Palynologie et palCoenvironnements des Cpisodes du Sable de Lotbinikre et des Varves de Deschaillons (PlCistocitne supCrieur) de la vallCe du Saint-Laurent

MARTINE CLET Centre de gdomolphologie, Centre national de la recherche scientijique, rue des Tilleuls, 14 000 Caen, France

et Laboratoire de paldobiogdographie et de palynologie, Ddpartement de gdographie, Universitd de Montrdal, C. P. 6128,

succursale Centre-ville, Montrdal, QC H3C 3J7, Canada

SERGE OCCHIETTI Ddpartement de gdographie et Centre de recherche en gdochimie isotopique et en gdochronologie (GEOTOP),

Universitd du Qudbec ci Montrdal, C. P. 8888, succursale Centre-ville, Montrdal, QC H3C 3P8, Canada

R e g le ler dCcembre 1993 RCvision acceptke le 6 mai 1994

Le Sable de Lotbinikre et les Varves de Deschaillons sont les tCmoins du mode de drainage du bassin-versant du Saint- Laurent, lequel s'est produit probablement au cours du Sangamonien rCcent,(5c et transition 5c-5b?). Le pollen du Sable de Lotbinikre kvoque une forkt borkale h Picea manana - Betula - Pinus. A la base des Varves de Deschaillons, le pollen trks abondant indique que la for& borkale de la v d k e du Saint-Laurent a kt6 progressivement inondke par le Lac de Deschaillons. Au-dessus, la vkgktation semble Cvoluer vers une pessikre h bouleau de plus en plus ouverte. Les varves supkrieures, dCfor- mkes, contiennent du pollen rernaniC ou d'origine lointaine. La skquence palkoenvironnementale dans la vallCe du Saint-Laurent serait la suivante : ( i ) une phase d'abaissement du niveau de drainage relatif, reprksentke par le contact d'6rosion dans des rythmites sous-jacentes; cette phase, de durke indkterminke, est attribuke h un abaissement du niveau eustatique et h un refroi- dissement climatique gknkralisk; (ii) une phase de remblaiement reprksentke par le Sable de Lotbinikre, avant et au dkbut d'une obstruction glaciaire du moyen estuaire; (iii) une inondation progressive de la vallke et de la for& borBale tandis que des calottes glaciaires sont prksentes latkralement sur les Laurentides et les Appalaches; (iv) une extension du lac glaciaire de Deschaillons, limitke par le seuil de Glens Falls, New York. L'altitude relative du lac ktait supkrieure 21 56 m. Le drainage des Grands Lacs et du haut Saint-Laurent a probablement CtC dkviC vers 1'Hudson. Le nombre de varves indique que les calottes rkgionales ont prkckdk d'environ 3800 ans l'invasion gknCraliske de la vallte par 1'Inlandsis laurentidien.

Lotbin5re Sand and Deschaillons Varves are indicators of the drainage pattern of the St. Lawrence watershed, which presumably occurred during the Late Sangamonian (5c and 5c-5b transition?). The pollen content of the Lotbin5re Sand suggests there was a Picea rnariana - Betula - Pinus boreal forest in the valley. In the lowermost zone of the Deschaillons Varves, the pollen is very abundant: the boreal forest was progressively flooded by Lake Deschaillons. Above this zone, the vegetation seems to evolve toward a Picea and Betula open forest. The pollen of the upper contorted varves was presumably reworked from older material or transported from remote sources. The following paleoenvironmental sequence is recon- structed in the St. Lawrence Valley: ( i ) lowering of the relative drainage level, as indicated by the erosional disconformity in lower rythmites; this phase, of unknown duration, is ascribed to an eustatic lowering related to a global climatic cooling; (ii) an aggradation phase, as indicated by the Lotbinikre Sand, before and at the beginning of a glacial damming in the middle estuary; (iii) progressive flooding of the valley and its boreal forest as ice caps are present on adjacent Laurentian and Appalachian highlands; (iv) expansion of Lake Deschaillons, limited by the Glens Falls sill, New York. The relative elevation of the lake was at least 56 m. Great Lakes and upper St. Lawrence River drainage system was probably deflected to the Hudson River. According to the number of varves, the regional ice caps preceded the general invasion by Laurentide Ice Sheet of approximatively 3800 years.

Can. J. Earth Sci. 31, 1474- 1485 (1994) 1

Introduction La vallke du Saint-Laurent reprtsente un axe majeur de drai-

nage de 1'Arnkrique du nord-est (fig. 1). Au cours du Plkisto- cbne, le contexte palCoenvironnemental de la vallke a influenck directernent le drainage de la rCgion des Grands Lacs, le type de skdimentation dans l'estuaire et le golfe du Saint-Laurent, et la repartition latitudinale, dans l'Atlantique, des eaux de fonte de 1'Inlandsis laurentidien partagCes entre l'axe du Saint- Laurent et l'axe du Mississipi (voir Broecker et al. 1989). D'autre part, de nornbreuses questions restent en suspens sur le PlCistocbne supCrieur continental, notarnment en ce qui con- cerne le nornbre, la durCe et 1'Pge de l'ensemble des Cvbne- rnents d'origine clirnatique qui ont affect6 1'ArnCrique du

- -

nord-est entre l'optimum climatique du 5e et le ~isconsinien classique D (Andrews et Mahaffy 1976; Dreimanis 1977;

Fulton 1984; Vincent et Prest 1987; Karrow 1989; Occhietti

1989). Dans ce contexte, la dktermination de la stratigraphie du PlCistocbne de la vallke du Saint-Laurent est fondamentale et prCalable B la conception de rnodbles gCnCraux sur cette partie du globe. Or, l'interprktation du cadre stratigraphique de la vallke a profondkment changC au cours des dernibres annCes. Les travaux recents rnontrent que les unitks plCisto- cbnes de la vallCe peuvent &re regrouptes en sCquences skdi- rnentaires B comrnande climatique qui caractkrisent un bassin pkriodiquernent englace et inondC par des lacs et par les eaux atlantiques (Occhietti et Clet 1989; Occhietti 1990). La s6quence supCrieure (fig. 2), attribuCe au Wisconsinien classique, est la mieux connue. Elle comprend, par exemple, les SCdiments de Saint-Pierre (Gadd 1971), associCs au Stade des Becquets (Lamothe 1989), et le Till de Gentilly (Gadd 1971), associC au Stade de Trois-Rivibres (Occhietti 1982). Cette sCquence avec une surface d'Crosion B la base est emboittk (Ferland et Occhietti

Printed in Canada 1 Imprim6 au Canada

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FIG. 1 . Le bassin-versant supCrieur et moyen du Saint-Laurent et hypothbe d'extension minimale du Lac de Deschaillons. Les limites hypo- thktiques du palColac sont approximativement celles de la courbe de niveau actuelle de +60 m, en tenant compte du seuil de Glens Falls et d'un enfoncement glacio-isostatique de l'ordre de 15 m. I1 est trks probable que le bassin lacustre a CtC affect6 par des gauchissements glacio- isostatiques diachroniques, au cours des 3800 annCes de l'episode lacustre.

199/0a) dans de nombreuses unit& discontinues que l'on peut regrouper en plusieurs sequences ~Cdimentaires partielles et distinctes. Parmi ces dernibres, les unit& d'une sCquence com- posCe du Sable de Lotbinibre, des Varves de Deschaillons et du Till de Uvrard ont CtC redCfinies et replacCes dans leur position stratigraphique par Larnothe (1989). Ces unitCs (fig. 2), attribuCes par cet auteur respectivement B 1'Interstade de Grqndines et au Stade de Nicolet, seraient intercalCes entre les dCpcits associts B l'optimum climatique de l'Interglac!aire du Sangamonien (sous-stade isotopique 5e, Cquivalent de l'%mien) et la sCquence supkrieure de la vallCe du Saint-Laurent qui conpnence soit au dCbut du sous-stade isotopique 5a (Ferland et Occhietti 1990~) soit au dCbut du stade isotopique 3 (Lamothe et quntley 1988).

Cet article vise B (i) dCfinir le contenu sporopollinique du Sable de Lotbinibre et des Vanes de Deschaillons; (ii) recons- t i tu~r les palCoenvironnements de la vallCe du Saint-Laurent penflant 1'Interstade de Grondines et 1'Cpisode du lac de Des- cha'llons et (iii) tenter d'Ctablir une corrilation avec les unit& de kference de i70ntario.

tat des connaissances sur le Sable de Lotbinisre

1 et les Varves de Deschaillons I e Sable de Lotbinikre et les Varves de Deschaillons consti-

, tueht, B Deschaillons, une butte ttmoin ou lentille rksiduelle

d'au moins 10 km de long, d'aprbs les levCs de Larnothe (1989) et nos travaux en aval de Deschaillons (cartouche de la fig. 2). C'est le tCmoin d'un corps skdimentaire qui devait s'ktendre au moins dans la vallCe moyenne du Saint-Laurent et, vrai- semblablement, dans une grande partie des basses terres du Saint-Laurent (voir les sections sur les palCoenvironnements).

Le Sable de Lotbinibre est emboitC dans des rythmites infC- rieures sans nom. Ces rythrmtes, visibles B make basse (Bernier et Occhietti 1990), contiennent des concrttions carbonatkes de forme disco'idale et ellipso'idale (BesrC et Occhietti 1990), dif- fCrentes de celles des Vanes de Deschaillons. D'aprks leur position stratigraphique, elles sont associCes (BesrC et Occhietti 1990) aux rythmites atteintes par forage sous le Sable de Lotbinibre et sous le niveau du fleuve B Deschaillons par Larnothe (1989). Le Sable de Lotbinibre a CtC redkcrit et dCfini stratigraphique-

ment par Lamothe (1989). D'aprbs des analyses prkliminaires (Anderson et al. 1990, p. 283), le contenu en insectes fossiles de la partie supCrieure du sable << differs slightly from typical St. Pierre Sediments but the pollen assemblages [. . .] are not too unlike St. Pierre v . Des fragments de bois ont CtC signalCs (Keele 1915; Gadd 1971, p. 53, planche XIX B).

Les Varves de Deschaillons ont CtC dCfinies par Gadd (1971) au site de la briqueterie de Deschaillons ou elles ont CtC dCcrites en dCtail par Hillaire-Marcel et PagC (1981). Leur Cpaisseur

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CAN. J. EARTH SCI. VOL. 31. 1994

UnitCs lithostratigraphiques ~vbnements

Depots de la Mer Mer de Champlain (3)

(3,9) isod odes glaciaires du Stade de

/ Affleurements des Vawes de Deschaillons Trois-Rivieres (8) et du Sable de Lotbiniere

h = hiatus Lac de La Verendrye (4)

~vbnements ~venement des

Mer de Cartier (6)

I I

I I I I I I I I I I I

h I I I

(1) Lamothe 1989 I I (2) Bemier et Occhietti 1990 I I (3) Gadd 1971 I I (4) Besre et Occhietti 1990 (111 I I I (5) Anderson et al. 1990 I l l I I I

(6,7) Ferland et Occhietti 1990a et 1990b I I I I Sediments de (8) Occhietti 1982

till atteint r] Pointe-Fortune (9) Parent 1987 . . (Zone a Carya) (5) par forage :

(10) Parent et Occhietti 1988 ill de a - A - * ? d hO d . Till de Rigaud (5)

(1 1 ) cet article Becancour? - FIG. 2. Position des unit& CtudiCes dans le cadre stratigraphique partiel du PlCistodne d e la vallCe du Saint-Laurent et localisation

CchantillonnCes. des , coupes

totale peut atteindre 18 m. Leur position stratigraphique a CtC Ctablie par Lamothe (1985, 1989). Leurs critbres caractkristiques ont CtC dCfinis par BesrC et Occhietti (1990). L'Cpaisseur des couplets varie, de microvarves de moins de 2 mm d'kpaisseur, B la base, B des varves atteignant 40 mm vers le haut; les varves sont dCformCes B partir de 5 h 7,5 m de la base selon la coupe considCrCe (Gadd 197 1 ; Hillaire-Marcel et PagC 198 1) (fig. 3). Mises B part quelques analyses prkliminaires (BesrC et Occhietti 1990), le contenu pollinique n'Ctait pas connu puisque les analyses de Terasmae de 1958 s'appliquaient aux rythmites postCrieures aux SCdiments de Saint-Pierre.

Le Sable de Lotbinibre et les Varves de Deschaillons sont en superposition conforme (Hillaire-Marcel et Page 198 1). Les deux unit& prkcbdent le Till de Uvrard, identifiC de f a ~ o n univoque sur une seule grande coupe, et sont antkrieures aux SCdiments de Saint-Pierre et au Wisconsinien classique de la rCgion (Lamothe 1989). Les unites immkdiatement postkrieures au Till de Uvrard ne sont pas visibles en continuit6 sur la rive sud du Saint-Laurent et pourraient Ctre reprksentkes par les unit& d'origine glaciaire, de dkglaciation, glaciolacustre et marine observCes au site de Sainte-Anne-de-la-PCrade (Ferland et Occhietti 1990b; Bernier et Occhietti 1991) (fig. 2).

Les donnCes gCochronologiques sont rares et contradictoires. Elles ouvrent la voie It plusieurs hypothbses sur la corrClation des SCdiments de Saint-Pierre (Occhietti 1982) et du Sable de Lotbinibre (Lamothe et al. 1992) avec la stratigraphie oc6anique. D'aprbs les dges calcults par thermoluminescence (Lamothe et Huntley 1988) de plus de 69,5 & 10,5 ka sur les Varves de Deschaillons et de 61,l + 9,2 ka sur les SCdiments de Saint- Pierre, Lamothe (1989) sugghe d'attribuer 1'Cpisode du Sable de Lotbinibre au sous-stade isotopique 5a, le Stade glaciaire de Nicolet au stade isotopique 4 et 1'Cvbnement des Stdiments de Saint-Pierre au debut du stade isotopique 3. Occhietti et Clet (1989) attribuent une position stratigraphique plus ancienne 2 1'Cpisode du Sable de Lotbinibre, B la fin du 5e ou aprbs un Cpisode froid avec ou sans glaciation du stade 5, d'aprbs notamment l'dge calculC de 80 ka par la methode de 1'UITh sur des concrktions syngCnCtiques aux Varves de Deschaillons (Hillaire-Marcel et Causse 1989) et la datation au 14C de 74 7002;G BP (QL-198; Stuiver et al. 1978) obtenue des Stdiments de Saint-Pierre. Anderson et al. (1990) attribuent le Sable de Lotbinibre a la fin du 5e ou au sous-stade 5c, en comparant l'unitC It la partie supCrieure des sediments inter- glaciaires de Pointe-Fortune.

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ASSEMBLAGES

Alnus crispa, Picea

D E S C H W N S

PESSIERE A Betula

Pinus, Picea, Betula,

P E S S ~ R E (P. mariana)

SABLE GROSSIER A GALETS DE SILT

Non echantillonne

FIG. 3. Lithologie et zonation pollinique de la coupe composite de Deschaillons.

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1478 CAN. 1. EARTH SCI. VOL. 31, 1994

FIG. 4. (a) Vue partielle du cap LCvrard, i proximitk du ravin. A , Varves de Deschaillons; B, Rythmites du Saint-Maurice; C, sables de la Mer de Champlain. (b) Contact d'krosion entre les Varves de Deschaillons sous-jacentes (A) et les Rythmites du Saint-Maurice (B) au cap Lkvrard. Le contact d'krosion est soulignk par un pavage de galets.

ComplCments au contexte stratigraphique et 5 la soulignk par un lit de blocs et de galets de gneiss et de grbs.

description des unit& CchantillonnCes Dans la coupe Deschaillons 2 (fig. 2 et 3), le Sable de Lotbi- nibre a pu Etre CchantillonnC dans les 5,6 m suptrieurs. Le

Sable de Lotbinitre premier mktre infirieur est composC de lits horizontaux de La base du Sable de Lotbinibre a pu Etre atteinte a la coupe sable grossier qui contiennent des galets de quartz et d'argile.

de la baie en aval de la marina de Deschaillons (site 4 de la Au-dessus, on observe des lits i stratification oblique, entre- fig. 2). C'est un contact d'Crosion dans les rythrmtes infkrieures, croisCe, ondulCe ou parallkle de sable fin B moyen et des lits

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horizontaux de silt et sable silteux. Globalement, l'unitC indique une diminution vers le haut de I'Cnergie de transport. La base de l'unitk, sous le niveau des marCes, est saturCe en eau et composCe de sable grossier B moyen.

Sup~rposition directe des Rythmites du Saint-Maurice sur les Varves de De.rchuillons

Au site du cap Uvrard, la partie en amont du ravin restait mal aonnue (Gadd 197 1; Lamothe 1985, 1989). Un nouveau lev& detail16 a dCmontr6 Ia superposition directe et discordante, sur les Varves de Deschaillons. de rythmites postCrieures aux Saiments de Saint-Pierre que nous associons aux Rythmites du Saint-Maurice. Le contact d'Crosion entre les deux unit&, soul ignt5 par un pavage de galets, reprCsente au moins la lacune du Till de LRvrard et des Sediments de Saint-Pierre (fig. 4a et 4b). Les rythmites en position supCrieure, bien connues de part et d'autre du ravin du cap Uvrard, ont les m6mes caractbres que les varves grises de Lamothe (1985) et les Rythmites du Saint-Maurice : elles sont moins compactes, aux lits d'CtC et d'hjver rnoins tranchks que les Varves de Deschaillons et 'dkpourvues de concrktions. Leur contenu pollinique est rela- tivement abondant, de 30 000 2 103 239 grains/cm3, et indique une forgt boreale (P. Richard, 1987, Laboratoire de palCo- biogeographic et de palynologie, UniversitC de Montrtal, rap- port interne). Il est du msme type que le contenu pollinique des rythmites su*rieures Saint-Pierre-les-Becquets et aux Vieilles- Forges (Clet et Occhietti 1988). Les dCbris vCgCtaux compren- nent le Picea, le Larix, le saule nain et des fragments de plantes de milieu aquatique ou humide : Scilpus sp., Najas jlexilis, 'lSphrz$num et Equisetum (A. Larouche, 1989, Laboratoire de 'lpaldobiog~ographie et de palynologie, UniversitC de MontrCal, rappart interne). Les rythmites contiennent Cgalement quelques raras I spicules d'Cponges marines remaniCs qui indiquent leur

os#CyioritC B 1'Argile marine de la PCrade (Ferland et Occhietti 1 b 9 ~ ) . La superposition du cap LCvrard explique B posteriori l'amrulgame stratigraphique entre les Varves de Deschaillons (telle$ que redCfinies par Larnothe 1989) et les Rythmites du 'Isaintt~aurice (redCfinies par Besrt et Occhietti 1990), qui paractirisait les anciens cadres stratigraphiques de la vallte du Saint+~aurent (Gadd 1971 ; Occhietti 1982).

, kq unit& dkcrites ont CtC Ctudiks selon une analyse multiple ( B a ~ d et Occhietti 1990; Occhietti 1990). Les Cchantillons ont kt6 pfClevCs B 20 cm ou plus de profondeur latCrale dans les coupds 1ocalisCes sur la figure 2. Le Sable de Lotbinibre a CtC CchadtillonnC tous les 10 cm ainsi que dans des lits silteux intecmCdiaires (59 Cchantillons; coupe Deschaillons 2; fig. 2). Les Varves de Deschaillons (fig. 3) ont CtC Cchantillonnks tous les 10 cm dans les 2 m inferieurs, puis tous les 20 cm entre 2 et 8 rn (coupe Deschaillons 3; fig. 2) et tous les 40 cm dans la zone des varves dCform6es (coupe Deschaillons 1 ; fig. 23, entre 8 et 18,SO m (60 kchantillons).

Les Bchantillons ont Ct6 pn5parCs au Centre de gbmorphologie du Centre national de la recherche scientifique (Caen) par S. Guermont, selon la methode de Frenzel, avec emploi de la liqueur de Thoulet (Cd12 + KI) ct traitement par ac6tolyse. Un ttaitement informatique (Clet et al. 1991) des donnCes d'apr2s le logiciel de Goeury (1988) a permis le dessin du dia- gramme, la diffkrenciation des zones polliniques, le calcul de la concenwation pollinique (nombre de grains par gramme de sgiment) et de la diversit6 taxonomique des arbres et des her- hacies. La variation de frtquence des taxons significatifs est

reprCsentCe par une courbe. Les creux de cette courbe corres- pondent thkoriquement B des zones de stabilitC de la frCquence des taxons, tandis que les pics reprksentent des zones d'insta- bilitC oh la forte variabilitk enregistrk traduit des changements des frCquences et de la diversite taxonomique (Goeury 1988). Une courbe montrant les variations du rapport Pinusl(Pinus + Picea) a CtC ajoutCe pour retracer les Cvolutions soit de la pinbde, soit de la pessibre et marquer les lithozones oh les grains de Pinus sont surreprCsentCs dans une configuration de diversit6 taxonomique et de concentration pollinique faibles. La reconstitution des anciens pay sages vCgCtaux tiendra compte de la nature et de la diversit6 taxonomique (Clet et al. 1991) couplCe a la concentration pollinique qui permet, dans une grande mesure, de localiser la source pollinique : soit proxi- male, caractCrisCe par un nombre ClevC de taxons et une forte concentration, soit distale, caractkride par un faible nombre de taxons et une faible concentration. Le pourcentage de grains de pollen d'arbres thermophiles, dans un contexte de forte diversit6 taxonomique, est un caractbre important qui permet de percevoir un rkchauffement ou un refroidissement climatique.

Analyse sporopollinique et des macrorestes vCgCtaux Les rythmites sans nom, sous le niveau des markes

Le seul tchantillon analysC contient trbs peu de grains de pollen (concentration de 200 grainslg). La diversit6 taxonomique est trbs faible : neuf taxons sont reprbentks, dont le Sphagnum, le Betula, le Picea, le Pinus et des Poaceae.

Le Sable de Lotbinitre Les diffkrents spectres polliniques (diagramme pollinique

disponible : M. Clet, Centre de gComorphologie, Caen) sont le reflet d'un milieu vCgCtal gCnCralement ouvert. Les pour- centages de grains de pollen d'arbres reprtsentent 60% en moyenne. Les pourcentages de pollen du Picea mariana sont les plus importants, suivis de ceux du Betula puis du Pinus. Les pourcentages de pollen d'arbres thermophiles oscillent entre 3 et 11 %; le Quercus est dominant. A l'tchelle rCgio- nale, l'ensemble est caractkristique d'une pessibre B bouleau dans laquelle se dtveloppent encore quelques arbres thermo- philes (surtout le Quercus). Parmi les arbustes, 1'Alnus crispa (6- 18%) colonise les substrats secs et sableux. Les pourcen- tages de pollen de graminCes et de cypCracCes, ainsi que ceux des spores monolbtes reprksentent la vCgCtation herbacCe des rives. La concentration pollinique est gtnkralement trbs faible, les Cchantillons prClevCs dans les lits de sable moyen ou gros- sier sont souvent stkriles. Cette pauvretC peut &tre expliqute par l'origine fluviatile de l'unitC et par le sCdiment dCfavorable a la conservation des ClCments vCgCtaux. Le nombre de taxons d'arbres reste proche de l a moyenne gCnCrale, ce qui indique une reprCsentativitC rkgionale du pollen. La diversit6 taxono- mique des herbacCes, en gCnCral supCrieure B la moyenne, est en faveur d'une reprksentativitk de la vCgCtation riveraine locale. Les pourcentages de spores de Sphagnum (5-40%) confirment ce propos. Les variations du pourcentage du rap- port Pinus/(Pinus + Picea) (fig. 5) confirment la dominance du Picea manana (valeurs infkrieures B 50%) dans la vCgCta- tion, except6 entre 4,2 et 4,8 m au-dessus de la base de la coupe oh le Pinus domine. Dans cette zone, les pourcentages ClevCs de Pinus divaricata sont le fait d'une colonisation du substrat aprbs un incendie. En effet, de nombreux restes de charbon de bois y ont CtC dCcelts, suivis d'une augmentation trbs nette de grains de pollen de Betula, reprksentant la vCgCta- tion pionnibre, puis de Pinus. Un lit silteux, B 1,25 m de la

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FIG. 5. Variation des indices du contenu sporopollinique du Sable de Lotbinikre et des Varves de Deschaillons.

base observCe, a livrC des macrorestes vCgCtaux (A. Larouche, 1989, rapport interne) qui tvoquent un milieu d'eaux calmes, peu profond. Les restes les plus abondants sont des aiguilles de Picea mariana qui confirment ainsi la dominance de cette espbce dans les spectres polliniques. La presence de l'dbies balsamea, du Betula populifolia et du Salk est Cgalement con- firmCe ainsi que celle du Sambucus pubens qui vit actuellement dans les zones forestibres humides. Le Carex, le Potamogeton, le Drepanocladus et 1'Eleocharis indiquent l'existence de milieux

I

m-

25-

24 - - -

a- - -

humides et d'eau calme sans courant. Ces donnCes, combinkes au contenu pollinique et aux caractbres ddimentologiques, montrent que la vallCe moyenne du Saint-Laurent Ctait en phase de comblement, au moins pendant la ~Cdimentation des zones moyenne et supCrieure (zones visibles) du Sable de Lotbinibre.

22-

21-

20-

19-

18-

17.

Les Varves de Deschaillons On observe une continuit6 dans la vCgCtation entre le Sable

de Lotbinibre et les Varves de Deschaillons (fig. 5). La con-

-

b ' z . S d - u 0

15- u7 W a

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CkMBREs RWYOPnlES

r-j x1m mw+m , ( ABYSE~ ( mnr

HE&S p = 8 1 p = 1 9

DIVERSITE TAXONOMIQUE VARIANCE

DES TAX-ws

Nombre de grams par gramme de sed~ment (x103)

CONCENTRATION

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ceatqation en grains de pollen par gramme des Varves de Deschaillons n'a pas la meme signification dans les micro- varves infkrieures, o i ~ 1 cm de sCdiment Cquivaut h 6 annCes de ddirnentation, et dans les varves sommitales, ofi 1 crn de saiment peut equivaloir 5 une saison. Le Picea mariana et le Bt-rrtla sont les espkes dominantes i la base des varves fines,

11 de 0 B 1,2 m (cotes de 5,6 B 6,8 m). Le rapport PAIT (pollen ' arborCen1pollen total) augmente et oscille aux environs de 70%.

n oertain nombre d'espbces apparaissent et ces taxons prC- eatent des courbes continues, par exemple : le Picea glauca,

Pinus strobus, le Tilia, 17Ulmus, les Ericaceae et le . La concentration pollinique est ClevCe. Elle dCpasse et peut atteindre jusqu'h 95 x lo3 grainslg de

Cdiment (fig. 5). La diversit6 taxonomique des arbres et des ctes dipasse trbs largement la moyenne (fig. 5). Les entages des espbces susceptibles de se dCvelopper sur les

s (graminCes, cypCracCes, fougbres) sont en diminution. ar contre, ceux du Sphagnum sont encore trbs ClevCs. Les

s contiennent de nombreux dCbris vCgCtaux et une concentration pollinique qui Cvoquent un lac ennoyant essivement la vCgCtation rigionale.

u-dessus, aux cotes de 6,8 h 7,3 m, les pourcentages de pollen de Pinus deviennent dominants, tandis que ceux de P i ~ e a , Betula et Abies rCgressent. Les arbres thermophiles ont disparu. Le rapport PAIT dCpasse le plus souvent 90%. Le Pinus est surreprCsent6, ce qui est attribuk h des apports Coliens. La concentration pollinique devient infkrieure h 10 x 10% grainslg. La diversit6 taxonomique est trbs infkrieure h la moyenne (fig. 5). Enhe 7,3 et 8,4 m, les varves deviennent plus Cpaisses, rnais la composition pollinique ne change pas.

I Le Pirtus et le Picea sont alternativement dominants. Les bou- leaux et les Cricades augmentent. La concentration poIlinique dinlinue progressivement, k s e s w s thennophiles prksentes prrrviennent soit d'apports lointains, soit du remaniement de sidiments anttrieurs. Apr&s un pic i 9 m (20 x lo3 grainsig), la concentration diminue fortement. Au-delh de 10,5 m, les valves deviennent souvent stCriles ou contiennent de faibles oncentrations. Compte tenu des dkformations dans les varves pdsses, au-deli de 12,5 m, le contenu pollinique ne peut plus tre considCrC en position stratigraphique directe. Ces caractbres ssocits h 1'Cpaississement des varves confirment le rCgime laciolacustre, le refroidissement climatique et la proximitk du lacicr pendant la phase supCrieure du Lac de Deschaillons.

PBlCoenvironnement associd au Sable de Lotbinikre

Le Sable de Lotbinibre est emboitC dans des rythmites plus anoiennes. La surface d'Crosion, qui marque la premibre phase de 1'Cpisode fluviatile, est situk B l'altitude des marks actuelles sit^ 5, cap Charles-baie, Bernier et Occhietti 1990; fig. 2) ou plus bas (forages de Larnothe (1989)). Le pavage basal de

I blocs et de galets, observC au site 5, indique des courants B haultq tnergie pendant la phase d'emboitement de 17Cpisode. Les $tructures s6dimentaires et la texture du Sable de Lotbi- ni&re/ varient verticalement. Les galets d'argile observCs dans

1 la st ne infkrieure visible (coupe Deschaillons 2) sont indica- ' teurj d'une erosion dans des ddiments antkrieurs, probable- ment dans les rythmites sous le fleuve. Les galets de quartz et de gneiss, associk i ces galets d'argile, reprksentent donc la fin de la phase Crosive avec courant relativement fort, tandis quc les lits silteux horizontaux sus-jacents et leur contenu en rnacrorestes evoquent une phase d'inondation et de rernblaie- ment. Le Sable de Lotbinihe reprksente donc la fin d'une

sCquence rCgressive et le dCbut d'une phase d'inondation de la vallk, h une altitude relative proche du niveau actuel du fleuve.

La couverture vCgCtale de la plaine alluviale contemporaine B l'ipisode du Sable de Lotbinibre semble &re une for&t boreale h Picea, Pinus et Betula, dans laquelle des versants bien exposCs ont pu favoriser le maintien du ch$ne (fig. 3), dans la rCgion ou plus en amont. Elle indique un climat plus frais qu'aujourd'hui et irrCvocablement plus froid que celui de I'optimum climatique du Sangamonien reprCsent6 h la base des Sediments de Pointe- Fortune (Anderson et al. 1990). Ce contexte, maintenu h la transition climatique entre des phases tempCrCes et froides, est favorable h l'accumulation de glaces continentales h des latitudes intermkdiaires entre le cercle arctique et 45O de latitude N.

La surface d'Crosion B la base du Sable de Lotbinibre marque le renversement de tendance du niveau de drainage relatif de la vallte qui passe d'une phase d'abaissement relatif h une phase de remblaiement progressif. Les lits observCs dans la partie visible du Sable de Lotbinibre sont parallbles. Des lits horizontaux de silt sont intercalts. Le granoclassement vertical est globalement normal : le sable tend B devenir plus fin vers le haut. Ces caractbres indiquent un Cpandage h courant rela- tivement fort dans un plan d'eau de plus en plus profond. Les premibres rythmites intercalCes et les rides centimktriques sommitales (Hillaire-Marcel et PagC 1981) indiquent la fin de la ~Cdimentation fluviatile, au fond du Lac de Deschaillons. La partie visible du Sable de Lotbinibre reprCsente donc le dCbut d'une phase d'inondation glaciolacustre. Compte tenu de la faible Cpaisseur des sCdiments h stratification horizontale, de l'absence de surfaces dlCrosion intrastdimentaires majeures, de la faible variation du spectre pollinique, de la position immtdiatement antCrieure h un Cpisode lacustre, 1'Cpisode de ~Cdimentation du Sable de Lotbinibre semble court, plus court que celui des SCdiments de Saint-Pierre, tandis que la durte de la phase d'emboitement et d'Crosion qui le prCcbde est indCter- minee. L'absence de changement notable de vigktation au cours de 1'Cpisode du Sable de Lotbinibre et B la base des Varves de Deschaillons indique que le changement climatique a prtcCdC l'kpisode de skdimentation du Sable de Lotbinibre; ce dernier ne reprksente pas l'interstade au complet. I1 marque plut8t le retour B une accumulation glaciaire pCriphCrique h la vallCe du Saint-Laurent, tandis que la couverture vCgCtale reste relative- ment diversifike. Dans ce contexte, le ter,me d'interstade est ambigii et nous proposons de parler de 1'Evbnement (fluvial) de Grondines, qui representerait non pas un interstade franc mais plut8t la fin d'un interstade et la transition qui succbde. Faute de datation, l'ige de cet Cvbnement n'est pas mesurC directement. D'aprbs le contexte stratigraphique d'ensemble dCjB Cvoqut dans l'introduction, nous priviltgions de dater la partie visible du Sable de Lotbinibre h la fin du stade iso- topique 5c et h la transition 5c-5b, avant le refroidissement du 5b (fig. 6).

Pendant l'kpisode du Sable de Lotbinibre, le niveau relatif de drainage de la plaine fluviatile du pal&-Saint-Laurent dCpen- dait du niveau eustatique et de l'Ctat d'Quilibre glacio-isostatique contemporains B 1'Cpisode et, vers la fin de l'kpisode, d'une Cventuelle obstruction glaciaire. Le climat plus frais de cet Cpi- sode implique ntcessairement un niveau eustatique plus bas que l'actuel (Occhietti 1982), de l'ordre de - 13 h - 15 m au minimum, d'aprbs les niveaux eustatiques des sous-stades iso- topiques 5c et 5a (Shackleton et Matthews 1977). Il faut noter que l'hypothbse d'une brbve remontk eustatique jusqu'au niveau marin actuel pendant le sous-stade isotopique 5a, proposCe par Vacher et Hearty (1989) aux Bermudes, n'a kt6 dtmontrte

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LAC ONTARIO

CAN. J . EARTH SCI. VOL. 31, 1994

VALLEE DU SAINT-LAURENT LAC ONTARIO

(Karrow 1989) (Occhietti et Clet (d'aprhs Lamothe 1989 (Anderson et al. Karrow 1989 et 1989) et ce texte) 1990) &ha et Barnett

1 9 8 5 7

Secteur de Secteur de Secteur de HYPOTHESE B Sainte-Anne-de-la-PQrade* Deschaillons stades Pointe-Fortune HYPOTHESE A

t isotopiques 1 1 p r b u m h

Till de Halton Formation de 5 d 4 Thornclie et

5a et 5d4 Formation de Thorncliffe

5a

? 5bl5a - - - - -- _--- Till de

5b Sunnybrook

___------ . Formation de

- - - - , Pottery Road

Formation de 5b Scarborough - - - - - - - - - .

lits de sable J- - - - - - -

Formation de Don 0 SQdiments de Formation de Pointe-Fortune

I ythmites sous le 1 6157 ---------- I tleuve 1 -;- -, , , , Till de Becancour Till de Rigaud Till de York ----------

*La sequence inferieure du secteur de Sainte-Anne-de-la-Perade /V Surface d'erosion n'est pas representee sur cette figure.

FIG. 6. HypothBses de correlation des unites inferieures de la vallee du Saint-Laurent aux unites inferieures de la region de Toronto.

jusqu'h prtsent par aucune donnCe climatique continentale. Etant donnt que l'altitude relative de la base du Sable de Lotbinibre est celle des marCes actuelles (site 5) ou plus bas (sites 1 -4), on peut affirmer que les lits B l'altitude actuelle du fleuve ont CtC dCposts dans une rCgion affaisste d'au moins 13 m par glacio-isostasie. De plus, l'inondation progressive reprtsentCe par la partie supkrieure du Sable de Lotbinibre et la prCsence ultCrieure des Varves de Deschaillons glacio- lacustres sont en faveur d'un englacement donc d'un abaisse- ment eustatique significatif, dans une rigion peut-2tre stable puis en cours d'enfoncement glacio-isostatique. L'expansion glaciaire rCgionale Ctait dCjB commencte pendant la ddimen- tation de la partie visible du Sable de Lotbinibre.

PalCoenvironnement associk aux Varves de Deschaillons Le Lac de Deschaillons aurait pour origine le barrage de

l'estuaire du Saint-Laurent par des glaces venant des Lauren- tides et peut-&re des Appalaches (Karrow 1957; Gadd 1971; BesrC et Occhietti 1990; Lamothe et al. 1992). Hillaire-Marcel et PagC (1981) nuancent cette hypothbse en Cvoquant la possi- bilitC d'un enfoncement glacio-isostatique B l'origine de la phase initiale du lac. L'analyse sporopollinique dCfinit trois phases de cet Cpisode (fig. 3). La palynozone Deschaillons 1, B forte concentration pollinique et forte diversit6 taxonomique, reprksente l'inondation des terres basses de la vallte, l'ennoie-

ment et la remobilisation de la vkgttation locale contemporaine. Le maximum d'arbres thermophiles B la base, des dCbris vCgC- taux interstratifits (Lamothe 1985; BesrC et Occhietti 1990) et la prCsence de vivianite, liCe ?I la diagenbse de matikre organique (Gadd 1971) confirment cette interprktation. La pessibre est dorninante. D'aprbs le nombre de varves, cette phase aurait durC environ 500 ans. Cette durCe indique que la pessibre borCale a persist6 pendant le dCbut de l'inondation et que la dtgradation climatique majeure, dans la vallCe, est postkrieure B l'obstruction du moyen estuaire.

La palynozone Deschaillons 2, B concentration pollinique modCrCe et ?I diversitt taxonornique proche de la moyenne (fig. 3), reprksente probablement B la fois une phase de transi- tion de la voiite vCgCtale rCgionale qui tvolue vers une pessibre ouverte et une toundra forestibre et le remaniement de matCriel antkrieur. La vCgCtation s'appauvrit en taxons et l'aire de la voiite vCgCtale diminue. Le Lac de Deschaillons devient plus profond et s'Ctend dans la vallCe. Les fluctuations de la com- positon pollinique ne sont pas nicessairement significatives. Cet tpisode dure environ 1500 ans.

La palynozone Deschaillons 3, stCrile ou B faible concentra- tion pollinique, Cvoque un rCgime glaciolacustre stable dans un contexte de marge glaciaire proximale. L'apport pollinique est zonal, soit atrien, soit par les tributaires du lac glaciaire. Une partie du pollen provient peut-2tre de dCp6ts antCrieurs B l'inondation.

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Le Lac de Deschaillons a ~%olu& dans le temps (Besrt2 et k h i e t t i 1990). Il etait moins profond pendant ia phase inft- rieure, Iorsque le brassage perrnenait l'oxyg6nation saisonnibre du fond du lac; la source dttritique ktait moins abondante et rnoins proximde. La phase moyenne indique l'appauvrissement croissant de la vegetation, la disparition des traces de mobilitd anirnale, un plus grand apport ditritique et le refroidissement de l'eau (Hillaire-Marcel et PagC 1981). L'apport dttritique qui augmente vers le haut, en particulier dans les lits d'hiver, indiqwe le rapprochement de la marge glaciaire pendant la phis$ supirieure.

$'6pisode du Lac de Deschaillons apporte de prCcieuses indi- catEohs sur le mode d'englaciation de la marge sud-est de I'lnlandsis laurentidien. Ainsi, I'accumulation d'un dame gla- ciarre sur le Nouveau-Qu6bec et l'expansion de calottes locales peuvent &tre synchrones de la presence d'une fore? boreale dans la vallEe du Saint-Laurent. D'autre part, le dklai entre le debut de l'inondation glaciolacustre et I'arrivCe de glaces allochtones du dbme du Nouveau-QuCbec dans la v a l k moyenne du Saint-Laurent est de l'ordre de plusieurs millknaires (Occhietti 1983), plus precidment de 3800 ans d'aprks le nombre de varves compttks en labmatoire (Besrd et Occhietti 1990). Un tel dtlai est en faveur de l'hypothbse de l'accumulation de calottes locales B basses latitudes sur le massif du Parc des Laurentides et sur les Appalaches, avant l'expansion du D8me du Nouveau-Qutbec (schCmas de Occhietti (1982) et Lamothe et d. (1992)).

En raison de la raret6 des affleurements des Varves de Deschaillons, I'extension maxirnale du lac gIaciaire n'est pas connue. Dans l'estuaire moyen du Saint-Laurent, & l'ile aux Coudres, des varves d'englaciation, tronquees par des stdi- ments fluviatiles apparent& aux SCdiments de Saint-Pierre affleurent Brodeur et Allard 1985) dans une position strati-

graphique compatible avec les Varves de Deschaillons (voir Occhietti et Clet 1989). I1 semble donc que le lac rCsulte d'un barrage en aval de l'ile aux Coudres, probablement vers l'embouchure du Saguenay .

La profondeur du lac a Ctt estimCe par Besrt et Occhietti (1990) B environ 50 m, d'aprbs des critkres ~Cdimentologiques et topographiques tels que la prCsence de bioturbations 2 la hase des varves, la prr5servation des lits saisonniers et l'alti- tude vers + 17 m du sommet des varves. Cette profondeur est coherente avec une nouvelle estimation de rype palEogtogra- phique. L'altitude de la surface du lac au-dessus du niveau actuel de la mer est limjtee par le seuil de Glens Falls, local is6 enwe I'extrCmitC sud du lac Champlain et le fleuve Hudson, d a m 1'8tat de New York. L'altitude actuelle de ce seuil est su@rieure B 140 pi (42,76 m), cote du plus haut bief du canal Chhmplain (carte du ministbre des transports de l'8tat de New York intitulte Barge Canal System & Connecting Waterways). Pendant l'episode du Lac de Deschaillons, ce seuil n'avait pas encore et~5 chevaucht par les glaciers du Pl6istockne supkrieur et pouvait Etre plus haut de quelques mktres. D'autre part, la vallrk moyenne du Saint-Laurent etait dCjh affaisske par glacio- isostasie d'au moins 13 m, avant I'inondation lacustre. On put , par consequent, estirner I'altitude relative minimale du Lac de Dcschaillons B 56 m, augment& de I'enfoncement glacio- isostittique synddimentaire et de la difference d'altitude du seuil de Glens Falls avant Crosion glaciaire et diminuke de

, I'enfoncement glacio-isostatique Cventuel de ce seuil. La reconstitution palioenvironnernentale proposee est une

rkvision complhe de l'hypothkse de configuration de la rnarge glaciaire pendant I'kpisode du Lac de Deschaillons propsee

par Lamothe et al. (1992). Contrairement 2 leur hypothbse, l'obstacle glaciaire Ctait situt en aval de l'ile aux Coudres. D'autre part, leur hypothbse d'Ccoulement glaciaire vers l'arnont de la vallte du Saint-Laurent (vers le sud-ouest) contredit les traces d'Ccoulement glaciaire, observCes jusqu'i prCsent, qui vont toujours soit vers le secteur sud soit vers l'aval (le nord- est) de la vallCe et de l'estuaire du Saint-Laurent (Dionne 1984; Schroeder et al. 1990; Bernier et Occhietti 1990; Occhietti 1990; Harmand et al. 1992).

Essai de correlation des unites de la vallde du Saint-Laurent et de la region des Grands Lacs

La rCvision complbte de la lithostratigraphie de la vallCe moyenne du Saint-Laurent (Occhietti et Clet 1989; Occhietti 1990) et les dtcouvertes de plusieurs auteurs (Lamothe 1985, 1989; Anderson et al. 1990; Ferland et Occhietti 1990a; Bernier et Occhietti 1990, 1991) obligent B reconsidkrer les corrtlations inter-rtgionales ttablies (Dreimanis 1977; Karrow 1989; Occhietti 1989). L'absence de datations irrtfutables des difftrentes rCponses rCgionales sur les marges de l'inlandsis et la rtpttition de stquences similaires (lacune d'irosion, fluvia- tile, glaciolacustre, glaciaire, glaciolacustre), entibres ou par- tielles, limitent la validitt des corrklations.

La stquence contact d'trosion - Sable de Lotbinibre - Varves de Deschaillons - contact d'trosion et lentilles de sable - Till de Uvrard de la vallCe du Saint-Laurent implique, dans la rtgion de Toronto, la sCquence d'Cvbnements suivante : une phase d'Crosion sous ou au niveau actuel du lac Ontario, une phase peu marquee de stdimentation fluviatile sous foret borCale, une phase glaciolacustre apparemment longue puis la prCsence ou l'influence indirecte de glaces localistes dans l'estuaire, la vallte moyenne et peut-&re dans la haute vallte du Saint-Laurent. En admettant l'isochronie des unit& et des gauchissements glacio-isostatique entre les deux rtgions, il est possible (fig. 6) que la surface d'trosion et le Sable de Lot- binibre correspondent h la discontinuitt et aux lits de sable identifits B la limite entre la Formation interglaciaire de Don et la Formation de Scarborough (Terasmae 1960; Karrow 1989) sous le niveau actuel (74,68 m) du lac Ontario ou 1Cgbrement au-dessus. Deux hypothbses peuvent Ctre envisagies pour la corrtlation des Varves de Deschaillons, selon que l'on associe la Formation de Pottery Road a des chenaux sous-glaciaires (Sharpe et Barnett 1985) ou aux SCdiments de Saint-Pierre (Karrow 1989). Selon l'hypothbse A (fig. 6), les Varves de Deschaillons correspondraient 2 la Formation de Scarborough, avec le maintien d'une vtgCtation bortale dans la rCgion de Toronto pendant la construction du paltodelta. Les lentilles de sable sous le Till de Ltvrard, signaltes par Lamothe (1985) et observCes sur le terrain, indiqueraient une phase fluvioglaciaire. Le Till de Uvrard serait l'tquivalent du Till de Sunnybrook, habituellement associC B un tpisode glaciaire (Karrow 1989) ou B un tpisode de glaces flottantes en milieu lacustre (Eyles et Eyles 1983). Selon l'hypothbse B (fig. 6), la stquence de la vallCe du Saint-Laurent serait 17Cquivalent de la Formation de Scarborough. Le Till de LCvrard serait restreint B la vallte du Saint-Laurent et correspondrait 2 un hiatus dans la rtgion de Toronto ou B la partie suptrieure de la Formation de Scar- borough. Pendant l'tpisode glaciaire de la vallCe moyenne du Saint-Laurent, le palColac Ontario aurait, dans cette hypothhse, kt6 drain6 vers 1'Hudson via un exutoire, par exemple une palto-rivibre Mohawk (Karrow 1989) dont le seuil est actuelle- ment B 128 m d'altitude. Une dernibre hypothbse serait de con-

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sidCrer que la sequence CtudiCe n'a pas d'kquivalent dans la rCgion de Toronto.

Bien que cohtrentes, ces corrClations restent soumises B beaucoup d'incertitudes. Une telle discussion dCmontre que ni les stquences de la vallCe du Saint-Laurent, ni celles de la rCgion des Grands Lacs ne peuvent servir de rCfCrence pour toute 1'ArnCrique du nord-est (Occhietti 1983; Sharpe et Barnett 1985) et confirment le caractbre rCgional des sCquences strati- graphiques des marges de 1'Inlandsis laurentidien (Occhietti 1987). Elle met tgalement en Cvidence la nCcessitC d'inttgrer les lacunes d'Crosion, les hiatus et les unitCs de faible ampleur dans les colonnes stratigraphiques.

Conclusion Dans la vallCe moyenne du Saint-Laurent, le Sable de Lot-

binibre est emboitC dans des rythrnites sans nom qui affleurent B marCe basse dans le lit du fleuve. Le sable marque la fin d'un Cpisode de creusement et le dtbut d'un tpisode d'ennoiement progressif de la vallCe. Le contenu sporopollinique Cvoque une forCt borCale. L'Cvbnement fluviatile de Grondines propre- ment dit, postCrieur B la phase d'trosion, ne correspond pas nicessairement B un interstade mais plut6t B une phase de tran- sition o i ~ s'accumulaient des calottes glaciaires rkgionales.

La zone infkrieure des Varves de Deschaillons tCmoigne de l'inondation progressive de la vallCe du Saint-Laurent et d'une forst borCale. La concentration atteint 95 x lo3 grainslg; la diversit6 taxonomique des arbres et le pourcentage d'arbres thermophiles, en particulier de Quercus, sont Cquivalents de ceux du Sable de Lotbiniere. Il ne semble pas y avoir de dCtCrio- ration climatique au dCbut de l'tpisode du Lac de Deschaillons ou celle-ci est masqute par l'apport surabondant de pollen dCtritique. La zone intermtdiaire des varves montre une stabi- lit6 puis un appauvrissement en nombre de taxons et en con- centration du contenu sporopollinique. M&me en tenant compte du taux de ~Cdimentation dCtritique beaucoup plus fort, la zone supCrieure des varves est presque stkrile. Elle indique un rCgime glaciolacustre froid, une marge glaciaire rapprochke et une vCgCtation peu abondante sur des aires restreintes.

A 17Cchelle de l'axe structural du Saint-Laurent, entre le lac Ontario et le golfe du Saint-Laurent, le dCbut de 1'Cpisode fluviatile de Grondines indique le drainage de l'ensemble de l'axe B un niveau relatif 1Cgbrement infkrieur au niveau actuel, ce qui implique un enfoncement glacio-isostatique rCsiduel ou en cours, dans un contexte de niveau eustatique plus bas que l'actuel. L'ennoiement de la vallte et de sa vCgCtation par le Lac de Deschaillons dCmontre l'existence synchrone d'une forCt borCale et de lobes de glace B l'origine d'un affaissement glacio-isostatique et de l'obstruction de l'estuaire du Saint- Laurent. D'aprbs la durCe du Lac de Deschaillons, un dClai de 3800 ans s'Ccoule entre un rCgime glaciaire rkgional, sur les Appalaches et les Laurentides, et l'englaciation gCnCrale de la vallte du Saint-Laurent par les glaces allochtones provenant de 1'Inlandsis laurentidien. Une tentative de corrklation de la sequence Sable de Lotbinibre - Varves de Deschaillons aux unitCs de la rCgion de Toronto remet en question la portCe gCnCrale des colonnes stratigraphiques des deux rCgions com- parCes et dCmontre l'importance des hiatus en stratigraphie continentale. L'analyse fine de la lithostratigraphie, de la sCdi- mentologie, du contenu sporopollinique et des macrorestes vCgCtaux a rCvClC que la lithostratigraphie et la climatostrati- graphie usuelles sont fortement rkductrices par rapport aux sCquences d'kvbnements passes et aux variations latCrales de palCoenvironnements .

A 1'Cchelle sous-continentale, la sCquence Sable de Lotbi- nibre - Varves de Deschaillons indique le drainage, puis l'obstruction partielle suivie de la fermeture pendant plusieurs millCnaires de !'axe de drainage du haut bassin-versant du Saint-Laurent. A moins que les glaciers n'aient envahi cette rCgion, le haut bassin-versant incluaif notamment les Grands Lacs SupCrieur, Michigan, Huron, Erik et Ontario (fig. 1). Cette modification majeure du systbme de drainage du nord- est de 1'AmCrique du Nord prtcbde l'englacement continental associC au Till de LCvrard, phase dont les caractCristiques spa- tiales et temporelles restent B dCfinir. 11 est vraisemblable que le drainage de la partie non englacCe du haut bassin versant et des eaux de fonte glaciaire ait kt6 rCorientC en tout ou en partie vers 1'Hudson. Ce changement devrait avoir des rCpercussions sur la ~Cdimentation au large des embouchures de 1'Hudson et du Saint-Laurent, sur la fa~ade occidentale de 1'Atlantique. Le contexte palCogtographique du Lac de Deschaillons peut Ctre partiellement reconstituk. I1 comprend au moins un D6me du Nouveau-Qutbec en expansion et des calottes rCgionales sur les Appalaches et la bordure miridionale des Laurentides; la progression des glaces continentales dans la rCgion des Grands Lacs reste 21 Ctablir.

Remerciements

Le Centre national de la recherche scientifique (Centre de gComorphologie, Caen) et le CRSNG ont financC ce projet. Les auteurs remercient Simonne Guermont, qui a prCparC les Cchantillons au Centre de gComorphologie, Pierre Richard, Nicole Morasse et Alayn Larouche, du Laboratoire de palto- biogkographie et de palynologie de 1'UniversitC de Montrtal, qui ont apportC une contribution analytique, Michel Lamothe, de 1'UniversitC du QuCbec B MontrCal, qui a contribut B l'amC- lioration du manuscrit, et Robert J. Mott et Michel Parent dont la lecture critique fut stimulante.

Anderson, T.W., Matthews, J.V., Jr., Mott, R.J., et Richard, S.H. ' 1990. The Sangamonian Pointe-Fortune site, Ontario-QuCbec

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