastructures portuaires sont parmi les infrastructures qui
protègent le littoral (Bernatchez et a l , 2008a).
CHAPITRE 2 Méthodologie
2.1 Données géophysiques
2.1.1 Données bathymétriques Les données bathymétriques en eaux profondes (plus de 20 m) ont été acquises par le
Service hydrographique du Canada (SHC) à bord du F.G. Creed en 2004 à l'aide d'un
échosondeur multifaisceaux Kongsberg Simrad EM-1000 (95 kHz). Les données
bathymétriques côtières de la baie de la Boule (5-20 m) ont pour leur part été acquises en
2006 par le Centre Interdisciplinaire de Développement en Cartographie des Océans
(CIDCO) à l'aide d'un Reson Seabat 8101 (240 kHz) et d'un sonar interférométrique SEA
SwathPlus (234 kHz). Ces données ont ensuite été traitées à l'aide du logiciel CARIS
HIPS/SIPS® et visualisées grâce aux logiciels Fledermaus® et ArcGIS® 9.3. Enfin, les
données bathymétriques de la zone de moins de 5 m ont été acquises par les Entreprises
Normand Juneau inc. à l'aide d'un sondeur électronique standard (Ropars, 2007).
2.1.2 Données de sous-surface La majorité des profils de sous-surface a été acquise à l'aide d'un système Edgetech X-Star
2.1 installé à même la coque du navire de recherche Coriolis II (figure 4D). Ce système
opère à une fréquence allant de 2 à 12 kHz. La pénétration du signal dans les sédiments
sableux et grossiers est donc restreinte en raison des hautes fréquences et de la faible
énergie du signal émis. Afin de pallier ce manque, d'autres données sismiques ont été
acquises à l'aide d'un étinceleur - SQUID 2000 Sparker (2,4 kJ). Cet instrument est équipé
du système d'acquisition Coda Octopus DA2000 et de 12 hydrophones. D permet une
pénétration de plusieurs centaines de mètres dans les sédiments grossiers. Afin d'obtenir
une couverture optimale du système chenal-levée ainsi que la majorité de ces composantes
(lobes et chenaux secondaires), un profil en étoile a été tracé au-dessus du système (figure
4C). Les données ont ensuite été visualisées et analysées à l'aide du logiciel The Kingdom
Suite . Il a ainsi été possible d'étudier la structure interne du système chenal-levée et de
calculer le volume approximatif de sédiments. Les profondeurs ont été estimées en utilisant
une vitesse des ondes sonores dans l'eau de 1500 m/s.
15
2.1.3 Données de sonar à balayage latéral Les données de rétrodiffusion acoustique ont été acquises à l'aide d'un sonar à balayage
latéral de type Klein 3000 au-dessus du système chenal-levée. E s'agit d'un sonar bi-
fréquence opérant à 100 et 500 kHz. Les données ont été acquises à l'aide du logiciel Sonar
Pro 11.3®. Les lignes étaient espacées de 150 m entre elles. Afin de recouvrir le nadir de
chaque ligne, un deuxième passage a été nécessaire, à 75 m des lignes principales (figure
4B). Les données ont ensuite été traitées à l'aide du logiciel SonarWiz 5.0®. Des corrections
géométriques (retrait du nadir) et radiométriques (modification de la valeur du pixel en
fonction de sa distance par rapport au nadir, correction du gain) (Chavez et al., 2002;
Blondel, 2009) ont été apportées aux données brutes. La mosaïque générée suite à ces
modifications a été intégrée dans ArcGIS 9.3® pour l'analyse morpho-sédimentaire.
2.1.4 Données magnétiques Un relevé aéromagnétique de 1 X 1 km a été réalisé en 2004 sur l'ensemble du Québec.
Cette carte ne révèle aucune différence significative sur le système chenal-levée. Cette
homogénéité sur le système est due aux lignes de sondage qui se situent en marge du
système. Afin de préciser le magnétisme régional du système, un relevé au 150 m a été
effectué dans la région du système chenal-levée (figure 4A). L'intensité magnétique du
fond marin a été calculée à l'aide d'un magnétomètre SeaSpy de Marine Magnetics. La
gamme de mesure est de 18 000 à 120 000 nT avec une précision absolue de 0,2 nT.
L'instrument a été tiré à une distance de 50 m à l'arrière du navire sur une période de 10
heures. Les données ont été enregistrées à l'aide du logiciel SeaLINK®. Un fichier indiquant
une position xy et une valeur d'intensité magnétique exprimée en unité nanotesla (nT) a été
généré. L'intensité magnétique varie selon le type de roche, la concentration en minéraux
ferromagnétiques et l'intensité du champ magnétique de la terre.
16
Ml?-., m-21 Tas * - » « - * ranvtrnvifci m w »t
«•JTTïw »-3tTV- ^»w » wïor.ï H* '»».-. I"».)-* «"'ÏTW MMfJCvy
Figure 4 : Localisation des différents levés au large de Sept-îles. A) Données du magnétomètre marin, B) Données de sonar à balayage latéral, C) Données sismiques sparker, et D) Données de sous-surface XStar.
Les données du magnétomètre sont généralement traitées pour les variations diurnes du
champ magnétique et pour la profondeur d'eau (Boyce et a l , 2002; Eyles et a l , 2003;
Boyce et a l , 2004; Pozza et a l , 2004). Toutefois, les données analysées dans le cadre de
cette étude sont brutes puisque l'appareil mesurant les variations diurnes n'était pas
fonctionnel lors du relevé. Eyles et al. (2003) ont remarqué que pour un lac de 70 m de
profondeur, les variations d'intensité magnétique dues à la bathymétrie et aux variations
diurnes étaient de 40 nT. Cette valeur est minime par rapport aux valeurs observées sur le
17
système chenal-levée. L'influence de la bathymétrie sur l'interprétation des résultats est
donc négligeable. Toutefois, afin d'assurer la validité des données provenant du
magnétomètre, la susceptibilité magnétique des carottes a été corrélée à l'intensité
magnétique (nT). Puisque le magnétomètre peut intégrer des données sur plusieurs
centaines de mètres, la susceptibilité magnétique a été multipliée par l'épaisseur du système
chenal-levée à la position de la carotte. L'échantillon 21BC a été supprimé de l'analyse en
raison de la proximité du roc avec la surface qui influençait à la hausse les données du
magnétomètre. La corrélation montre un coefficient de détermination de 0,73, ce qui est
suffisant pour suggérer que l'intensité magnétique est principalement influencée par les
sédiments de surface et donc, par le système chenal-levée (figure 5).
3
"S 20
S * 16 "D W
I l 12 II « • 8 2 E _ = -<u it Q. S .
R.-473
54600 1
54650 1
54700 1
54750 54800 — I — 54850
Champ magnétique total (nT)
Figure 5 : Corrélation entre la susceptibilité magnétique des carottes et l'intensité magnétique mesurée à l'aide du magnétomètre marin.
2.1.5 Données LiDAR Les données Light Detection And Ranging (LiDAR) ont été acquises par la firme Lasermap
(GPR/Rousseau-Babin et ass.) au compte du Ministère de la Sécurité publique du Québec
en 2006 et 2008 (Ropars, 2007). Le LiDAR permet d'obtenir un modèle numérique de
terrain à haute résolution (centime.rique).
18
Généralement, l'erreur quadratique moyenne (EQM) verticale des données LiDAR au-
dessus d'une plage est estimée à 15 cm (Sallenger et al., 2003). Puisque deux jeux de
données étaient disponibles, l'EQM verticale a pu être calculée avec plus de précision.
Ainsi, l'EQM a été estimée sur un transect de 500 m où l'élévation est demeurée constante
entre 2006 et 2008, soit une portion de la rue des Esterlets. L'EQM verticale a été calculée
en utilisant l'équation 1 (Federal Geographic Data commitee, 1998) :
2_ (zai-zbi)1
EQMz = * (1)
Où:
zat = Élévation du pixel en 2008
zbt = Élévation du pixel en 2006
n = nombre de pixels
L'EQM verticale a été calculée à 17 cm.
Le LiDAR est un instrument intéressant puisqu'il permet de cartographier à haute
résolution les changements rapides du littoral dus notamment aux variations climatiques,
aux variations du NMR, aux événements de tempêtes, et à l'intervention humaine (Irish et
White, 1998; Sallenger et al., 2003; White et Wang, 2003; Kidner et al., 2004; Webster et
a l , 2004; Saye et a l , 2005; Zhang et a l , 2005; Gares et al., 2006; Young et Ashford, 2006;
Robertson et a l , 2007; Thornton et a l , 2007; Poulter et Halpin, 2008). Les données LiDAR
ont permis de recueillir les données d'élévation de la côte de la baie de la Boule, de la
Pointe-aux-Basques à la rivière Moisie, afin d'étudier les variations volumétriques de la
plage de Sept-îles entre 2006 et 2008. Ces données ont donc permis de délimiter le contact
eau/côte au moment de l'acquisition, mais elles ne représentent pas la ligne de rivage en
raison de la fluctuation du niveau de l'eau lors des marées (Brock et a l , 2001). Ainsi, le
contact eau/côte délimite plutôt la limite de détection du LiDAR et par conséquent, la limite
vers le large de l'analyse volumétrique de la présente étude. Cette limite n'est pas constante
en altitude en raison des mares d'eau qui ne se drainent pas lors des marées basses, ce qui
peut influencer les résultats du bilan sédimentaire. Dans le cas présent, la limite correspond
19
à environ 1 m au-dessus du niveau marin. Afin de délimiter la ligne de rivage grâce aux
données LiDAR, des contours d'élévation de 0,5 m ont été générés dans ArcGIS 9.3®. Ces
contours ont ensuite été superposés à la photographie aérienne haute résolution acquise
simultanément aux données LiDAR. Le contour correspondant à la ligne de rivage de la
photographie aérienne a été retenu. Cette méthode peut comporter des erreurs, là où il y a
d'importantes barres d'avant-plage (Robertson et a l , 2004). C'est pourquoi quelques
opérations manuelles ont été effectuées là où nécessaire pour corriger les imperfections de
la méthode (Zhou et Xie, 2009). Comme il s'agit d'une analyse de la zone active de la
plage, cette étude ne prend pas en compte les variations d'élévations dues à la végétation,
les constructions ou autres infrastructures qui ne sont pas en lien avec l'érosion et la
sédimentation et qui pourraient être des sources d'erreurs dans les données (Kidner et a l ,
2004). De plus, les limites terrestres des deux jeux de données correspondant à la côte de
2006 et 2008 ont été combinées pour en ressortir la ligne de rivage de référence (figure 6).
Cette ligne de rivage de référence a pour but d'évaluer autant les variations positives que
négatives du bilan sédimentaire côtier. Par exemple, en utilisant la ligne de rivage de 2008
uniquement, le volume accumulé entre 2006 et 2008 aurait été écarté de l'analyse et ne
correspondrait pas au véritable bilan sédimentaire.
Dans le but de visualiser les changements dans le volume de sédiments de la côte entre
2006 et 2008, la baie de la Boule a été divisée en huit secteurs d'intérêt, correspondant à
des zones connues, et présentant une dynamique sédimentaire différente. Afin d'évaluer et
de calculer les changements morphologiques et volumétriques, l'élévation de 2006 a été
soustraite à l'élévation de 2008. La différence d'altitude a pu être calculée pour chaque
pixel et le volume (m3) a été calculé pour chaque zone. Une valeur positive, négative ou
neutre correspond respectivement à l'accumulation, l'érosion ou le non-changement de la
plage. Le bilan a été effectué en additionnant les valeurs positives et négatives de chacune
des zones. Pour ce faire, la fonction Raster calculation dans ArcGIS 9.3® a permis de
calculer la différence d'altitude par pixel alors que le volume de sédiments accumulé ou
érodé a été calculé grâce à la fonction cut/fill, où le eut représente le volume entre le plan
horizontal zéro et la surface positive des données sus-jacentes, et où le fill représente le
volume entre le plan horizontal zéro et la surface négative des données sus-jacentes (Zhang
et a l , 2005). Comme chaque secteur n'occupe pas la même superficie, le volume brut de
20
chaque secteur a été divisé par la superficie respective (Zhou et Xie, 2009). Ces résultats
représentent les changements volumétriques nets (m3/m2) et permettent la comparaison du
bilan sédimentaire entre secteurs. Enfin, le volume érodé et accumulé a également été
divisé par la superficie érodée ou accumulée pour chaque secteur et permet d'évaluer si
l'érosion et l'accumulation sont concentrées ou si elles s'étendent sur une grande
superficie. H s'agit des changements volumétriques spécifiques.
Ligne de rivage 2006
Ligne de rivage 2008 Ligne de rivage de référence pour l'analyse volumétrique
Figure 6 : Schéma illustrant l'approche utilisée pour définir la ligne de rivage de référence.
2.2 Echantillonnage Onze échantillons ont été prélevés de la surface du système chenal-levée à bord du N/R
Coriolis II (Philibert et al., 2010) (figure 7; tableau 1). Huit échantillons de la colonne
sédimentaire ont été prélevés à l'aide d'un carottier à boîte et ont permis de recueillir des
carottes de 15 à 35 cm de longueur. Trois échantillons ont été prélevés avec une benne de
type Shipeck afin de recueillir les sédiments de surface.
Une centaine d'échantillons a également été récoltée dans la baie de la Boule en 2006 par
les Entreprises Normand Juneau inc (Ropars, 2007).
2.3 Analyses en laboratoire 2.3.1 Tomodensitométrie Les carottes de sédiments ont été analysées au tomodensitomètre (CT-Scan) de type
Siemens somatum volume access au laboratoire multidisciplinaire de scanographie pour les
21
ressources naturelles et le génie civil de l'Institut national de la recherche scientifique
(INRS) à Québec. Cet instrument permet une visualisation rapide et non destructive de
sections longitudinales (topogrammes) et transverses (tomogrammes) de la carotte. Il
permet ainsi d'évaluer la densité des sédiments grâce à l'atténuation des rayons X. Le
niveau de gris obtenu indique une faible ou une haute atténuation des rayons X pour les
zones plus foncées et plus claires respectivement. Ces variations du ton de gris sont
exprimées en nombre CT et sont reliées à la densité, la minéralogie et la porosité du
sédiment (Boespflug et a l , 1995; Crémer et a l , 2002; St-Onge et a l , 2007; St-Onge et
Long, 2009). Ainsi, le tomodensitomètre peut permettre de reconnaître les structures
sédimentaires, d'établir une stratigraphie à haute résolution et de déterminer l'espace
occupé par les organismes benthiques (Crémer et al., 2002; Michaud et a l , 2003; Dufour et
a l , 2005 ; St-Onge et Long, 2009; Gagnoud et a l , 2009).
Tableau 1 : Description des carottes du système chenal-levée.
Nom Type Longueur (cm) Profondeur (m) Forme associée
COR 1002-13BC Boîte 22 54 Centre-bas du système
COR1002-15BC Boîte 15 60 Chenal secondaire sud
COR1002-16BC Boîte 27 58 Lobe de déposition sud
COR1002-17BC Boîte 28 53 Chenal secondaire est
COR 1002-18BC Boîte 18 45 Centre-haut du système
COR1002-19BC Boîte 25 33 Levée du chenal principal
COR1002-20BC Boîte 18 35 Thalweg du chenal principal
COR1002-21BC Boîte 26 55 Lobe de déposition nord
Latitude Longitude
50°10.5073 66°20.1616
50°10.3466 66°19.8696
50°10.3208 66°20.5610
50°10.7133 66°19.8735
50°10.7856 66°20.3374
50*"11.1367 66°20.4487
50°11.1069 66°20.5556
5C10.5610 66°20.6577
22
e__ri5.v e6-2rm« «"aHS-v. 1930TV e6'1__rw
Figure 7 : Localisation des stations d'échantillonnage sur le système chenal-levée.
2.3.2 Multi-sensor core logger (MSCL) Les carottes ont ensuite été ouvertes et décrites visuellement avant d'être analysées au banc
d'analyse MSCL. Cet instrument a permis de mesurer simultanément et en continu les
propriétés physiques et chimiques des sédiments à haute résolution, soit à tous les 0,5 cm.
Les paramètres physiques étudiés sont : 1) la densité, par atténuation des rayons gamma;
2) la susceptibilité magnétique, qui permet d'estimer la quantité de minéraux
ferromagnétiques et également de corréler les carottes entre elles; 3) la couleur par
réflectance diffuse d'une source de lumière connue ayant des longueurs d'onde variant
entre 400 et 700 nm (spectre visible). La couleur est ensuite convertie en L*a*b* de la
commission internationale de l'éclairage où L* représente les variations du niveau de gris,
a* les variations du rouge au vert et b* les variations du jaune au bleu; et 4) la composition
en éléments par fluorescence X (St-Onge et al., 2007).
23
2.3.3 210Pb Le2 rb est une méthode largement utilisée dans l'étude des environnements sédimentaires
récents grâce à la demi-vie de 22,3 ans. D constitue un excellent isotope pour dater les
sédiments récents de l'ordre de 100 à 150 ans (Ghaleb, 2009). Le profil de décroissance
radioactive du 210Pb permet généralement d'établir des taux de sédimentation, la
chronologie ainsi que d'interpréter le type de sédimentation (Arnaud et al., 2002; Huh et
al., 2006). Généralement, lorsque la sédimentation est continue et uniforme dans le temps,
le profil de décroissance radioactive affiche une forme exponentielle.
Le 21<Tb est un isotope radioactif faisant partie de la série de désintégration de l'238U. -)-10 "/0f\ 000
L'isotope U se désintègre en Ra, qui lui-même se désintègre en Rn. Ce dernier est
très volatile, et la majeure partie s'échappe dans l'atmosphère alors qu'une infime partie est
érodée et transportée dans les plans d'eau. Le 222Rn se désintègre ensuite en 210Pb. Le 210Pb
présent dans l'atmosphère s'absorbe sur les particules, et retombe dans les plans d'eau.
Comme il n'est pas soluble, il se dépose rapidement à la surface du plan d'eau. H s'agit de 210Pb non-supporté. Le 222Rn érodé et transporté se désintègre également en 210Pb et se
dépose dans le fond de l'eau. H s'agit du 210Pb supporté. Le 210Pb total mesuré inclut le 210Pb supporté et le 210Pb non-supporté. Il est donc essentiel de soustraire le 210Pb supporté
puisqu'il se retrouve déjà dans les sédiments et ne forme pas un marqueur chronologique
(Sorgente et a l , 1999; Appleby, 2001; Walker, 2005).
Des analyses au 210Pb ont été réalisées sur les carottes 13BC, 16BC et 17BC en utilisant la
méthode par rayonnement alpha des isotopes de 210Po (Sorgente et al., 1999; Appleby,
2001; Ghaleb, 2009). Le 210Po est issu de la désintégration du 210Pb et est présumé être en
équilibre séculaire avec le 210Pb après 750 jours (Ghaleb, 2009). Le 209Po a été utilisé
comme traceur dans les échantillons. Ces derniers ont été traités chimiquement à l'eau
régale (HCL+HNO3), à l'acide fluorhydrique (HF), à l'acide borique (H3BO4) et au
peroxyde d'hydrogène (H2O2) afin d'éliminer les carbonates, les oxydes, les hydroxydes,
les silicates, la matière organique et les liens entre les argiles. Le 210Po a ensuite été déposé
sur un disque d'argent pur à l'aide d'une solution de HCL 0,5M, puis mis dans un compteur
de type EGG-Ortec Type 576AUn (Zhang, 2000), pendant plus de deux jours.
24
2.3.4 Granulométrie La granulométrie a été effectuée à l'aide d'un granulomere laser Beckman Coulter™
LSI3320 laser sizer à chaque centimètre. Avant l'analyse, les sédiments ont été dilués dans
une solution de calgon et secoués pendant 3 heures pour ensuite être soumis à des ultrasons
pendant 10 minutes (Matthews, 1991), puis tamisés au 2 mm. Les résultats d'au moins 3
mesures ont été moyennes. Les statistiques (moyenne, D50, indice de tri, d'asymétrie
kurtosis, contenu en sable, etc.) ont ensuite été établies grâce au logiciel Gradistat (Blott et
Pye, 2001). La méthode des moments géométriques a été privilégiée pour l'analyse
granulométrique.
BF ? NGRPD 2 P pr iq qp bq k ivpbp
2-0 Ro kpcboq p afj bkq fob çqfbo 9 J fC? P 2-0-0 Be kdbj bkqp ql ml do mefnr bp J bp al kk bp J fC? P l kq mboj fp ab obmo pbkqbo ibp e kdbj bkqp ql ml do mefnr bp ab i _ fb
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m o r kb ol pfl k- Cb mir p+ ibp e kdbj bkqp ql ml do mefnr bp mboj bqqbkq ab l kpq qbo i fj m q
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Bbp pb qbr op mo pbkqbkq ab cl oqp q r u a ol pfl k afob qbj bkq bk j odb abp pqor qr obp nr f
mol q~dbkq i çqb- J bp j ufj r j p a ol pfl k pl kq a fiibr op qqbfkqp z bp bkaol fqp-
2-0-1 Be kdbj bkqp s l ir j qofnr bp _or qp J bp abr u kk bp ab e kdbj bkqp s l ir j qofnr bp _or qp pl kq nr kqfcf bp a kp ib q _ib r 1 bq
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r j r i ar o kq i m ofl ab 1/ / 5,1/ / 7+ 167 568 j 2 ab p afj bkqp+ b nr f l oobpml ka z r kb
r j r i qfl k kkr biib j l vbkkb ab / +00 j 2.j 1. k- N o l kqob+ ibp al kk bp j l kqobkq
d ibj bkq nr b 047 048 j 2 ab p afj bkqp l kq q ol a p ar o kq bqqb m ofl ab il op nr b
325 727 j 2 ab p afj bkqp l kq q r j r i p- Gi p dfq a r kb r j r i qfl k bq r kb ol pfl k è2 ,v )X /
kkr biib j l vbkkb ab / +14 j .j . k bq ,/ +08 j .j . k obpmb qfsbj bkq- J bp s l ir j bp ol a p
s ofbkq pbil k ibp pb qbr op bkqob ,6 841 bq ,32 588 j 2 il op nr b ibp s l ir j bp r j r i p
s ofbkq bkqob 12 / 23 bq 82 143 j 2- Bbp fj ml oq kqbp s of qfl kp pl kq kl q j j bkq ar bp z i
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' ,6 841 j 2(- J b _fi k p afj bkq fob j l kqob nr b i mi db K l k de k bpq ib pbr i pb qbr o nr f fq
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27
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29
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66°18'0"W 66'17'45"W 66°-\T30"W 66"i7.5"W 66'17'0"W
Figure 10 : Impacts des structures artificielles sur le bilan sédimentaire des côtes de Sept-îles (effet de bout).
3.1.4 Changements volumétriques spécifiques Les données des changements volumétriques spécifiques (figure 11; tableau 2) montrent
que les plages Monaghan et Fergusson et les secteurs Malioténam Est et Moisie connaissent
une érosion importante sur une petite superficie (-0,49 à -0,92 m3/m2). En effet, à la plage
Fergusson, l'érosion est très localisée avec une valeur de -0,92 m3/m2. Pour les secteurs de
la plage Fergusson et Monaghan, cette érosion localisée est due aux structures rigides
protégeant la côte qui permettent l'érosion accentuée de chaque côté des structures (figure
10). Au contraire, les secteurs du port de Sept-îles, des plages Routhier et Lévesque et le
secteur de Malioténam connaissent une érosion qui s'étend sur un plus grand territoire
(- 0,21 à -0,34 m3/m2). Pour leur part, les zones d'accumulation sont sensiblement étendues,
le volume spécifique variant autour de 0,4 m3/m2. Seuls les secteurs du port de Sept-îles, de
la plage Fergusson et de la plage Lévesque connaissent une accumulation par superficie
plus forte, variant entre 0,65 et 0,79 m3/m2.
41
R _ib r 1 9 Afi k p afj bkq fob çqfbo ab i _ fb ab i Al r ib ' TL < Tl ir j b kbq: TQ < Tl ir j b pm fcfnr b(-
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? r j r i qfl k 12 / 23 47 8/ 2 / +28 / +12 Ni db K l k de k Dol pfl k ,12 353 30388 ,/ +46 ,/ +12
0 Afi k ,32/ 0/ / 3/ 1 / +/ / / +/ /
? r j r i qfl k 54 067 70884 / +68 / +60 Ni db Ebodr ppl k G yol pfl k ,7 687 8 463 ,/ +81 ,/ +0/
Afi k 45 270 80458 / +51 / +51
G ? r j r i qfl k 21 276 73 807 / +27 / +15 Ni db P l r qefbo Dol pfl k ,8 323 30610 ,/ +12 ,/ +/ 6
0 Afi k 11 842 015 528 / +07 / +07
? r j r i qfl k 57 211 81 262 / +63 / +41 Ni db J sbpnr b 0 yol pfl k ,6 841 26 767 ,/ +10 ,/ +/ 5
Afi k 5/ 26/ 02/ 140 / +35 / +35
0 ? r j r i qfl k 82 143 112 880 / +31 / +15 K ifl q k j Dol pfl k ,32 588 017 461 ,/ +23 ,/ +01
0 Afi k 38 444 241 452 / +03 / +03
? r j r i qfl k 28 328 72 061 / +36 / +23 K ifl q k j Dpq 0 yol pfl k ,07 2/ 0 22 074 ,/ +44 ,/ +05
Afi k 10 026 005 245 / +07 / +07
0 ? r j r i qfl k 35 314 008 018 / +28 / +13 K l fpfb Dol pfl k ,24 83/ 62 6/ 4 ,/ +38 ,/ +08
0 Afi k 0/ 374 081 723 / +/ 4 / +/ 4
? r j r i qfl k 325 727 74/ 67/ / +40 / +24 Rl q i 0 yol pfl k ,047 048 288 864 ,/ +3/ ,/ +02
Afi k 167 568 014/ 644 / +11 / +11
20
Cffxpxodwlrq Hurvlrq
Efdr ob 00 9 Tl ir j b ab p afj bkqp ol a bq r j r i bk cl k qfl k ab i pr mbocf fb obpmb qfsb ' s l ir j b pm fcfnr b(-
2-1 Ro kpcboq p afj bkq fob j ofk çqfbo 9 ar kbp bq _ oobp a s kq,mi db 2-1-0 K l omel j qofb J b mi qb r çqfbo ab i _ fb ab i Al r ib bpq o q ofp m o r kb i odbr o j ufj ib ab
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i odb ab i Nl fkqb, r u,A pnr bp- Qr o b mi qb r + abr u mbqfqp e j mp ab ar kbp l kq q
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ar kbp pb pfqr bkq bkqob 4/ / bq 7/ / j ab i çqb+ z r kb mol cl kabr o s of kq bkqob 2 bq 5+7 j -
C kp ib _r q ab o q ofpbo ibp ar kbp çqf~obp ab Qbmq,àibp+ abp m o j ~qobp j l omel j qofnr bp
l kq q i r i p r bkqob ab i oÉqb+ mbombkaf r i fobj bkq z i l ofbkq qfl k abp ar kbp- J bp
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ar kbp s ofb bkqob 0+4 bq 3 j + sb r kb j l vbkkb ab 1+4 j - J br o il kdr br o a l kab bpq afccf fib
32
à déterminer puisqu'elles ne sont pas également espacées entre elles. Leur longueur a donc
été estimée visuellement sur chacune des dunes et varie entre 50 et 300 m. D s'agit donc de
petites dunes par rapport à celles étudiées le long de la côte est américaine (Swift et Field,
1981). Une carte des pentes a été réalisée et est présentée à la figure 12. La pente est a une
valeur moyenne de 1,7° avec un écart-type de 0,7 et la pente ouest a une valeur moyenne de
4,4° avec un écart-type de 2,3. Un indice d'asymétrie a également été établi en effectuant le
ratio pente est/ouest. Un ratio >1 indique un profil asymétrique vers l'est (pente plus forte
vers l'est) et un ratio <1 indique un profil asymétrique vers l'ouest (pente plus forte vers
l'ouest). L'indice d'asymétrie moyen est de 0,49 et toutes les dunes sont asymétriques vers
l'ouest à l'exception d'une seule. Le rapport hauteur/longueur a également été calculé afin
de caractériser la morphologie et l'activité des dunes. Les dunes de Sept-îles ont un rapport
hauteur/longueur moyen de 0,019, ce qui indique qu'elles sont actives. En effet, un ratio
hauteur/longueur de plus de 0,01 indique généralement que les dunes progradent (Amos et
King, 1984; Dyer, 1986; Ashley, 1990). De plus, les dimensions et la pente constituent
généralement de bons indicateurs du développement des dunes en fonction des conditions
hydrodynamiques (Li et King, 2007). Les caractéristiques morphométriques des dunes de
Sept-îles suggèrent donc qu'elles sont bien développées et que les conditions
hydrodynamiques propices au transport sédimentaire telles que les tempêtes sont assez
fréquentes et intenses. L'orientation des dunes a également été prise en compte afin de
connaître la direction du transport sédimentaire et est résumée à la figure 12. L'orientation
permet de distinguer deux champs de dunes. Le champ situé à l'ouest a des orientations
variant entre 20° et 30° alors que celui à l'est a des orientations variant entre 40° et 50°.
L'angle par rapport à la côte varie également entre les dunes. Il varie entre 30° et 70°, avec
une moyenne de 49°. Ces orientations concordent bien avec le modèle de Huthnance
(1982), qui explique que l'angle des dunes par rapport à la côte dépend de l'angle avec
lequel les courants sont réfractés. Ainsi, un courant arrivant de façon oblique à la côte
engendrera des angles supérieurs à 30°.
33
66-19-0-W ee-is'o-w wir»-w 66-16-30-W ee-iffo-w
ee-io'o-w ee ,ff3o-w
Figure 12 : Cartographie des pentes des dunes et leurs orientations.
3.2.2 Patron granulométrique des dunes Les données granulométriques (D50) ont été tirées de l'étude de Ropars (2007). Ainsi, la
baie est essentiellement composée de sable fin à moyen. Il existe par contre d'importantes
variations au-dessus des dunes. Ces variations sont illustrées à la figure 13, où la
granulométrie a été analysée en fonction de la profondeur de l'eau. Pour les dunes situées à
l'est, la granulométrie a généralement de plus fortes valeurs sur la crête des dunes. Au
contraire, les dépressions ont des valeurs granulométriques plus faibles. Malheureusement,
le manque d'échantillons de surface sur les dunes de l'ouest en limite leur analyse
granulométrique. Par contre, la dune la plus à l'ouest correspond au même patron
granulométrique décrit précédemment.
34
Distance (km)
Figure 13 : Caractérisation granulométrique des dunes.
3.2.3 Barres d'avant-plage Les données bathymétriques en eaux peu profondes ont également révélé la présence de
barres d'avant-plage. À l'est de la plage Fergusson, deux barres d'avant-plage sont visibles
à des profondeurs de 0 m et 1 m. Plus à l'ouest, vers le port de Sept-îles, les barres se
trouvent jusqu'à une profondeur de 2 m. Ces barres s'étendent jusqu'à 400 m de la ligne de
rivage. Leur largeur varie entre 100 et 150 m et leur hauteur est d'environ 1,5 m. Elles sont
généralement asymétriques vers la côte. Ce type de barres correspondrait
vraisemblablement au type V de Greenwood et Davidson-Arnott (1979). Les barres
d'avant-plage de la baie de la Boule présentent également des caractéristiques similaires
aux barres de commutation (bars switching) (figure 14) (Shand et a l , 2001; Shand, 2003).
Ce phénomène implique que des barres parallèles deviennent discontinues et que les barres
près de la côte se réalignent et rejoignent les barres plus au large.
35
Figure 14 : Exemple de barres de commutation (bar switching) dans la baie de la Boule (cercle).
3.3 Transfert sédimentaire marin : système chenal-levée 3.3.1 Bathymétrie multifaisceaux
La pente est un élément essentiel à la description des canyons et des systèmes chenal-levées
puisque la présence et la récurrence des canyons peuvent être reliées au type de pente
(Twitchell et Roberts, 1982). À Sept-Êes, la pente cumulative au large de la Pointe-aux-
Basques atteint rapidement 5,8% à 400 m de la côte et diminue aussitôt avec la distance
(figure 15). Ce profil correspond au type 2 selon la classification de O'Grady et al., (2000)
et a une forme de sigmoïde. Ce type de pente est généralement associé à un fort apport
sédimentaire, ayant une architecture et une géométrie interne progradante. La pente peut
donc être associée à l'avancé d'un delta qui présente généralement des clinoformes
progradants.
36
Pente O*: f»ro*.ldela,»«ntideSept-il«
1 Douce
0" T 10*
Apport sédimentaire important
moderne Apport
Instable
Peu ou pas de canyons
Stgmotde
P Abrupte et
r 10* o* 5* i<r <r Pente du plancher marin
sedt Tien taire Important
Stradgrapt. i e progr adatœnelle
Peu de canyons
Apport sédimentaire moderne faible
Architecture torque et exposée
Plusieurs canyons présents
Apport sédimentaire faible
Architecture progradante et
Beaucoup de canyons
5* 10*
Apport sédknentawe modère
Plusieurs facteurs ont W uencé la morphologie au cours des temps géologiques
Figure 15 : Profil cumulatif de la pente côtière de Sept-îles. Ce profil correspond au type 2 (sigmoïde) de la classification de O'Grady et al. (2000).
Les données bathymétriques présentées à la figure 16 ont permis de constater que la pente
côtière de la Pointe-aux-Basques est marquée d'un seul chenal mature. Ce chenal est
directement relié à la côte, ce qui diffère des modèles théoriques où le chenal est relié à un
canyon. En effet, les systèmes chenal-levées sont généralement la continuité des canyons,
lorsque la pente devient faible (e.g., Damuth et Flood, 1984; Babonneau et al., 2002;
Haflidason et al., 2007; Lastras et al., 2009). Es présentent généralement une morphologie
en V lors de l'incision dans le plateau côtier et deviennent progressivement en U vers le bas
de la pente, pour former le système chenal-levée. Le système de Sept-îles se distingue
également par le fait qu'il n'est pas connecté à un système de drainage terrestre. La rivière
Moisie se situe à 22 km à l'est du secteur. Le chenal incise la côte du nord au sud à une
profondeur de 5 m et à une distance de 350 m de la côte et se présente en forme de U
(figure 17). Le chenal principal a une largeur de 200 m. Le relief du chenal (profondeur
levée - profondeur thalweg) mesure 4 m près de la source et diminue à moins de 1 m à
900 m de la tête du chenal. De plus, la levée ouest est légèrement plus développée que la
levée est (figure 17, profil 1 et 2). Ce chenal s'étend sur 500 m et évolue par déposition
différentielle avant de s'étendre en lobe chenalisé au bas de la pente sur plus de 2 000 m.
Ce lobe chenalisé a une largeur maximale de 1 600 m, ce qui lui donne une superficie de
2,41 km2. Il est composé de 2 chenaux secondaires, situés à l'est et de deux lobes de
déposition, situés à l'ouest (figure 16B). Les chenaux secondaires ont une profondeur
37
moyenne de 1 m et une largeur moyenne de 60 m. Les deux lobes de déposition ont une
longueur d'environ 500 m et une largeur d'environ 200 m. Le lobe chenalisé de Sept-Êes
est également caractérisé par des mégarides à la surface. Certaines de ces mégarides
présentent une morphologie en forme d'antidune, où la pente terrestre est plus abrupte et
plus courte que la pente marine. En s'éloignant de la source, ces formes ressemblent à des
ondulations régulières de plus petite ampleur.
À l'ouest du système chenal-levée, de petites ondulations indiquent que des courants
gravitaires tendent à éroder la pente côtière. Un chenal est d'ailleurs en voie de se former
(figure 16B). D débute à une profondeur de 3 m et a une largeur de -100 m. D n'est
toutefois pas mature et doit rarement servir de conduit.
3.3.2 Données de sonar à balayage latéral Les données de sonar à balayage latéral acquises sur le système chenal-levée ont permis
d'illustrer le système en 2010 (figure 18). Ainsi, les chenaux et les mégarides sont toujours
visibles à la surface du système. Ces mégarides témoignent du transport sédimentaire et
donc de la récurrence de courants gravitaires sur le système. Par conséquent, ces
informations indiquent que le système est toujours actif. Les données de sonar à balayage
latéral n'ont toutefois pas permis de cartographier les sédiments de surface en raison de
données trop homogènes. Cette homogénéité est probablement due au fait que le sonar à
balayage latéral n'était pas assez près du fond marin lors des levés, empêchant la détection
de variations dans la granulométrie et la densité des sédiments. D a donc été impossible
d'évaluer la distribution granulométrique du système chenal-levée à partir des données de
sonar à balayage latéral (e.g., Davis et al., 1996; Goff et al., 2000; Migeon et al., 2010).
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27
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Figure 18 : Données de sonar à balayage latéral illustrant le système chenal-levée (SCL). Les mégarides témoignent du transport sédimentaire au-dessus du système.
41
3.3.3 Données de sous-surface
3.3.3.1 Unités Les profils sismiques provenant de l'étinceleur acquis sur le système chenal-levée
présentent 3 unités (figure 19) : 1) une première unité (Ul) est caractérisée par des
réflecteurs parallèles; 2) une deuxième unité (U2) est composée de réflecteurs chaotiques et
repose de manière progradante au-dessus de Ul; et 3) une troisième unité (U3) est
également composée de réflecteurs chaotiques et repose de manière progradante au-dessus
des unités 1 et 2. La première unité s'est vraisemblablement mise en place par
sédimentation normale en milieu marin profond, lorsque le NMR était à 130 m au-dessus
du niveau marin actuel. Ces sédiments se seraient donc déposés dans plus de 190 m d'eau,
au large du delta de la rivière Moisie et Sainte-Marguerite. Les unités 2 et 3 sont associées à
des mouvements de masse de faible ou de haute densité en raison de leur faciès sismique
chaotique (Sangree et Widmier, 1979; Mansor, 2004). Ce faciès sismique chaotique n'a
toutefois pas eu la même source, ni ne s'est développé simultanément. L'unité 2 s'est
probablement mise en place lors de l'évolution du delta de la rivière Moisie où l'export
sédimentaire vers le milieu marin était important. Enfin, l'unité 3, qui correspond au
système chenal-levée à l'étude, a évolué suite au déplacement du delta de la rivière Moisie
vers l'ouest.
Les données de sous-surface révèlent également que l'épaisseur de dépôt est plus grande
directement au bas de la pente, soit à environ 700 m de la tête du chenal (figure 19C). Dans
ce secteur, 25 m de sédiments se sont accumulés et cette épaisseur diminue en forme de
biseau vers le sud. Les profils de sous-surface ont également permis d'estimer la quantité
de sédiments faisant partie du système chenal-levée. En identifiant les réflecteurs de la base
du système, il a été possible de les extrapoler pour en faire une carte isopaque qui a ensuite
été soustraite à la bathymétrie. D en résulte un volume approximatif de sédiments de plus
de 14 000 000 m3 pour ce système.
42
3.3.3.2 Terminaisons stratigraphiques La figure 19C présente le type de conformité entre les réflecteurs chaotiques et parallèles.
Les profils sismiques révèlent la présence de biseaux de progradation (downlaps), qui sont
définis comme étant la jonction entre des clinoformes inclinés contre une surface ayant un
angle faible. Us représentent la base de l'unité sédimentaire à la base de la déposition. Les
biseaux de progradation représentent donc le contact entre la sédimentation progradante et
la déposition dans un environnement marin profond (Catuneaunu, 2006). Ainsi, ce type de
terminaison indique la progradation des clinoformes de l'ancien système turbiditique et du
système chenal-levée récent. Il y a également sédimentation normale au large à mesure que
le système chenal-levée prograde (figure 19C). Les biseaux de progradation ne s'appuient
donc pas sur le même réflecteur à la base à mesure que le front du système s'éloigne de la
source. Les réflecteurs au large se sont donc mis en place alors que le système était moins
étendu. Le système chenal-levée a ensuite progradé au-dessus de la sédimentation normale
précédente.
3.3.3.3 Chenal principal Le chenal principal du système chenal-levée présente une morphologie qui diffère en
fonction de son éloignement de la source. Un profil près de la source montre une
morphologie franche, où les parois sont abruptes et dont l'épaisseur des levées est plus
importante que l'accumulation dans le chenal (figure 20A). De plus, les sédiments ne
drapent pas conformément l'ensemble du chenal, ce qui indique que la morphologie et la
stratigraphie du chenal sont influencées par le passage de courants gravitaires.
La figure 20B illustre le même chenal, mais en milieu distal, directement au bas de la pente.
Les sédiments ne drapent pas le chenal. Par contre, le thalweg se remplit plus rapidement
que les levées, ce qui indique un chenal accumulatif où il y a plus de sédimentation que
d'érosion. Cette différence entre le milieu proximal et distal démontre que le régime
sédimentaire varie au sein du chenal, passant d'un régime où les courants gravitaires sont
majoritairement confinés à un régime où l'écoulement se disperse, ce qui explique la faible
épaisseur des levées.
54
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44
3.3.3.4 Chenal secondaire est Les profils de sous-surface révèlent qu'en milieu proximal, le chenal secondaire de l'est
présente une forme en auge. Les levées sont importantes, ayant un peu plus d'un mètre de
hauteur. Un réflecteur semble également être tronqué (figure 20C). Un second profil en
milieu distal est caractérisé par une morphologie en V (figure 20D). Les levées sur ce profil
sont de moindres importances. Par contre, le premier réflecteur sous la surface est
également tronqué, ce qui indique que le chenal est encore influencé par des courants
gravitaires.
3.3.3.5 Chenal secondaire sud En milieu proximal, le chenal secondaire du sud présente une morphologie en auge, avec
des parois abruptes et franches (figure 21 A). Les levées sont importantes, de l'ordre d'un
mètre de hauteur. Le chenal s'est probablement formé par déposition différentielle puisque
le thalweg est surélevé par rapport au niveau de base.
Le même chenal en milieu distal présente une forme en V (figure 21B). Les levées sont
également importantes, de l'ordre d'un mètre. Il présente également les caractéristiques de
la déposition différentielle. Ces indicateurs suggèrent également que des courants
gravitaires influencent toujours la morphologie et la stratigraphie du chenal
3.3.3.6 Lobe de déposition Un profil de sous-surface sur le lobe de déposition a permis d'identifier un ancien chenal
(figure 21C). En effet, le chenal présente aujourd'hui une sédimentation conforme qui le
drape, sans toutefois l'avoir complètement recouvert. Ces données suggèrent que le lobe est
soit inactif, c'est-à-dire que les courants gravitaires ne l'influencent plus, ou que la
compétence des courants gravitaires n'est pas assez grande pour le canaliser. Ainsi, la
queue du courant gravitaire ne fait que se déposer de façon conforme.
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47
3.3.4 Propriétés physiques et chimiques des sédiments
3.3.4.1 COR1002-13BC La carotte 13BC (50°10,5073' N ; 66°20,1616' W; figure 7) se situe à 53 m de profondeur,
au centre du système chenal-levée et mesure 22 cm de longueur (figure 22). La base est de
couleur gris très foncé et est composée à environ 80-90% de sable. Quelques feuilles sont
présentes dans les sédiments. Entre 15 et 16 cm, une brindille en position verticale suggère
la mise en place des sédiments par des courants gravitaires. Un lit de matière organique est
également observé vers 15 cm grâce à une importante diminution du nombre CT, de la
densité, de la susceptibilité magnétique (k) et des valeurs de L*. Cette unité est propre à la
carotte 13BC. Les 16 premiers cm sont pour leur part composés à 60-70% de sable. Le
nombre CT et la densité diminuent vers le haut, ce qui concorde également avec une
diminution progressive du contenu en sable. Quelques hausses marquées sont toutefois
visibles à 4,5, 8,5 et 12,5 cm. Quant à elle, la susceptibilité magnétique augmente vers le
haut pour atteindre les 1000 SI. Les valeurs de susceptibilité magnétique sont très fortes par
rapport aux autres carottes prises dans le golfe et l'estuaire du Saint-Laurent (e.g.,
Lajeunesse et al., 2007; Cauchon-Voyer et al., 2008). Ces importantes valeurs sont
probablement dues aux fortes valeurs de Fe et de Ti. Le Fe augmente d'ailleurs de façon
marquée à 10 cm, passant d'environ 17 000 ppm à 23 000 ppm. Cette augmentation est
associée au transbordement du fer au port de Sept-Ees qui a débuté dans les années 1955
(Journaux et Taillefer, 1957). Ainsi, cette hausse du contenu en fer est un marqueur
chronologique pour la fin des années 1950 et le début des années 1960. Le Ti présente
également une hausse marquée de son contenu, ce qui soutient cette hypothèse.
3.3.4.2 COR1002-15BC La carotte 15BC (50° 10,3466' N ; 66° 19,8696 W; figure 7) se situe à 60 m de profondeur,
près du chenal secondaire du sud du système chenal-levée et mesure 15 cm de longueur
(figure 23). La base de la carotte est de couleur gris très foncé et est composée à 65-70% de
sable. Elle est marquée par une augmentation de la susceptibilité magnétique, du Fe et du
Ti. Un contact granulométrique franc distingue ces sédiments de ceux au-dessus. Les 12
premiers cm contiennent pour leur part 50-55% de sable. Es sont caractérisés par une légère
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49
3.3.4.3 COR1002-16BC La carotte 16BC (50°10,3208'N ; 66°20,5610' W; figure 7) se situe à 58 m de profondeur,
au centre du lobe de déposition et mesure 27 cm (figure 24). La base contient jusqu'à 90%
de sable et est de couleur brun grisâtre très foncé. Les 25 premiers cm sont composés de
±50% de sable, avec quelques hausses marquées à 55-60%. Les augmentations de
granulométrie sont également visibles avec des hausses de Fe et de Ti. Le haut de la carotte
présente un contenu en sable relativement constant. Pour leur part, le nombre CT et la
densité diminuent légèrement vers le haut. Une importante hausse dans le Fe et le Ti
s'effectue vers 12 cm, où les valeurs de Fe passent d'environ 17 000 ppm à environ
21 000 ppm. Ce changement est associé aux environs de 1960.
Nombre CT (HU)
Ct-Scan Photo
Densité (g/cm1)
1.2 1.4 1 0 .
i io
I 1 5
20
25
k(x10>SI) % sable
40 60 80 100
Fe Ti (xlCr1 ppm) (xlO'ppm )
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Figure 24 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 16BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.
3.3.4.4 COR1002-17BC La carotte 17BC (50°10,7133'N ; 66°19,8735' W; figure 7) se situe à 52 m de profondeur,
près du chenal secondaire de l'est et mesure 28 cm (figure 25). La carotte contient en
moyenne 50-60% de sable et montre plusieurs hausses marquées à plus de 60%. Le contenu
en sable varie grandement à la base de la carotte alors que le nombre CT et la densité
restent relativement stables. Les 10 premiers cm présentent pour leur part une diminution
progressive du sable, ce qui concorde avec la diminution du nombre CT et de la densité. Un
50
changement dans le contenu en Fe est également visible vers 10 cm, passant d'environ
18 000 ppm à plus de 22 000 ppm, et est associé aux années 1960.
Nombre CT (HU)
Densité (g/cm") k(x10>SI) % sable Ti
{xlC. ppm)
Ct-Scan Photo
l | 15
20
25
800 1000 1200 1400 300 900 1500 5 15 25 35 0 20 40 60
Figure 25 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 17BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.
3.3.4.5 COR1002-18BC La carotte 18BC (50°10,7856'N ; 66°20,3374' W; figure 7) se situe à 48 m de profondeur,
au centre du système chenal-levée et mesure 18 cm (figure 26). Elle est de couleur gris très
foncé et est composée à 60-68% de sable. Le contenu en sable est légèrement plus élevé à
la base, variant autour de 64-72%. Le haut de la carotte présente des variations du contenu
en sable de 60-66% avec une légère tendance à l'augmentation. Cette légère augmentation
est aussi visible dans la susceptibilité magnétique. Le nombre CT et la densité sont
relativement constants, avant de diminuer légèrement vers 4 cm. Enfin, une augmentation
des valeurs de Fe vers 12 cm, passant d'environ 20 000 ppm à 26 000 ppm, est associée aux
années 1960.
3.3.4.6 COR1002-19BC La carotte 19BC (50°11,1367'N ; 66°20,4487' W; figure 7) se situe à 32 m de profondeur,
sur la levée est du chenal principal et mesure 25 cm (figure 27). Elle est de couleur brun
grisâtre très foncé et est composée à 60-76% de sable. Les propriétés physiques des
51
sédiments montrent d'importantes variations. Le contenu en sable présente une hausse
marquée à 7 cm, avec une tendance générale à la diminution. La densité présente une
tendance similaire.
Ct-Scan Photo
Nom bre CT Densité (HU) (g/cm 1)
1.2 1.4 1.6
5 -
10
15
k (xlO-5 SI) % sable
56 60 64 68 72
Fe (x10*ppm )
12 18 24 30
Ti (xlO* ppm )
750 1050 1350 400 800 1200 20 24 28 32 36 10 20 30 40
Figure 26 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 18BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.
Ct-Scan Photo 0 -.
5 -
a 10
__ 15
20-
Nom bre CT (HU)
k (xlO-5 SI) % sable Fe Ti M O 'ppm ) (xlippm )
900 1100 1300 800 1000 1200 24 26 28 30 32 10 20 30 40 50
Figure 27 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 19BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.
52
3.3.4.7 COR1002-20BC La carotte 20BC (50° 11,1069'N ; 66°20,5556' W; figure 7) se situe à 33 m de profondeur,
dans le thalweg du chenal principal et mesure 18 cm (figure 28). Elle est de couleur gris
très foncé. La base de la carotte est composée à -78% de sable. Le haut de la carotte
présente pour sa part un contenu en sable relativement constant. Le nombre CT et la densité
diminuent légèrement vers le haut, alors que les autres propriétés physiques restent
relativement stables. Cette stabilité vers le haut est probablement due au passage des
courants gravitaires qui laissent en place seulement la fraction granulométrique la plus
grossière.
Fe Ti xlO'ppm ) (xlO'ppm)
8 16 24 32
1000 11001200 1300 500 1000 1500 16 20 24 28 32
Figure 28 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 20BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.
3.3.4.8 COR1002-21BC La carotte 21BC (50° 10,5610'N ; 66°20,6577' W; figure 7) se situe à 55 m de profondeur,
sur le lobe de déposition proximal et mesure 26 cm (figure 29). Elle est de couleur gris très
foncé avec d'importantes variations du contenu en sable qui semble avoir une tendance à la
diminution vers le haut. Plusieurs petites feuilles et brindilles en position verticale sont
visibles dans la carotte. La susceptibilité magnétique présente également d'importantes
variations, mais semble avoir une tendance générale relativement stable, aux alentours de
53
800 SI. Le Fe est caractérisé par une hausse importante vers 15 cm, associée aux années
1960.
Ct-Scan Photo
Nombre CT (HU)
Densité (g/cm*)
.4 1.5 1.6 1
k(x10->SI)
7
%sable L*
52 56 60 64 68 72
Fe Ti (xltfppm ) (xltfppm )
9 18 27 36
5 -
1 f '
1 \ 1
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20-
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1 1 1 Th f
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II 25-II 900 10501200 300 900 1500 12 20 28 36 0 10 20 30 40
Figure 29 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 21BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.
3.3.5 Granulométrie de surface La moyenne des cinq premiers cm de chacune des carottes a été utilisée afin de connaître la
composition granulométrique des sédiments de surface. Par la suite, une interpolation par la
méthode des voisins naturels (natural neighbour) a été effectuée afin d'estimer la
granulométrie des sédiments de surface de l'ensemble du système chenal-levée (figure 30).
Sur cette figure, les sédiments les plus grossiers se situent dans le thalweg du chenal
principal, ayant une moyenne de 78 pm. Sur les levées, les sédiments ont une granulométrie
plus fine, ce qui suggère que des courants gravitaires érodent ou laissent en place un lag
dans le thalweg alors que les sédiments fins composant la partie supérieure du courant se
déposent en marge du chenal (e.g., Piper et Deptuck, 1997). Ces observations démontrent le
passage de courants gravitaires dans le chenal principal. De plus, la distribution spatiale de
la granulométrie sur le système caractérisée par des courbes en U, soutient également le
passage de courants gravitaires. En effet, les sédiments plus grossiers tendent à être
transportés là où l'énergie du courant est plus forte, soit directement vers le bas de pente.
54
Les sédiments plus fins sont déposés de part et d'autre du système et au large, là où
l'intensité est plus faible.
66*21'0"W 66°20*30"W 66°20'0"W 66'19'30-W
Figure 30 : Interpolation de la granulométrie de surface du système chenal-levée. La distribution de la granulométrie présente une forme en U vers le bas de la pente, suggérant le passage de courants gravitaires.
3.3.6 Distribution magnétique D'importantes variations du champ magnétique total ont été observées dans la région du
système chenal-levée, soit une variation de 831 nT sur une surface de 2,5 km2 (figure 31).
Comme le démontre la figure 5, le champ magnétique total dépend en bonne partie du
magnétisme des sédiments du système chenal-levée, et donc du contenu en magnetite
(Boyce et al., 2004; Pozza et al., 2004). Toutefois, le champ magnétique total de certains
secteurs est plutôt associé à la proximité du substrat rocheux sous-jacent. C'est le cas pour
55
les intrusions de gabbros, près des îles de Sept-îles (figure 2). De plus, le champ
magnétique total du chenal principal est moins élevé que les levées, ce qui suggère le
débordement des sédiments lors du passage des courants gravitaires. D y a également un
écart important entre les valeurs du système chenal-levée et le niveau de base au sud. Ce
dernier a des valeurs se situant autour de 54 600 nT alors que le système oscille autour de
55 000 nT. Ces données suggèrent deux types de sédimentation distincts : 1) la
sédimentation par courants gravitaires apportant des sédiments riches en magnetite
provenant du plateau côtier; 2) la sédimentation normale au large, moins riche en
magnetite. Cette variation indique donc un apport terrigène du système chenal-levée et la
progradation des sédiments au-dessus du niveau de base.
3.3.7 Coquilles Deux types de coquilles ont été identifiés dans les carottes de sédiments. La première est
une Clinocardium ciliatum (figure 32). Ce type de coquille se retrouve généralement en
milieu argileux à une profondeur de 0-500 m (Tucker-Abbott et Sandstrom, 1968). La
deuxième coquille est une Mya truncata, qui se retrouve généralement dans l'argile et la
vase, à une profondeur de 4 à 30 m selon Tucker-Abbott et Sandstrom (1968), ou de 0 à
100 m selon Wagner (1970). Toutefois, le système chenal-levée est composé de sédiments
sableux et se situe à une profondeur de plus de 30 m. Ainsi, la nature de ces coquilles et le
milieu dans lequel elles se trouvent suggèrent que les courants gravitaires sont les processus
responsables du transport des sédiments.
56
66°21*30"W 66-2r(rW 66°20,30"W 66°2tWW 66°,V3Qrw 66-l9*0"W W.VWV*
W2V3trW 66o21'0"W 66°20*30"W 66°20*O"W ee-I^O-W 66°19'0"W
Figure 31 : Champ magnétique total en fonction de la bathymétrie. Le système chenal-levée présente une plus forte intensité magnétique que le niveau de base.
57
Figure 32 : Image tomodensitométrique illustrant la présence d'une importante coquille (Clinocardium ciliatum) dans la carotte 17BC.
3.3.8 Profil de décroissance radioactive du 210Pb Sur les profils en Ln, les trois carottes présentent une augmentation de la pente aux
environs de 14 cm (figure 33). Cette augmentation, particulièrement marquée pour les
carottes 13BC et 17BC, n'est pas associée à la bioturbation, mais plutôt à une augmentation
récente de la sédimentation. Certaines études ont remarqué de la bioturbation sur 15 cm
dans la baie de Monterey (e.g., Lewis et al., 2002). Cependant, ces profils de décroissance
radioactive montrent un profil vertical alors que les profils de Sept-îles sont légèrement
inclinés. De plus, les images tomodensitométriques ne montrent pas de bioturbation
importante.
Par ailleurs, l'activité du 210Pb des carottes 13BC, 16BC et 17BC présente un profil en
escalier, superposant un profil exponentiel (figure 33). Ces données suggèrent que la
sédimentation est marquée d'événements ponctuels où plusieurs centimètres se déposent
58
rapidement (Sommerfield et Nittrouer, 1999; Arnaud et a l , 2002; Huh et a l , 2004; 2006;
Garcia-Orellana et a l , 2006). Le 210Pb en excès est alors dilué au sein de la couche de
sédiments déposée rapidement. Puisque la sédimentation n'est pas constante, les taux de
sédimentation n'ont pas pu être calculés. Pour estimer l'âge des carottes, plusieurs auteurs
retirent les couches déposées rapidement afin de ne pas inclure de biais dans les âges des
sédiments (e.g., Huh et Su., 1999). Par contre, dans le cas de Sept-Êes, il n'a pas été
possible de distinguer les différentes couches déposées rapidement, ce qui peut être dû au
fait que la quasi-totalité des carottes est composée d'événements ponctuels ou que les
différences granulométriques entre la sédimentation hémipélagique et les événements
ponctuels ne sont pas assez grandes pour distinguer les deux types de sédimentation. La
chronologie et la récurrence des événements n'ont donc pas pu être établies
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CHAPITRE 4 Dynamique sédimentaire récente
4.1 Transfert sédimentaire récent
4.1.1 Transfert sédimentaire côtier Les données LiDAR ont permis de calculer le volume de sédiments qui a transité sur la côte
entre les années 2006 et 2008. Ainsi, plus de 400 000 m3 de sédiments ont été transférés,
soit plus de 0,35 m3/m2. Ce nombre équivaut aux sédiments accumulés sur l'ensemble de la
côte. Les sédiments érodés ne sont pas pris en compte dans le transfert sédimentaire
puisqu'il est fort probable que les sédiments se soient accumulés ailleurs sur la côte. De
plus, en réalité, une quantité plus importante de sédiments a été transférée puisqu'on ne
connaît pas le volume de sédiments qui est exporté du système littoral vers le large. Le
volume de sédiment calculé indique tout de même que malgré un bilan sédimentaire positif
de la plage de la baie de la Boule, une importante quantité de sédiments se déplace le long
de celle-ci.
Les données LiDAR ont également permis de confirmer que la côte de Sept-îles ne présente
pas un bilan sédimentaire similaire et homogène sur son ensemble (Lessard et Dubois,
1984; Dubois et al., 2006; Bernatchez et a l , 2008a). L'érosion préférentielle de la côte du
secteur est et l'accumulation dans les secteurs ouest démontre bien qu'il existe un transfert
sédimentaire important le long du littoral de la baie de la Boule. Les secteurs à l'est sont
généralement affectés par des vagues de plus de 2 m (Ropars, 2007), contribuant à une
érosion plus importante. Ces secteurs sont alimentés principalement par la rivière Moisie,
laquelle ne fournit pas suffisamment de sédiments sur la côte pour la protéger de ces
vagues. Les sédiments érodés sont ensuite transférés vers l'ouest, dans le sens de la dérive
littorale. Le secteur ouest accumule alors les sédiments transportés par la rivière Moisie et
les sédiments provenant de l'érosion des secteurs Moisie, Malioténam et Malioténam Est.
Près de la Pointe-aux-Basques, les îles de Sept-îles semblent bloquer la propagation des
vagues de plus de 2 m, ce qui protège ces secteurs de l'action érosive des vagues. Par
61
contre, un secteur à l'ouest présente un bilan sédimentaire (m3/m2) comparable au secteur
est, soit la plage Monaghan. Cette dernière est d'ailleurs la seule qui montre un bilan
sédimentaire terrestre négatif pour la période 2006-2008. Le bilan sédimentaire moins
important de cette plage est probablement dû aux structures artificielles qui ont pour but de
protéger la côte (figure 10). Ces structures ont généralement pour effet d'abaisser le profil
de plage. Elles produisent donc un profil beaucoup plus abrupt et réduisent sa largeur (Hall
et Pilkey, 1991; Basco et a l , 1992; Fletcher et a l , 1997; Leclerc, 2010), ce qui engendre
une érosion importante. Les effets des structures artificielles sur le transport sédimentaire
sont toutefois sujets à controverse. Kamphuis et al. (1992) ont démontré que le transport
sédimentaire diminuait devant les structures rigides à mesure que l'avant-plage s'érodait.
Selon leur étude, à mesure que l'avant-plage s'abaisse, la réflexion des vagues est
accentuée sur le mur par rapport au déferlement. Par contre, dans le cas de Sept-îles, le
transport sédimentaire dû à la dérive littorale sur les plages est très important, n'abaissant
pas de façon significative l'avant-plage. En effet, Bernatchez et al. (2008a) ont observé que
les barres sableuses se déplaçaient plus rapidement devant les structures rigides, à cause du
rétrécissement de la plage. Ce déplacement engendrerait le déferlement de vagues plus
importantes sur les structures et ainsi une hausse du transport sédimentaire. De plus, les
murs de protection engendrent l'effet de bout (Kraus et McDougal, 1996; Bernatchez et a l ,
2008) qui permet l'ajout de matériel non consolidé dans la dynamique sédimentaire
littorale.
Malgré un bilan positif, Bernatchez et al. (2008) ont observé des cycles d'érosion et de
sédimentation de l'ordre de 10 ans. Ces cycles seraient reliés à la migration de barres
sableuses sur la côte, qui alimenteraient la plage en sédiments, mais engendreraient de
l'érosion lorsqu'elles s'amincissent. Ces barres n'alimentent pas seulement les plages, elles
les protègent de la houle de tempête. En effet, Ross et Long (1989) ont démontré pour la
région de Longue-Pointe-de-Mingan que les vagues ont tendance à éroder
préférentiellement la crête des barres protégeant ainsi la plage aérienne. De cette façon, il y
a érosion sur la crête, mais sédimentation dans les creux, ce qui mène à un transfert
sédimentaire dans le sens de la dérive littorale. La différence d'altitude entre les données
LiDAR de 2006 et 2008 vient appuyer cette théorie. En effet, sur la figure 9B, la crête de la
62
barre sableuse a été érodée au détriment de la dépression qui présente une sédimentation
importante. Le courant généré par la dérive littorale permet par la suite aux barres sableuses
d'agir comme conduits pour le transfert des sédiments côtiers vers la Pointe-aux-Basques.
4.1.2 Transfert sédimentaire marin via les dunes Les dunes connectées à la côte ont été définies par Duane et al. (1972) comme étant des
formes générées et influencées par les tempêtes, linéaires, mais obliques à la côte, associées
à une pente faible sur un substrat sableux. Les dunes retrouvées sur le plateau côtier de
Sept-Êes diffèrent de celles généralement étudiées ailleurs dans le monde (e.g., Hemming,
1978; Figeiredo et a l , 1981; Swift et Field, 1981; Darlymple et Hoogendoon, 1997; Goff et
a l , 1999; Lobo et a l , 2000; Li et King, 2007; Audet-Morin, 2009) puisqu'elles se situent
en milieu très peu profond (3-5 m) et à quelques mètres de la côte seulement.
Ainsi, à Sept-Êes, le transfert sédimentaire latéral à la côte ne se fait pas uniquement via les
barres sableuses. Les données bathymétriques à haute résolution et granulométriques ont
permis d'observer que des dunes sous-marines progradent vers l'ouest et contribuent au
transfert sédimentaire vers la Pointe-aux-Basques. En effet, plusieurs études ont démontré
qu'une granulométrie grossière sur les crêtes et plus fine dans les dépressions est un
indicateur de la progradation des dunes (Stubblefield et Swift, 1981; Swift et Field, 1981;
Hoogendoom et Darlymple, 1986; Darlymple et Hoogendoom, 1997; Goff et a l , 1999;
Lobo et a l , 2000; Li et King, 2007). Ces études ont démontré que les courants érodent les
sédiments fins des crêtes et laissent en place seulement la fraction grossière. Dans les
dépressions, le courant est plus faible, puisqu'il se crée un vortex, permettant la déposition
des particules plus fines (figure 34). La répartition de la granulométrie au-dessus des dunes
indique donc qu'elles sont actuellement actives lors de tempêtes et qu'elles contribuent à
transférer des sédiments vers la Pointe-aux-Basques.
63
Figure 34 : Schématisation de la progradation des dunes de Sept-îles vers la tête du système chenal-levée.
Les dunes de l'ouest sont également beaucoup plus asymétriques que les dunes de l'est.
Puisque l'asymétrie des dunes est liée aux conditions hydrodynamiques (Li et King, 2007),
leur morphologie suggère un courant plus important. Cette séparation des deux champs de
dunes peut être expliquée par la présence des cayes de l'est qui bloquent les vagues de
tempêtes provenant de l'est. Au nord des cayes de l'est, Ropars (2007) observe des vagues
beaucoup plus petites, ne permettant pas la continuité de courants générés à l'est, ce qui
divise le champ de dunes (figure 35).
Les sédiments qui alimentent ce système de dunes proviennent vraisemblablement de la
rivière Moisie et de l'érosion côtière. L'image multispectrale de l'embouchure de la rivière
Moisie montre bel et bien que les sédiments sont transférés vers l'ouest (figure 36). Une
partie de ces sédiments est transportée sur la côte alors qu'une autre transite en milieu
marin sur le plateau côtier. La modélisation des courants littoraux de Ropars (2007) montre
également que les courants de la Pointe Moisie sont de l'ordre de 0,5 m/s et plus jusqu'à
quelques centaines de mètres au large, ce qui suggère que les sédiments érodés de la Pointe
Moisie peuvent également transiter via le milieu marin.
64
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Figure 35 : Localisation des dunes en fonction de la direction principale des vents.
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Figure 36 : Image multispectrale illustrant le transport sédimentaire vers l'ouest à l'embouchure de la rivière Moisie.
65
4.1.3 La morpho-sédimentologie du système chenal-levée
4.1.3.1 La formation du système chenal-levée Le système chenal-levée de Sept-Êes se situe à l'extrême ouest de la baie de la Boule au
large de la Pointe-aux-Basques. Comme le plateau côtier rétrécit d'est en ouest (de 5 000 m
à 300 m), les sédiments devant la Pointe-aux-Basques sont confinés au nord par la côte et
au sud par la pente côtière. Une partie des sédiments est alors exportée vers le large par des
courants gravitaires. Trois mécanismes sont généralement invoqués pour la génération de
courants gravitaires : 1) les mouvements de masse sous-marins; 2) les courants
hyperpycnaux; et 3) les tempêtes (Inman et al., 1976; Mulder et al., 1998; Piper et Normark,
2009; Meiburg et Kneller, 2010). Sur le plateau côtier, aucune marque de glissement sous-
marin n'est visible, éliminant cette hypothèse. De plus, la rivière Moisie se situe à 22 km à
l'est du système chenal-levée. Les courants hyperpycnaux ne peuvent donc pas être à
l'origine de ces courants gravitaires. L'hypothèse des tempêtes semble donc être la plus
crédible. Lors de tempêtes, l'action des vagues et de la houle augmente la pression
interstitielle des sédiments (Salles, 2006). La pression interstitielle oscille avec l'action des
vagues et peut réduire la résistance au cisaillement entre les particules sédimentaires (Puig
et al., 2004). Selon cette dernière étude, il y a alors liquéfaction de la couche superficielle et
les sédiments sont plus facilement mis en suspension. De plus, la présence de barres
d'avant-plage jouerait vraisemblablement un rôle important dans la mise en suspension des
particules grossières. Lorsqu'une vague déferle au-dessus d'une barre, il se crée un vortex
entre la vague et le creux de la barre (Greenwood et Davidson-Arnott, 1979). Ce vortex
permet la mise en suspension des sédiments non consolidés qui ont été fragilisés par
l'augmentation de la pression interstitielle. Les sédiments mis en suspension forment alors
un ensemble plus dense par rapport à son environnement immédiat. La pente côtière se
situant à quelques centaines de mètres de la côte et à 4 m de profondeur permet aux
sédiments de s'écouler par gravité vers le bas de pente. De tels dépôts dus à des tempêtes
ont d'ailleurs été identifiés sur le delta de la rivière aux Outardes (Hart et Long, 1990).
66
Les faciès sédimentaires des échantillons du système chenal-levée de Sept-Êes ne
permettent pas d'établir avec certitude le type de courant gravitaire impliqué dans sa
formation. En effet, certains courants gravitaires présentent un faciès sédimentaire qui leur
est propre. Deux grands types de courants gravitaires ressortent de la littérature, soit ceux
de faible densité et de haute densité (Mulder et Cochonat, 1996). Parmi les courants
gravitaires de faibles densités, le courant de turbidité est probablement le plus étudié. La
définition de courant de turbidité a mainte fois fait l'objet de contradiction. La plupart des
auteurs s'entendent aujourd'hui pour le définir comme un courant constitué d'eau et de
sédiments plus denses par rapport à son environnement immédiat et qui agit comme un
fluide newtonien (Mulder et Cochonat, 1996; Piper et Normark, 2009). Plus spécifiquement,
il s'agit d'un courant où la turbulence est le principal mécanisme de transport des particules
(Middleton et Hampton, 1976; Mulder et Alexander, 2001). Les faciès sédimentaires
associés à ces courants diffèrent en fonction de leur durée, intensité et composition (Mulder
et Alexander, 2001; Piper et Normark, 2009). Généralement, les courants de turbidité sont
associés à la séquence de Bouma. Théoriquement, cette séquence met en place 5 faciès
correspondant à l'évolution d'un courant : 1) du sable massif transporté à la base du
courant et mis en place lors de son accélération (Ta); 2) des lamines parallèles de sable mis
en place par le régime sédimentaire du haut du courant (Tb); 3) des lamines entrecroisées,
indicateur de la déposition de sédiments fins alors que la vitesse du courant à la surface
diminue progressivement (Tc); 4) des lamines de silt mis en place lors de la décélération du
courant de turbidité (Td); et 5) de la boue hémipélagique correspond à la déposition des
particules fines après le passage du courant (Te) (figures 37-38). La séquence complète de
ce dépôt est rarement observée en milieu naturel. On trouve généralement la séquence Ta-
Tc en milieu proximal et la séquence Tc-Te en milieu distal du courant. De plus, une
turbidité sera généralement marquée à sa base par une marque d'érosion et par un
granoclassement normal (Bouma, 1967). Les courants de haute densité peuvent pour leur
part varier entre une coulée de débris et un courant de densité concentré (figure 37). Les
courants hyperconcentrés seront non-newtoniens et peuvent avoir une proportion semblable
de liquide et de solide. Les courants de densité seront pour leur part des courants de type
Newtonien. Ds diffèrent toutefois des courants de turbidité en ce sens que ce sont les
interactions entre les grains qui permettent au courant de rester en suspension. Le courant
67
de densité aura généralement des faciès plus grossiers et pourra former la séquence de
Lowe (1982) (figure 37).
Dans le cas des échantillons du système chenal-levée de Sept-Êes, aucune structure
sédimentaire distincte n'a pu être observée. Pourtant, la répartition de la granulométrie, la
composition des sédiments, la morpho-stratigraphie des chenaux, le profil de décroissance
radioactive du 210Pb et la présence de mégarides confirment que le système est influencé
par le passage de courants gravitaires. Par contre, les structures sédimentaires reliées aux
courants de turbidité ou de densité nécessitent un écoulement turbulent d'une durée
minimale (figure 38). Ainsi, l'absence de structures sédimentaire serait due à l'occurrence
de bouffées turbides (surge) sur le système chenal-levée (figures 37-38) (Mulder et
Alexander, 2001). Une bouffée turbide est un type de courant de turbidité de faible densité
composée uniquement d'une tête, alors que les courants de turbidité classiques et quasi
constants sont composés d'une tête, d'un corps et d'une queue qui permettent la formation
de structures sédimentaires définies (figure 37) (Mulder et Alexander, 2001). À des fins de
comparaison seulement, le dépôt de bouffée turbide est associé au faciès Ta de la séquence
de Bouma et est due à la courte durée du courant qui ne permet pas la formation de ces
structures (figure 38). Par contre, les dépôts de bouffées turbides peuvent être identifiés
précisément s'il y a déposition de sédiments hémipélagiques au-dessus. Généralement, en
milieu marin profond, il est possible de les identifier, car la déposition hémipélagique
contraste fortement avec le dépôt de particules plus grossières. Or, dans le cas de Sept-îles,
le système se situe à quelques centaines de mètres de la côte et à une profondeur variant
entre 10 et 60 m. La sédimentation normale se traduit donc par la déposition de sédiments
sableux ou silteux qui ne contrastent pas suffisamment avec la sédimentation par bouffée
turbide. Toutefois, les augmentations de granulométrie dans les sédiments pourraient leur
être associées (figures 22 à 29). En effet, la bouffée turbide est formée par l'action des
vagues qui met en suspension les sédiments fins du plateau côtier. Il ne s'agit pas d'un
glissement sous-marin qui prend en charge l'ensemble des sédiments grossiers du plateau
côtier, dont le dépôt contrasterait avec les sédiments mis en suspension. Ainsi, la différence
granulométrique entre les dépôts de bouffées turbides et la sédimentation normale n'est pas
79
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70
a moins de confinement, résultant en une diminution de la capacité du courant à
transporter les sédiments (Mohrig et Buttles, 2007; Kane et al., 2010). Les levées du
chenal ne contiennent donc plus la bouffée turbide et celle-ci déborde (Peakall et al.,
2000) et s'étend, donnant au système sa morphologie en patte d'oie. Ce processus
entraîne également la création de lobes de déposition (Bouma, 2000; 2001; Gervais et
a l , 2006).
3. Stade 3 : Au troisième stade, la bouffée turbide perd de la vitesse et devient largement
dépositionnelle et s'étend. La déposition est alors plus forte au centre en raison de
l'énergie de la bouffée turbide dans le sens de la pente (figure 39C). Après plusieurs
passages répétés de ces courants, il y a formation d'affouillements (Clark et Pickering,
1996) qui produisent éventuellement les chenaux secondaires.
4. Stade 4 : Le dernier stade est caractérisé par une bouffée turbide dont l'intensité
diminue, particulièrement à l'ouest et où il y a formation du lobe de déposition. Au
centre, la compétence du courant est plus forte et forme le chenal du sud. Le courant
est maintenant divisé en trois bras distincts (figure 39D). La bouffée turbide est alors
très mince au-dessus des bras et dépose la dernière fraction fine du courant gravitaire.
Trois facteurs expliquent la faible étendue du système chenal-levée de Sept-îles.
Premièrement, l'architecture des chenaux turbiditiques est largement influencée par la
pente (McHargues et al., 2011; Piper et Normark, 2009). De plus, la force du courant
gravitaire est proportionnelle à l'angle et à la longueur de la pente (McHargues et al., 2011).
Ainsi, dans le cas de Sept-Êes, comme la pente est forte, mais très courte, la bouffée turbide
ne se développe pas en courant continu qui devient en auto suspension. Au contraire, les
sédiments auront tendance à se déposer rapidement puisque la pente devient faible
abruptement (Mulder et Alexander, 2001a). Deuxièmement, le secteur de Sept-Ees est
essentiellement composé de sable. Cette granulométrie est plus difficile à mettre en
suspension et à être prise en charge par des courants gravitaires. Le sable aura plutôt
tendance à se déposer rapidement (Reading et Richards, 1994; Bouma, 2000). Ainsi, le
système ne peut se développer, car la courte pente ne permet pas à la bouffée turbide de
transporter du matériel grossier sur de longues distances. Enfin, la bouffée n'est pas
71
confinée dans un chenal sur de longues distances, ce qui étend le courant gravitaire et lui
fait perdre de l'énergie rapidement (Bouma, 2000; 2001). Ainsi, malgré la faible étendue du
système chenal-levée de Sept-Êes, ce dernier se comporte comme les grands modèles
théoriques (e.g., Reading et Richards, 1994).
4.1.4 L'activité récente du système chenal-levée La présence de mégarides dans les données bathymétriques et de sonar à balayage latéral, la
morphostratigraphie chaotique observée en sismique et l'activité du 210Pb dans les
sédiments démontrent que le système chenal-levée de Sept-Êes est toujours actif et qu'il
transfère actuellement des sédiments vers le large. L'activité du 210Pb et les propriétés
physiques des sédiments démontrent également qu'il y a une augmentation récente de la
sédimentation sur le système chenal-levée. Cependant, cette augmentation est caractérisée
par une décroissance de la granulométrie vers la surface dans la majorité des carottes
(figure 22 à 29). À la base, la plus faible sédimentation et le contenu en sable plus élevé
suggèrent que les événements ponctuels de sédimentation étaient moins fréquents, mais
plus intenses que dans les dernières décennies, remobilisant donc une fraction grossière
plus importante. Ces résultats concordent avec les données de tempêtes recueillies par
Génivar (2007) où l'intensité des tempêtes est en décroissance depuis 1953. Les tempêtes
ne remettent donc plus en suspension des particules aussi grossières qu'auparavant,
remobilisant seulement les particules plus fines. Les données de vents démontrent
également que la fréquence des tempêtes a nettement diminué depuis 1953, ce qui semble
contredire la hausse de la sédimentation observée dans le secteur. Bernatchez et al. (2008a)
mentionne toutefois que la fréquence des vents provenant de l'est aurait augmenté
comparativement à 1950, affectant donc plus la côte. De plus, la mise en suspension des
sédiments ne dépend pas uniquement de la fréquence des tempêtes, mais aussi de leur
disponibilité (Knudson et Hendy, 2009). L'apport sédimentaire à la tête du chenal jouerait
probablement un rôle plus important que la fréquence ou l'intensité des tempêtes dans la
génération de courants gravitaires. Ainsi, l'apport sédimentaire à la tête du chenal aurait été
plus important au cours des dernières décennies, expliquant la hausse de la sédimentation.
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73
L'hypothèse d'une augmentation de l'érosion côtière dans le secteur émise par Bernatchez
et al. (2008a) pourrait être à l'origine de cette augmentation de la sédimentation sur le
système chenal-levée. Cette augmentation de l'érosion aurait intégré plus de sédiments
dans la dynamique littorale et marine. De plus, le transfert sédimentaire est probablement
accentué à cause de l'artificialisation de la côte. Cette artificialité permettrait une
augmentation de la charge sédimentaire dans la dynamique littorale et une augmentation du
transfert sédimentaire dans le secteur. Ainsi, la charge sédimentaire est augmentée,
permettant aux tempêtes dominantes de l'est de mettre en suspension des sédiments plus
facilement. L'influence de la fréquence des tempêtes sur la récurrence des courants
gravitaires serait donc de moindre importance par rapport à la disponibilité des sédiments
au large de la Pointe-aux-Basques.
Un rapport de la firme Génivar (Belles-îles et al., 2003) mentionne également la présence
de courants dans le secteur. En effet, le port de Sept-Êes rejette des sédiments de dragage
sur le système chenal-levée. Les auteurs de l'étude mentionnent que les profondeurs de ce
site sont de l'ordre de 40 m et s'y maintiennent à travers les années malgré le rejet régulier
de sédiments. Ils expliquent cette dynamique par des courants de fond réguliers dans le
secteur. Les données de la présente étude suggèrent plutôt que des courants gravitaires
toujours actifs sont à l'origine de la remobilisation des sédiments.
4.1.5 L'origine des sédiments Plusieurs études ont tenté de retracer la provenance des sédiments transitant via des
canyons. Pour ce faire, certains auteurs ont identifié la minéralogie des sédiments
composant les plages, et l'ont comparée à la minéralogie des sédiments des canyons sous-
marins (Pauli et al., 2005; Boyd et al., 2008). Par contre, dans le cas de Sept-Êes, ce type
d'étude n'aurait pas permis de déterminer si les sédiments proviennent de l'érosion des
côtes ou de la rivière Moisie puisque les sédiments côtiers constituent l'ancien delta de la
rivière. La composition minéralogique des sédiments de la côte devrait donc être identique
à celle de l'embouchure de la rivière. Ainsi, afin d'identifier l'origine des sédiments,
plusieurs études ont démontré qu'il est possible de retracer la provenance des sédiments en
milieu marin grâce à la susceptibilité magnétique (Andrews et Stravers, 1993; Weber et al.,
74
2003; Elwood et al., 2006; Larrasoana et al., 2008; Liu et al., 2010), alors que d'autres ont
démontré que l'environnement côtier est généralement riche en minéraux magnétiques
(e.g., Hatfield et al., 2010). Les résultats de Habbane (1991) et de Hein et al. (1993) pour la
région de Sept-Êes appuient cette dernière affirmation. En effet, la distribution de la
magnetite au large de la rivière Moisie (figure 40) montre que le pourcentage par poids de
ce minéral en milieu côtier est plus élevé qu'en milieu marin. Ainsi, sachant que la
susceptibilité magnétique mesurée dans les carottes de sédiments dépend essentiellement de
son contenu en magnetite (Dearing, 1994; Elwood et al., 2006; St-Onge et a l , 2007;
Larrasoana et al., 2008; Liu et al., 2010; Hatfield et al., 2010), il est suggéré que les
sédiments du système chenal-levée, caractérisés par une forte susceptibilité magnétique par
rapport aux autres carottes prises dans la région (Lajeunesse et al., 2007; Boyer-Villemaire,
2009), proviennent de l'érosion côtière ou ont été transportés en milieu côtier. En effet, la
moyenne des valeurs de susceptibilité magnétique du système chenal-levée est de
900 X 10" SI alors qu'une carotte prise plus au large de Sept-Ees par Lajeunesse et al.
(2007) présente des valeurs nettement inférieures (entre 100 et 500 X IO"5 SI). En ce qui
concerne les valeurs de Boyer-Villemaire (2009), elles sont également assez fortes (900 X
IO"5 SI). Par contre, la densité de la carotte est nettement plus élevée, ce qui augmente la
susceptibilité magnétique. En effet, les valeurs obtenues correspondent à la somme de la
susceptibilité magnétique de tous les grains magnétiques contenus dans l'intervalle mesuré.
Ainsi, une carotte plus dense sera susceptible de contenir plus de grains magnétiques
qu'une carotte moins dense. Les données de Boyer-Villemaire (2009) corrigées pour la
densité (Dearing, 1994) révèlent alors des résultats inférieurs à ceux du système chenal-
levée de Sept-Êes, appuyant l'hypothèse du transport sédimentaire sur la côte comme
principale source de sédiments dans le système.
Les traceurs chimiques sont aussi souvent utilisés pour déterminer l'origine terrigène ou
biogénique des sédiments. En ce sens, des études utilisent le Ti et le Fe comme indicateurs
(e.g., Haug et al., 2003; Rothwell et Rack, 2006). Les concentrations de ces deux éléments
dans les échantillons du système chenal-levée viennent appuyer l'hypothèse que les
sédiments proviennent de la côte. En effet, les concentrations de Ti sont particulièrement
élevées, de l'ordre de 20 à 30 X 102 ppm. Le Fe est aussi très élevé variant entre 20 et 30 X
75
IO3 ppm. De plus, le Fe présente une augmentation rapide de son contenu aux environs de
10 cm dans la majorité des carottes. Cette augmentation serait due au début du
transbordement de fer dans les années 1955 (Journaux et Taillefer, 1957). Ainsi, les
sédiments du transbordement ont atteint la côte et ont ensuite été érodés et transportés vers
le large. La présence de ces éléments démontre donc la contribution de l'érosion côtière et
du transport sédimentaire en milieu côtier à la sédimentation en milieu marin plus profond.
Enfin, les nombreuses brindilles et feuilles dans les sédiments du système chenal-levée
constituent d'autres indicateurs de la provenance terrigène des sédiments (e.g., Drexler et
al., 2006; Omura et Jkehara, 2010). La position verticale des brindilles suggère également
que les sédiments ont été déposés rapidement, soit par les bouffées turbides.
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Figure 40 : Distribution de la magnetite, en pourcentage par poids, région du delta de la rivière Moisie (SCL : système chenaLlevée; modifié de Hein et al., 1993).
Conclusion
Cette recherche, basée sur l'analyse de nouvelles données géomorphologiques,
stratigraphiques, sédimentologiques et géochimiques a permis de démontrer que :
• 400 000 m3 de sédiments ont été transportés sur la côte de la baie de la Boule entre
2006 et 2008, majoritairement vers la Pointe-aux-Basques, soit en direction ouest,
démontrant un transfert sédimentaire côtier important. Ces résultats ont également
révélé un bilan sédimentaire positif, marqué par de hauts taux d'érosion dans
certains secteurs spécifiques. Les secteurs les plus touchés sont généralement ceux
en bordure des infrastructures côtières ;
• Des dunes sur le plateau côtier de la baie de la Boule sont présentement actives et
qu'elles transportent des sédiments vers la Pointe-aux-Basques. Les sédiments
transférés via les dunes proviennent de l'érosion côtière et de l'apport sédimentaire
annuel de la rivière Moisie transporté en milieu côtier ;
•
•
•
Un système chenal-levée exporte actuellement les sédiments vers un bassin sous-
marin. Ce transfert sédimentaire revêt une importance particulière puisque ces
sédiments proviennent en bonne partie de l'érosion côtière ou du transport des
sédiments en milieu côtier. Ainsi, la perte de sédiments sur les plages est associée,
du moins partiellement, au transfert des sédiments vers le bassin sous-marin.
Le transfert sédimentaire a augmenté au cours des dernières décennies,
probablement dû à l'augmentation de l'érosion des plages.
Le système chenal-levée de Sept-Êes s'est mis en place par des courants gravitaires.
Les sédiments à la Pointe-aux-Basques sont mis en suspension lors de tempêtes et
s'écoulent par gravité sous forme de bouffée turbide, ce qui explique l'absence de
structures sédimentaires dans les échantillons prélevés.
77
• L'activité sédimentaire sous la forme de bouffées turbides, combinée à la
granulométrie grossière des sédiments et la courte pente, explique la superficie
restreinte du système.
En conclusion, la présente étude a démontré que l'érosion côtière n'est pas uniquement un
phénomène terrestre. Au contraire, le transport sédimentaire en milieu marin peut
influencer le bilan sédimentaire des côtes de la Côte-Nord et nécessite que des études
détaillées s'y consacrent. Ces études permettront de préciser le type de protection dont les
côtes requièrent, spécialement dans l'optique où l'ensablement des plages devient de plus
en plus une méthode privilégiée par les gouvernements pour atténuer l'impact de l'érosion
côtière.
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