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Détection de glaces massives en milieu pergélisolé par la technique géophysique de micro-gravimétrie

Mémoire

Benoit Loranger

Maitrise en génie civilMaitre ès sciences (M. Sc.)

Québec, Canada

© Benoit Loranger, 2017

Détection de glaces massives en milieu pergélisolé par la technique géophysique de micro-gravimétrie

Mémoire

Benoit Loranger

Sous la direction de :

Guy Doré, directeur de rechercheDaniel Fortier, codirecteur de recherche

iii

RÉSUMÉ

Des levés gravimétriques ont été effectués, à l’aide d’un gravimètre de haute précision

Scintrex CG-3+, sur des terrains en zone de pergélisol discontinu où des corps de

glacemassive sont suspectés (Dry Creek, Yukon) ou bien ont été préalablement détectés

(Beaver Creek, Yukon et dans la région de Kangerlussuaq, Groenland). L’objectif principal

fut donc d’établir la faisabilité d’utiliser la gravimétrie à des fins de détection de glace

intrasédimentaire. La possibilité d’utiliser un gravimètre afin de détecter des corps de glace

massive fut clairement démontrée. Des anomalies micro-gravimétriques négatives furent

détectées et celles-ci peuvent être clairement attribuées à la présence de glace dans le sol. La

confirmation de la présence de glace fut effectuée par une campagne de forage à Dry Creek

et par la consultation de travaux de forages antérieurs pour les terrains de Beaver Creek et du

Groenland. Un modèle simple en deux dimensions composé de colonnes allongées

verticalement fut adapté au contexte micro-gravimétrique. Les comparaisons entre les

modèles et les résultats de terrain sont bonnes pour les coins de glace et satisfaisante pour de

volumineux massifs de glace enfouis.

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ABSTRACT

Gravity surveys were carried out using a precision gravimeter Scintrex CG-3+ on the

discontinuous permafrost zone in lands where massive ice bodies were suspected (Dry Creek,

Yukon) or previously detected (Beaver Creek, Yukon and in the area of Kangerlussuaq,

Greenland). The main objective of the research was to establish the feasibility of using

gravity surveying for massive ice detection. The possibility of using a gravimeter to detect

massive ice was clearly demonstrated. Indeed, negative residuals anomalies were detected

and these can be clearly attributed to the presence of ice in the ground. The presence of ice

was carried out during a drilling and coring campaign in Dry Creek and through published

reports of previous drilling for Beaver Creek and Greenland sites. A simple two-dimensional

model composed of verticals columns was adapted to the micro-gravity environment. The

comparisons between models and field results are good for ice wedges terrains and

satisfactory for voluminous massive ice.

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TABLE DES MATIÈRES RÉSUMÉ ......................................................................................................................................................... III

ABSTRACT .................................................................................................................................................. IV

TABLE DES MATIÈRES ................................................................................................................................ V

TABLE DES FIGURES .............................................................................................................................. VIII

LISTE DES SYMBOLES ET DES ABRÉVIATIONS ....................................................................................... XVI

REMERCIEMENTS ................................................................................................................................ XVIII

CHAPITRE 1 ................................................................................................................................................. 1 1.1 MISE EN CONTEXTE ............................................................................................................................................ 1 1.2 OBJECTIFS ............................................................................................................................................................. 3 1.3 ORGANISATION DU DOCUMENT ..................................................................................................................... 3

CHAPITRE 2 ................................................................................................................................................. 5 2.1 PERGÉLISOL .......................................................................................................................................................... 5 2.2 DISTRIBUTION DU PERGÉLISOL AU CANADA ............................................................................................. 6 2.3 TRAIT CARACTÉRISTIQUE DES ENVIRONNEMENTS PERGÉLISOLÉS ..................................................... 8

2.3.1 Glaces massives et/ou corps de glace massifs ...................................................................................... 8 2.4 CAUSES DE DÉGRADATION DU PERGÉLISOL ET IMPACTS SUR LES INFRASTRUCTURES DE TRANSPORT ............................................................................................................................................................... 13 2.5 DOMMAGES CAUSÉS PAR LA DÉGRADATION DE GLACE MASSIVES SUR LES INFRASTRUCTURES DE TRANSPORT ......................................................................................................................................................... 17

2.5.1 Développement de thermokarsts .............................................................................................................. 17 2.5.2 Tassements différentiels .............................................................................................................................. 18

2.6 DÉTECTION GRAVIMÉTRIQUE : ÉTAT DES CONNAISSANCES .............................................................. 19

CHAPITRE 3 .............................................................................................................................................. 30 3.1 UNITÉ GRAVITATIONNELLE .......................................................................................................................... 30 3.2 CONCEPTS .......................................................................................................................................................... 31 3.3 APPLICATIONS .................................................................................................................................................. 33 3.4 MICROGRAVIMÉTRIE ...................................................................................................................................... 33 3.5 LE CHAMP GRAVITATIONNEL TERRESTRE ET SES VARIATIONS ......................................................... 34

3.5.1 Facteurs faisant varier la masse .............................................................................................................. 34 3.5.2 Facteurs faisant varier la distance ......................................................................................................... 35

3.6 INSTRUMENTATION ......................................................................................................................................... 36 3.7 MÉTHODOLOGIE POUR LES LEVÉS GRAVIMÉTRIQUES À DES FINS DE DÉTECTION POUR LE GÉNIE CIVIL ............................................................................................................................................................... 37 3.8 CORRECTIONS DES MESURES GRAVITATIONNELLES OBSERVÉES ..................................................... 39

3.8.1 Corrections en fonction du temps (Cd et Ct) ....................................................................................... 39 3.8.2 Correction en fonction de la latitude (CL) ........................................................................................... 42 3.8.3 Correction par rapport à l’élévation (CE) ........................................................................................... 43 3.8.4 Correction de terrain (CT) .......................................................................................................................... 47

3.9 MÉTHODES D’INTERPRÉTATION .................................................................................................................. 50 3.9.1 Traitements des données gravimétriques ............................................................................................. 51

3.10 MODÉLISATION .............................................................................................................................................. 52 3.10.1 Modèle 2D : Première approche........................................................................................................... 52 3.10.2 Modélisation 2D: Coins de glace et glaces massives ................................................................... 54 3.10.3 Modèle 2D: Inlandsis du Groenland ................................................................................................... 57

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CHAPITRE 4 .............................................................................................................................................. 61 4.1 CONTEXTE GLACIAIRE ................................................................................................................................... 61 4.2 SITE D’ÉTUDE DE DRY CREEK ..................................................................................................................... 63

4.2.1 Localisation ...................................................................................................................................................... 63 4.2.2 Zone d’étude ..................................................................................................................................................... 63 4.2.3 Problématiques spécifiques ....................................................................................................................... 64

4.3 SITE D’ÉTUDE DE BEAVER CREEK .............................................................................................................. 72 4.3.1 Localisation ...................................................................................................................................................... 72 4.3.2 Zone d’étude ..................................................................................................................................................... 72 4.3.3 Problématiques spécifiques ....................................................................................................................... 74

4.4 SITE D’ÉTUDE DU GROENLAND ................................................................................................................... 77 4.4.1 Localisation ...................................................................................................................................................... 77 4.4.2 Zone d’étude ..................................................................................................................................................... 78 4.4.3 Problématique et intérêts des sites d’études ....................................................................................... 82

CHAPITRE 5 .............................................................................................................................................. 84 5.1 TRAVAUX DRY CREEK ................................................................................................................................... 84 5.2 TRAVAUX BEAVER CREEK ........................................................................................................................... 88 5.3 TRAVAUX GROENLAND ................................................................................................................................. 90

5.3.1 Zone du réseau de polygones (coins de glace) .................................................................................. 91 5.3.2 Zone de l’inlandsis du Groenland ........................................................................................................... 92

CHAPITRE 6 .............................................................................................................................................. 95 6.1 RÉSULTATS – DRY CREEK ............................................................................................................................ 95

6.1.1 Levés gravimétriques : Dry Creek .......................................................................................................... 96 6.1.2 Forages - Dry Creek .................................................................................................................................. 104 6.1.3 Description des matériaux de terrain ................................................................................................. 109

6.2 RÉSULTATS – BEAVER CREEK .................................................................................................................. 115 6.2.1 Levés gravimétriques ................................................................................................................................. 116 6.2.2 Forages – Beaver Creek ........................................................................................................................... 121

6.3 RÉSULTATS – GROENLAND ....................................................................................................................... 127 6.3.1 Zone du champ de polygones ................................................................................................................. 127 6.3.2 Zone de la marge glaciaire ..................................................................................................................... 130

CHAPITRE 7 ............................................................................................................................................ 133 7.1 ANALYSE ET MODÉLISATION – GLACE MASSIVE DE DRY CREEK .................................................. 134

7.1.1 Dry creek, zone sud-est, levés 6 et 7 ................................................................................................... 134 7.1.2 Dry Creek, zone du thermokarst, levés 1&2, 3 et 11 .................................................................... 142 7.1.3 Conclusion Dry Creek ............................................................................................................................... 151

7.2 ANALYSES ET MODÉLISATION- COINS DE GLACE BEAVER CREEK ET GROENLAND ............... 152 7.2.1 Analyses et modélisation - Beaver Creek .......................................................................................... 152 7.2.2 Analyse et modélisation - Champ de polygones, Groenland .................................................... 170 7.2.3 Conclusion coins de glace, Beaver Creek et Groenland ............................................................ 176

7.3 ANALYSE ET MODÉLISATION – INLANDSIS DU GROENLAND .......................................................... 177 7.3.1 Inlandsis du Groenland ............................................................................................................................ 177 7.3.2 Conclusion analyse et modélisation de la zone de l’inlandsis du Groenland. .................. 182

CHAPITRE 8 ............................................................................................................................................ 183 8.1 RETOUR SUR LA MÉTHODE ET CRITIQUE ............................................................................................... 183

8.1.1 Détection gravimétrique ........................................................................................................................... 183 8.1.2 Modèles ........................................................................................................................................................... 185

8.2 APPLICABILITÉ .............................................................................................................................................. 185

vii

8.3 TRAVAUX FUTURS ........................................................................................................................................ 186

CHAPITRE 9 ............................................................................................................................................ 188

BIBLIOGRAPHIE ................................................................................................................................... 192

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LISTE DES FIGURES

Figure 1: Profil thermique d'un pergélisol illustrant ses composantes majeures soit la couche active (active layer), le pergélisol (permafrost), les minima et maxima de température (minimum and maximum temperature envelope), la température moyenne annuelle (mean annual temperature), le gradient géothermique (geothermal gradient) ainsi que des courbes typiques lors du réchauffement et du refroidissement des températures de surface (Fall and Spring whiplash curves respectivement); McFadden and Bennet (1991). ............................................................................................................................................. 5

Figure 2: Distribution du pergélisol au Canada, Ressource naturelles Canada (1993), cité par Dumais (2014). 7 Figure 3: Distribution verticale en fonction de la latitude et épaisseurs typiques associées au pergélisol sur le

territoire canadien (Andersland et Ladanyi 2004, tiré de Johnston, 1981). .......................................................... 7 Figure 4: Glace massive de pingo dans l'arctique canadien (NRCAN). ............................................................................ 8 Figure 5: Classification des glaces massives proposée au séminaire de la commission géologique du Canada,

Ottawa (Modifié de Mackay 1989). ................................................................................................................................... 9 Figure 6: Gauche: Formation et aggradation latérale d'un coin de glace (Andersland et Ladanyi, 2004); Droite:

Croissance latérale épigénétique et verticale syngénétique des coins de glace (French, 2007). ................ 11 Figure 7: Polygones de coins de glace typiques, Département d'agriculture (CanSIS) Gouvernement du

Canada. ...................................................................................................................................................................................... 12 Figure 8: Dégradation du pergélisol en fonction de la couverture végétale (Douglas, 2007). ................................ 14 Figure 9: Effet de l'épaisseur de la neige accumulée sur la température du sol (Williams et Smith, 1991 cité

par Gravel-Gaumont, 2014). .............................................................................................................................................. 15 Figure 10: Évolution des jours sans gel de 1904 à 2008 à Fairbanks, Alaska (Karl et al. 2009). .......................... 16 Figure 11: apparition d'un thermokarst en bordure de route Dalton, en Alaska, menant à l'écrasement du

ponceau transversal (Doré et Zubeck, 2009). ............................................................................................................... 17 Figure 12: Dégradation d'un coin de glace associé au débalancement du régime thermique lors de la

construction de la route et au ruissèlement préférentiel de l'eau de surface (Joe Moore, USDA-NRCS). ...................................................................................................................................................................................................... 18

Figure 13: Données gravimétriques obtenues sur les 5 sites d'études (Rampton et Walcott, 1974). .................... 20 Figure 14: Topographie, gravimétrie résiduelle et détails du site d'étude d’Engineer Creek, Fairbanks

(Kawasaki et al. 1982). ........................................................................................................................................................ 21 Figure 15: Résultats de la détection gravimétrique d'une dalle artificielle de glace, Université de Fairbanks

(Kawasaki et al., 1982). ....................................................................................................................................................... 22 Figure 16: Topographie (haut) et anomalie de Bouguer (bas) lors du sondage gravimétrique sur une butte

cryogénique à Kangiqsuallujjuaq, Québec (Séguin et Frydecki, 1990). ............................................................. 23 Figure 17: Anomalie de Bouguer (haut) et modélisation du glacier des différents horizons (bas) du glacier

rocheux Murtèl-Covatsch en coupe transversale (Vonder Mühll et Klingelé, 1994). .................................... 25 Figure 18: Modèle de densité à l'intérieur du glacier rocheux Reichenkar par intégration des techniques de

GPR, de réfraction sismique et de gravimétrie (Hausmann et al., 2007). .......................................................... 25 Figure 19: Résultat du levé gravimétrique au-dessus d'un coin de glace avec le profil d'élévation et

l'interprétation de la structure de glace (en haut) et les mesures gravimétriques (ligne pleine) et la tendance régionale (ligne pointillée), (en bas) (Doré, 2009). ................................................................................. 26

Figure 20: Résultat du levé gravimétrique au-dessus d'un pingo (gauche) et d’un massif de glace enfoui (droite), avec le profil d'élévation et l'interprétation de la structure de glace (en haut) et les mesures gravimétriques (ligne pleine) et la tendance régionale (ligne pointillée), (en bas) (Doré, 2009). .............. 27

Figure 21: Détection par gravimétrie de grottes d'origine karstiques dans le calcaire, Suisse (Beres et al.,2001). ................................................................................................................................................................................... 28

Figure 22: Loi universelle de gravitation de Newton. ........................................................................................................... 31 Figure 23: Masses volumique des matériaux géologiques communs (Reynolds 2011, modifié de Telford et al.

1990). ......................................................................................................................................................................................... 35 Figure 24 : Forme irrégulière et ellipse de référence de la Terre (Reynolds, 2011). .................................................. 36 Figure 25: Mécanisme de fonctionnement d'un gravimètre astatique (Reynolds, 2011). ......................................... 37 Figure 26: Courbe de dérive instrumentale standard (Reynolds, 2011). ........................................................................ 40 Figure 27: Variations gravimétrique en fonction du temps dues aux cycles marée-lunaire (Seigel, 1995). ...... 41 Figure 28: Ellipse de rotation Terrestre (exagérée), (modifié de Reynolds, 2011). ................................................... 42 Figure 29: Variation de la gravité avec la latitude (Reynolds, 2011). ............................................................................. 43

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Figure 30: Représentation schématique de la correction d'air libre (haut) et de Bouguer (bas) selon un niveau de référence (Reynolds, 2011). ......................................................................................................................................... 44

Figure 31: Détermination de la masse volumique moyenne du terrain par la méthode graphique de Nettleton (modifé de Nettleton, 1971 par Rallen, Berkley seismology course of Applied Geophysics). ................... 46

Figure 32: Effet du terrain d'une colline (excess mass) et d'une vallée (mass deficiency) sur la résultante de la mesure gravimétrique (modifié de Hammer, 1939 et de Reynolds, 2011). ....................................................... 49

Figure 33: Diagramme de correction de Hammer avec les détails du cercle interne (à droite) qui se trouve au centre du cercle complet (à gauche), (Reynolds, 2011)............................................................................................ 49

Figure 34: Approche pour la division du terrain en cellules pour calculer leurs poids relatifs gravitationnels (gauche); Diagramme de Hammer superposé à une carte topographique afin d'évaluer la hauteur moyenne des cellules (ici seuls les cercles de E à H sont illustrés). (Rallen, Berkley seismology course of Applied Geophysics). ...................................................................................................................................................... 50

Figure 35: Anomalie de Bouguer, anomalie régionale et anomalie résiduelle résultante (Reynolds, 1997). .... 52 Figure 36: a) Illustration des termes de l’équation et expression d’une anomalie gravimétrique positive; b) À

gauche: effet sur la courbe avec un différentiel de masse volumique positif et négatif, Milieu: effet sur la forme de la courbe anomale pour des différentiels de masse volumiques différents, toutes autres proportions gardées, Droite: effet sur la courbe de l’enfouissement du corps anomale (Lillie, 1998). ... 54

Figure 37: modélisation de l'anomalie gravimétrique positive produite par une colonne allongée verticalement (Modifié de Reynolds, 1997). ............................................................................................................................................ 55

Figure 38: Détails pour la modélisation 2D d'une colonne allongée verticalement (modifié de Reynolds, 1997). ......................................................................................................................................................................................... 56

Figure 39: Méthode de modélisation 2D de l’anomalie gravimétrique négative produite par i colonnes allongées verticalement de profondeurs et de longueurs distinctes le long d’un levé. .................................. 57

Figure 40: a) et b) : illustration des termes de l’équation de l’anomalie gravimétrique casée par une dalle semi-infinie; c) corrélation entre la dalle semi-infinie et la dalle de Bouguer (infinie), (tiré de Reynolds, 1997). ......................................................................................................................................................................................... 59

Figure 41: Carte des limites d'extensions des dernières grandes glaciations avec la localisation de Beaver Creek (flèche rouge) et de Dry Creek (flèche jaune), (RNCan, 1999). ............................................................... 61

Figure 42: Localisation du site d'étude de Dry Creek, Yukon (modifié de Yukon Highways, GOY) ................. 63 Figure 43: Zone d’étude du site de Dry Creek, YT. .............................................................................................................. 64 Figure 44: Photo aérienne de 1975 et satellite (Google Earth) de 2015 montrant le détail du ré-enlignement de

la route de 1994-95. Les flèches rouges sont des repères montrant la position du thermokarst et de l'aire de repos en 2015 (droite) ainsi que leur position bien avant leur construction/ apparition en 1975 (gauche). La ligne pointillée noire montre le trajet du futur ré-enlignement proprement dit. Il est possible également de bien distinguer la cicatrice laissée par la gravière en 2015 alors qu’elle était inexistante en 1975. (Photo aérienne de Yukon Archives). .................................................................................... 65

Figure 45: Nivellement du site de Dry Creek en 1994-94 et occurrence de glace massive (Courtoisie de Bill Stanley, TEB, GOY). ............................................................................................................................................................ 65

Figure 46: Fonte de la glace dans la partie supérieure du pergélisol et perte de la capacité de la route, endroit inconnu, Autoroute de l'Alaska (TEB, GOY). ............................................................................................................. 66

Figure 47: Schéma en coupe du dépôt fluvioglaciaire initial à final au site de Dry Creek, Yukon. ..................... 66 Figure 48: Développement du thermokarst près de l'aire de repos du site de Dry Creek (photos: haut, Guy

Doré, 2003; bas, Julie Malenfant-Lepage, 2009). ....................................................................................................... 67 Figure 49: Tassement majeur associé à la fonte de glace massive du côté est de l’autoroute de l’Alaska, à Dry

Creek. La zone affectée est d’un rayon approximatif de 50 mètres et le tassement est de 8 à 10 mètres. L’individu sur la photo mesure 1 m 70 (Photo : Eva Stephani, 2008). ............................................................... 68

Figure 50: Tassement extraordinaire vu d'un autre angle, à l'été 2008, durant l'exploitation de la carrière (Photo: Daniel Fortier, 2008). ............................................................................................................................................ 68

Figure 51: Tassement important du chemin d'accès de l'aire de repos (flèche rouge) et tassement linéaire majeur et persistant (pointillés rouge). Le drapeau entouré de pointillés vert sert de position de référence avec la Figure 52. ................................................................................................................................................................... 69

Figure 52: Vue du tassement linéaire majeur et persistant du côté ouest de la route. Ce tassement linéaire est présent jusqu'au thermokarst, à environ 25 mètres derrière le photographe. Le drapeau entouré de pointillé et la ligne pointillée rouge sont en référence avec la figure précédente (Figure 51). ................... 70

Figure 53: Vue de la route vers le thermokarst d'un tassement linéaire traversant la route (gauche); Cicatrice linéaire dans le terrain naturel, à quelques mètres du thermokarst (droite). ...................................................... 70

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Figure 54: Nivellement de la butte fluvioglaciaire par un bulldozer DY-9 (gauche, flèche noire). L’enlèvement de la couche organique et de la couche active sous-jacente peut entraîner de graves débalancements thermiques (photo gauche, crédit Daniel Fortier); Le régime thermique du sous-sol est déstabilisé et des évènements liés à la fonte de la glace sous-jacente peuvent être visibles. Sur la photo de droite, des « Sinkholes » de 1-2 mètres de profondeur formés dans la pente de la butte fluvioglaciaire (pointillés blanc). ................................................................................................................................................................... 71

Figure 55: Le régime thermique du sous-sol de la butte fluvioglaciaire est déstabilisé et des évènements liés à la fonte de la glace sous-jacente peuvent être visibles. Il est possible de voir à gauche un grand effondrement de 4 à 5 mètres de profondeur. À droite de la photo, des cicatrices de glissement etl’amorce d’un effondrement. .............................................................................................................................................. 71

Figure 56: Localisation de la communauté de Beaver Creek, Yukon. Le site expérimental se trouve à environ 5 kilomètres au sud de celle-ci. ......................................................................................................................................... 72

Figure 57: Emplacements des zones d'étude au site expérimental de Beaver Creek. ................................................ 73 Figure 58: Levé gravimétrique 4 situé en zone typique de muskeg sur le terrain expérimental de Beaver

Creek. ......................................................................................................................................................................................... 74 Figure 59: Dégradation linéaires (fissures de tensions) lézardant longitudinalement la route ayant été réparé

avec une base de béton bitumineux posé à froid (cold mix). Le cold mix est réputé pour être extrêmement foncé (quasi noir), ce qui augmente la température en surface de ces zones et accélère la dégradation du pergélisol sous-jacent (photo : Yukon Highways, TEB). ........................................................... 75

Figure 60: Tassements linéaires longitudinaux différentiels sur la portion nord de la section expérimentale de Beaver Creek (photo: Sliger, 2013). ................................................................................................................................ 76

Figure 61: Détail d'un tassement différentiel sur le côté de la route (photo: Eva Stephani, 2008). ...................... 76 Figure 62: Localisation de la communauté de Kangerlussuaq (vert), et des deux sites d'études soit le site

d'étude des coins de glace (Ice wedges polygon field site, bleu), et le site à la marge de l'inlandsis du Groenland (Ice sheet margin site, rose). ........................................................................................................................ 77

Figure 63: Zoom sur la localisation des sites d'études effectués au Groenland. .......................................................... 78 Figure 64: Zone d'étude du champ de polygones associés aux coins de glace, GL. ................................................... 79 Figure 65: Zone d'étude près de la marge de la calotte glaciaire du Groenland. La zone est divisée en 3

terrains distincts soit le socle rocheux, les moraines de glace ainsi que la calotte de glace. Les lettres A, B et C se réfèrent aux images de la Figure 66, de la Figure 67 et de la Figure 68 respectivement. .......... 80

Figure 66: Zone de socle rocheux et de dépôts organiques très minces en marge de la calotte glaciaire. La photo vise vers le Nord (emplacement A sur la Figure 66). .................................................................................... 81

Figure 67: Zone de moraines à cœur de glace en marge de la calotte glacière avec à l’arrière droite, la calotte glacière. La photo vise au NNE (Lettre B sur la Figure 66). .................................................................................. 81

Figure 68: Marge de la calotte glacière du Groenland commençant au bas de la moraine de glace (en avant plan). Cette photo vise l'est (Lettre C sur la Figure 66). ........................................................................................... 82

Figure 69: Métrage du levé gravimétrique 5, côté est de la route, Juillet 2013. .......................................................... 84 Figure 70: Forage DC-05 à l’aide de la foreuse de type sonique, Mai 2014. ............................................................... 86 Figure 71: Localisation et direction des levés gravimétriques (lignes jaunes et flèches accompagnées d’un

nombre) et localisation des forages (points jaunes cerclés de bleu avec le sigle DC suivi du numéro de forage) du site de Dry Creek, YT (modifié de Loranger et al., 2015). ................................................................ 87

Figure 72: Installation d'un cuvelage de 76,2 mm et d'un piézomètre dans le forage DC-04 (gauche), et installation terminé d'un cuvelage de 25,4 mm au trou de forage DC-02. ......................................................... 88

Figure 73: Localisation et direction des levés gravimétriques de 2013 et 2015 (lignes rouges et flèches avec le numéro du levé), ainsi que les forages de 2007-8 et 2013 (points bleus cerclés de rouge avec le sigle alphanumérique respectif) dans la zone d'étude de Beaver Creek. ....................................................................... 89

Figure 74: Gravimétrie en bordure du site expérimental de Beaver Creek, aux croisées des levés 1 et 2, 2015. ...................................................................................................................................................................................................... 90

Figure 75: Localisation des levés gravimétriques de la zone d’étude du réseau de polygone et du forage en surface, KAN2008-1, effectué en 2008 par l’équipe de M. Ingeman-Nielsen, Groenland. ......................... 91

Figure 76: Localisation des levés gravimétriques de la zone en marge de la calotte glacière, Groenland. ........ 92 Figure 77: Gravimétrie et évaluation de l'épaisseur de glace de la moraine en marge de la calotte glaciaire. .. 93 Figure 78: Photo prise en visant vers l’est sur le bord de la route menant à l’Inlandsis lors de la réalisation du

levé 1. Il est possible de voir la route montant sur la moraine à cœur de glace recouverte de sédiments grossiers ainsi que la calotte glaciaire en arrière-plan............................................................................................... 93

xi

Figure 79: Acquisition de données gravimétriques (levé 2) sur l'Inlandsis du Groenland. La photo vise vers le nord-est et est prise de la marge glaciaire, au bas de la moraine à cœur de glace (crédit photo : Julie Malenfant-Lepage). ............................................................................................................................................................... 94

Figure 80: Localisation des levés et des forages du site d'étude de Dry Creek. ........................................................... 95 Figure 81: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 1 & 2, site de Dry Creek, YT. ........ 96 Figure 82: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 3, site de Dry Creek, YT. ................ 97 Figure 83: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 11, site de Dry Creek, YT. .............. 98 Figure 84: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 4, site de Dry Creek, YT. ................ 99 Figure 85: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 5, site de Dry Creek, YT. ............. 100 Figure 86: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 6, site de Dry Creek, YT. ............. 101 Figure 87: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 7, site de Dry Creek, YT. ............. 101 Figure 88 : Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 8, site de Dry Creek, YT. ............ 102 Figure 89: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 9, site de Dry Creek, YT. ............. 103 Figure 90: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 10, site de Dry Creek, YT. ........... 103 Figure 91: Description des forages DC-01 et DC-02 près du thermokarst, Dry Creek. ......................................... 105 Figure 92: Description du forage DC-03 du côté est de la route, en face de l’aire de repos, Dry Creek. ........ 106 Figure 93: Description des forages DC-04 et DC-05 dans la portion sud-est du terrain d’étude, Dry Creek.

................................................................................................................................................................................................... 108 Figure 94: Localisation d'une sélection de forages géotechniques effectués pour le ministère des transports du

Yukon de 1992 à 1994. Les marqueurs bleus indiquent les forages avec présence de sol riche en glace. ................................................................................................................................................................................................... 110

Figure 95: Description qualitative de texture des sédiments et de la nature de la glace d'une sélection de forages géotechniques du côté ouest de l'autoroute de l'Alaska (Oldenberg et al., 2015). ........................ 110

Figure 96: Matériau fluvioglaciaire typique du côté est de la route sur le site d'étude de Dry Creek, YT (gracieuseté de M. Bill Stanley, Highways and Public Works, 1994). ............................................................. 111

Figure 97: Courbe granulométrique du matériel grossier et fin de l'échantillon fluvioglaciaire 1, Dry Creek. ................................................................................................................................................................................................... 112

Creek. ...................................................................................................................................................................................... 112 Figure 99: Courbe granulométrique complète de l’échantillon de silt provenant du fond du forage DC-04. 113 Figure 100: Silt avec sable et gravier typique de la zone de Dry Creek. ..................................................................... 113 Figure 101: Photos de carottes du diamicton provenant du forage DC-01, Dry Creek. ......................................... 114 Figure 102: Glace du forage DC-04. À gauche, photo d’une carotte de 5,15 à 5,35 mètres de profondeur sous

lumière naturelle et rétroéclairée afin d’apprécier le contenu en glace. À droite, échantillons de glace massive provenant de profondeurs variées, de 2 à 4 mètres. ............................................................................... 115

Figure 103: Localisation des levés gravimétriques (lignes rouges, flèches et numéro du levé) et des forages (points bleus cerclés de rouge) du site d'étude de Beaver Creek. ....................................................................... 116

Figure 104: Anomalie résiduelle (mGal) et élévation du profil (m), levé gravimétrique 1, site de Beaver Creek, YT. ............................................................................................................................................................................. 117





Figure 109: Modèle cryostratigraphique en coupe de la section YG3. Dans les forages, le noir défini la glace, le gris le sédiment et le blanc les carottes non récupérées lors du forage (Stephani, 2013). Il est à noter que les deux premiers forages à partir de la gauche sont les forages YG-2176 et YG3-2 respectivement, utilisé pour l’interprétation du levé 3 à Beaver Creek (Stephani, 2008). ........................................................ 123

Figure 110: Forage ADAPT 1.1a; Profondeur (m), Stratigraphie, Image, CT, Profil de georadar et description de sol (Source: Geocryolab). ........................................................................................................................................... 125

Figure 111: Forage ADAPT 1.1b; Profondeur (m), Stratigraphie, Image, CT, Profil de georadar et description de sol. ...................................................................................................................................................................................... 126

xii

Figure 112: Localisation des levés 1 et 2 de la zone d'étude du champ de polygones près de Kangerlussuaq, Groenland. Le point KAN2008-01 représente la position d’un forage préalablement réalisé par M. Ingeman-Nielsen et son équipe de l’Université technique du Danemark (DTU), en 2008. ...................... 127

Figure 113: Anomalie résiduelle le long du levé 1, zone d'étude du champ de polygones (coins de glace). . 128 Figure 114: Anomalie résiduelle le long du levé 2, zone d'étude du champ de polygones (coins de glace)... 129 Figure 115: Localisation des levés 1 et 2 dans la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du

Groenland. ............................................................................................................................................................................. 130 Figure 116: Anomalie gravimétrique du levé 1 de la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du

Groenland. ............................................................................................................................................................................. 131 Figure 117: Anomalie gravimétrique du levé 2 de la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du

Groenland. ............................................................................................................................................................................. 132 Figure 118: Interprétation de l’épaisseur de glace du levé 6 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs

l’anomalie trouvée au forage DC-04. ........................................................................................................................... 135 Figure 119: Interprétation de l’épaisseur de glace du levé 7 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs

l’anomalie trouvée au forage DC-04. ........................................................................................................................... 135 Figure 120: Modèle de colonnes allongées verticalement présentant strictement les profondeurs et les

épaisseurs de glace de la corrélation linéaire du levé 6, sans aucune équivalence avec la courbe anomale du levé..................................................................................................................................................................................... 136

Figure 121: Anomalie gravimétrique ajustée de colonnes allongées verticalement le long du levé 6, dans la partie sud- = -1000 kg/m3

+500 kg/m3 pour les colonnes brunes représentant un sol localement plus dense. ...................................... 137 Figure 122: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 6, Zone sud-est, Dry Creek. .................................................................................... 138

Figure 123: Modèle de colonnes allongées verticalement présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire du levé 7, sans aucune équivalence avec la courbe anomale du levé..................................................................................................................................................................................... 139

Figure 124: Anomalie gravimétrique ajustée de colonnes allongées verticalement le long du levé 7, dans la partie sud- -1250 kg/m3


ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 7, Zone sud-est, Dry Creek. .................................................................................... 141

Figure 126: Calcul du facteur de correction imposé afin de corréler les données interprétées à 1m de profondeur vers une profondeur de 3m. Le massif de glace enfoui à 3m donne une réponse de signal maximum semblable avec une épaisseur multipliée par un facteur de 1,32. .................................................. 143

Figure 127: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 3 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01. .................................................................................................... 144

Figure 128: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long du levé 3, près du 3 3

pour les colonnes brunes représentant la probable présence de pierres ou bloc en surface. ..................... 145 Figure 129: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 3, zone du thermokarst, Dry Creek. ..................................................................... 146

Figure 130: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 11 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01. .................................................................................................... 147

Figure 131: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long du levé 11, près du -1000 kg/m3 3

pour les colonnes brunes représentant un sol plus dense. ..................................................................................... 148 Figure 132: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 11, zone du thermokarst, Dry Creek. .................................................................. 149

Figure 133: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente des levés 1&2 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01. ............................................................................. 150

xiii

Figure 134: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long des levés 1&2, parallèle à -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant

3 pour les colonnes brunes représentant un sol plus dense. ....................... 150 Figure 135: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sollocalement plus denses, levés 1&2, zone du thermokarst, Dry Creek. ............................................................. 151

Figure 136: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 1 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG2-1. ............................................................................................... 153

Figure 137: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 1 présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant du forage YG2-1. .................................................................................................................................................................................... 154

Figure 138: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 1, Beaver -1000 kg/m3 3 pour les

colonnes brunes représentant un sol localement plus dense. ............................................................................... 155 Figure 139: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle de

colonnes allongées verticalement ajusté, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 1, Beaver Creek. ................................................................................................................................ 156

Figure 140: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 2 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG2-1 et YG2-2............................................................................. 157

Figure 141: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 2 présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG2-1 et YG2-2. ................................................................................................................................................................. 158




Figure 144: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 3 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG3-2 et YG-2176. ....................................................................... 161

Figure 145: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 3 présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG3-2 et YG-2176. ............................................................................................................................................................ 162




Figure 148: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 4 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée aux forages ADAPT 1.1a et 1.1b. .................................................................... 164

Figure 149: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 4 présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages ADAPT 1.1a, 1.1b et indirectement des forages YG3-2 et YG-2176. ............................................................. 165

Figure 150: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement ajustée le long du levé 4, Beaver -1000 kg/m3 3 pour les

colonnes brunes représentant un sol localement plus dense. ............................................................................... 166 Figure 151: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 4, Beaver Creek. ......................................................................................................... 167

Figure 152: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 5 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG-2176; les forages YG7-2 et YG8-2 à proximité ne montrant aucune glace massive dans le sous-sol. .................................................................................................... 168

Figure 153: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 5 présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG7-2et YG8-2 et indirectement du forage YG-2176. ......................................................................................... 168

xiv


colonnes brunes représentant un sol localement plus dense. ............................................................................... 169 Figure 155: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle

ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 5, Beaver Creek. ......................................................................................................... 170

Figure 156: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 1, Groenland, par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie calculée provenant du levé 1 de Beaver Creek. .................................... 171

Figure 157: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 1 du champ de polygones, Groenland, présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des données du levé 1 de Beaver Creek. ......................................................... 171

Figure 158: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 1, Champ -1000 kg/m3


ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 1, Champ de polygones, Groenland. ................................................................... 173

Figure 160: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 2, Groenland, par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs l’anomalie calculée pour le levé 1 de Beaver Creek. ................................................ 173

Figure 161: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 2 du champ de polygones, Groenland, présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des données du levé 1 de Beaver Creek. ......................................................... 174

Figure 162: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 2, Champ -1000 kg/m3


ajusté de colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 2, Champ de polygones, Groenland. ................................................................... 176

Figure 164: Anomalies de Bouguer du levé 1 séparé en levé 1a (en bleu) et 1b (en rouge) avec la courbe de la tendance régionale d’une dalle de glace affleurant de 220 mètres d’épaisseur, Site d’étude de la marge de l’inlandsis du Groenland............................................................................................................................................. 178

Figure 165: Reprise de l’anomalie de Bouguer du levé 1b avec la courbe de la tendance régionale d’une dalle de glace affleurant de 150 mètres d’épaisseur, avec anomalies lissées aux métrages -8 et -34, site d’étude de la marge de l’inlandsis du Groenland..................................................................................................... 180

Figure 166: Anomalies de Bouguer du levé 2 avec la courbe de la tendance régionale d’une dalle de glace affleurant de 220 mètres d’épaisseur, site d’étude de la marge de l’inlandsis du Groenland. .................. 181

Figure 167: Zoom des métrages -40 à 40 montrant l’anomalie de Bouguer du levé 2 et courbe de la tendance régionale d’une dalle de glace affleurant de 220 mètres d’épaisseur, site d’étude de la marge de l’inlandsis du Groenland. ................................................................................................................................................. 181

xv

xvi

LISTE DES SYMBOLES ET DES ABRÉVIATIONS a Accélérationb Largeur de la colonne modéliséeCB Correction gravimétrique de BouguerCd Correction gravimétrique de dérive instrumentaleCE Correction gravimétrique par rapport à l'élévationCFA Correction gravimétrique d'air libreCL Correction gravimétrique selon la latitudeCt Correction gravimétrique marée-lunaireCT Correction gravimétrique de terraind Profondeur d'enfouissementERT Résistivité électriqueF ForceG Constante gravitationnelleg0 Accélération gravitationnelle au niveau de référencegh Accélération gravitationnelle à la hauteur hGOY Gouvernement du YukonGPR GéoradarGPS Système de positionnement globalh HauteurHPW Highways and Public Works (GOY)M MasseME Masse de la TerreN Nombre de segmentsr Rayonr1 Distance entre le point de lecture et le sommet de la colonne modéliséer2 Distance entre le point de lecture et la base de la colonne modéliséeRE Rayon de la TerreT TempsTEB Transportation engineering branch (Gouvernement du Yukon)UTC Temps universel coordonnéUTM Coordonnées de la projection transversale universelle de MercatorV Volumex Distance YRC Yukon Research Centerz Profondeur d'enfouissement

Différentiel d'accélération gravitationnelVariation de l'élévation relativeDifférentiel de masse volumiqueMasse volumiqueAngle entre la surface horizontale et le centre de la dalle

xvii

À ma famille.

xviii

REMERCIEMENTS De nombreux remerciements sont nécessaires au terme de cette aventure grandiose qui m’a

mené dans les contrées sauvages du Yukon jusqu’aux paysages extraordinaires du

Groenland.

J’aimerais d’abord remercier mon directeur de recherche, M. Guy Doré, pour m’avoir confié

ce projet. Sa confiance et ses judicieux conseils m’a fait grandement apprécié ces premiers

pas dans le monde de la recherche.

J’aimerais remercier mon codirecteur, M. Daniel Fortier, pour son appui et sa disponibilité

remarquable ainsi que pour sa confiance dans la réalisation du terrain d’étude de 2015.

J’aimerais remercier les partenaires financiers du groupe de recherche Arquluk. Un

remerciement spécial à la compagnie Scintrex et à M. Dany Santiago pour le prêt du

gravimètre CG3+ et à ses précieux conseils.

J’aimerais remercier l’équipe du groupe de recherche Arquluk soit les étudiants avec lesquels

j’ai pu développer une belle collaboration ainsi que les professionnels de recherche qui m’ont

aidé à organiser la logistique de terrain.

J’aimerais également particulièrement remercier toutes les personnes au Yukon m’ayant aidé

de près ou de loin à savoir M. Paul Murchison, Bill Stanley, Fabrice Calmels, Bronwyn

Benkert et Harvey Kearns.

Merci à M. Thomas Ingeman-Nielsen et Mme Sonia Tomasvicova pour l’accueil, l’aide, les

précieux conseils et la belle collaboration au Danemark.

J’aimerais bien entendu remercier ma famille, et tout spécialement ma conjointe, partenaire

de recherche et collaboratrice de terrain, Mme Julie Lepage, pour l’immensité de l’aide

qu’elle a su m’apporter durant ces années.

xix

1

CHAPITRE 1

INTRODUCTION

1.1 Mise en contexte

Le développement du réseau de transport dans les latitudes nordiques est capital afin de

pouvoir assurer un développement économique durable de ces régions et de desservir

adéquatement les populations locales par des biens et des services. L’obligation d’assurer la

pérennité du réseau de transport et la sécurité des usagers est d’une grande importance pour

l’ingénieur. Cependant, la construction d’infrastructures de transport sur le pergélisol est un

défi de taille. Il est nécessaire de bien connaitre l’environnement où l’on souhaite construire/

maintenir une infrastructure de transport afin de pouvoir intégrer des techniques de

constructions adaptées au milieu. En effet, les techniques de construction appliquées plus au

sud sont rarement adéquates dans des milieux pergélisolés dit sensibles ou chauds, i.e. ayant

une température entre 0oC et -2oC. Depuis des années, les techniques de construction

d’infrastructures de transport en milieu pergélisolé se sont, et ne cessent de se développer

afin d’obtenir une meilleure qualité et un meilleur rendement dans la réalisation de celles-ci.

L'avancement des connaissances et le développement de solutions pour les infrastructures de

transport affectées par la dégradation du pergélisol et par le réchauffement des températures

engendrées par le changement climatique sont susceptibles d'avoir un impact marquant d’un

point de vue économique et social.

Les coûts associés au design, à la construction et au maintien des infrastructures de transport

en terrain pergélisolé sont onéreux; les connaissances et les techniques associées à ces

travaux sont donc au cœur de plusieurs projets de recherches au Canada. Ce projet de maitrise

s’intègre dans le programme de recherche Arquluk, ayant pour objectif principal de

développer des solutions techniques aux problèmes liés à la performance des infrastructures

de transport construits en milieu pergélisolé instable et ce, dans un contexte de changement

climatique. Le programme Arquluk permettra de développer des solutions rentables pour la

2

conception et la gestion de routes, de pistes d'atterrissage et de chemins de fer construits sur

le pergélisol (programme Arquluk, 2012).

Les projets de recherches du programme se regroupent tous en trois thèmes de recherche

principaux soit :

1. L’amélioration des connaissances actuelles sur la dégradation du pergélisol et ses effets

sur les infrastructures de transport.

2. La détection et caractérisation des sols sensibles au dégel.

3. Le développement de techniques de stabilisation et d’entretien applicables aux

infrastructures de transport existantes et futures sur le pergélisol instable.

De nombreux risques sont associés à la construction d’infrastructures de transport en milieu

pergélisolé. La présence de glace est un des aspects les plus sensibles. En effet, la fonte de la

glace dans ces sols, suite à un débalancement thermique induit lors de la construction (et se

répercutant lors de la vie utile de l’infrastructure linéaire) produit diverses conséquences

nuisibles. Les risques associés à la fonte de glace dans le pergélisol sont en fonction de la

quantité et du type de glace présente à un endroit donné. Les conséquences de la

consolidation des sols dont la glace à fondue sont multiples, allant de simples tassements à

l’affaissement de l’infrastructure.

Il est extrêmement difficile d’évaluer le contenu en glace des différents dépôts traversés par

une infrastructure linéaire car il est très variable. De plus, des formations tel des coins de

glace et des glaces massives sont sensibles au dégel et causent d’important tassement car ils

sont formés de glace quasi pure. La construction et la maintenance des infrastructures

demandent un effort de sondage géotechnique considérable afin de connaitre la nature du sol

mais les distances parcourues et les fort couts associés à ces forages font en sorte que de

nouvelles techniques de détection doivent être développées.

3

1.2 Objectifs

Le but principal de ce projet est donc de développer une technique de détection des glaces

massives, et d’essayer de quantifier le volume de celles-ci, soit de:

1) démontrer la possibilité d’utiliser un gravimètre de haute précision à des fins de détection

de glaces massives en milieu pergélisolé,

2) évaluer la fiabilité et la qualité des résultats gravimétriques précédemment obtenus par une

campagne de forage de terrain à Dry Creek, Yukon, ou par la consultation de forages

précédemment accomplis à Beaver Creek, Yukon,

3) mettre au point un modèle simple et rapide d’utilisation, à deux dimensions, afin d’estimer

les volumes de glaces associés aux anomalies gravimétriques précédemment détectées.

1.3 Organisation du document

Ce document est composé de 9 chapitres; un bref résumé de leur contenu respectif est décrit

dans les lignes suivantes.

Le chapitre 2 présente un aperçu de l’état des connaissances sur le domaine du pergélisol

associé à la détection gravimétrique de la glace. Une revue des connaissances est exposée

dans ce chapitre.

Le chapitre 3 présente les concepts et la méthodologie employée pour la détection de corps

anormaux par la technique géophysique de gravimétrie. Le détail concernant les modèles

utilisés pour l’analyse des résultats est également exposé dans ce chapitre.

Le chapitre 4 présente la localisation et la description des trois terrains d’études de ce projet.

Certaines informations concernant des problématiques spécifiques aux sites apparaissent

aussi en complément d’information.

Le chapitre 5 présente le sommaire de travaux de recherche effectués sur les trois terrains

d’étude de ce projet. Les cartes exposant la localisation des levés géophysiques et des forages

sont entre autre présent dans cette section.

Le chapitre 6 expose les résultats gravimétriques des levés d’intérêts pour les trois terrains

4

d’étude du projet. Les graphiques d’anomalies résiduelles le long des levés sont

conjointement présentés avec leur topographie de terrain respective.

Le chapitre 7 se compose de l’analyse des résultats et de la modélisation des glaces massives

des trois terrains d’études. Les graphiques proposant des estimations de quantité de glace

sous les levés sont présentés ici.

Le chapitre 8 présente une discussion générale sur les analyses gravimétriques, sur

l’applicabilité de la méthode et se termine sur des recommandations.

Le chapitre 9 présente une conclusion au projet de recherche.

5

CHAPITRE 2

ÉTAT DES CONNAISSANCES

2.1 Pergélisol

Le pergélisol par définition est un sol dont la température est sous 0 oC pour une période d’au

moins 2 années consécutives (Brown and Kupsh, 1974). Cette définition est basée

strictement sur la température et est donc indépendante du contenu en eau et en glace du sol.

Le pergélisol est présent dans les régions froides du globe où la température moyenne multi

annuelle est inférieure à 0 oC (Dysli, 1991). La Figure 1 présente les courbes de variation de

la température en fonction de la profondeur. Ce profil thermique, appelé fréquemment courbe

trompette (trumpet curve), présente les courbes des minima et des maxima de températures

(minimum et maximum temperature envelopes, respectivement) en fonction de la profondeur.

Figure 1: Profil thermique d'un pergélisol illustrant ses composantes majeures soit la couche active (active layer), le

pergélisol (permafrost), les minima et maxima de température (minimum and maximum temperature envelope), la

température moyenne annuelle (mean annual temperature), le gradient géothermique (geothermal gradient) ainsi

que des courbes typiques lors du réchauffement et du refroidissement des températures de surface (Fall and Spring

whiplash curves respectivement); McFadden and Bennet (1991).

6

Les températures à n’importe quel moment de l’année sont donc représentées par une courbe

sinusoïdale en forme de fouet (whiplash curve) se situant entre ces courbes de températures

minimales et maximales. Ces courbes auront une signature différente selon la période de

l’année, représentées dans la figure 1 par les termes courbe fouet du printemps (Spring

whiplash), lors du réchauffement des températures en surface, et courbe fouet de l’automne

(Fall whiplash) lors du refroidissement des températures en surface.

La couche supérieure du sol qui gèle et dégèle cycliquement au gré des saisons s’appelle la

couche active (active layer). La portion sous-jacente gelée tout au long de l’année est le

pergélisol. L’interface entre la couche active et le pergélisol est nommée le plafond du

pergélisol. Le gradient géothermique, quant à lui, se définit par l’augmentation de la

température en fonction de la profondeur; il est d’environ 1 oC par 30-100 mètres

(Andersland et Ladanyi,2004). À une certaine profondeur, le pergélisol disparaît en fonction

de ce gradient.

La température du pergélisol est un facteur déterminant lors de l’analyse de la sensibilité au

dégel du sol suite à un changement des conditions initiales. Un pergélisol est dit « chaud »,

ou « sensible » lorsque celui-ci est à une température située entre 0 et -2 oC. À l’inverse, on

le dit « froid » ou « stable » lorsque sa température est sous les -2 oC (Smith & Burgess,

2004).

2.2 Distribution du pergélisol au Canada

La Figure 2 présente la distribution du pergélisol au Canada. La distribution du pergélisol est

fonction de la température de l’air. Les zones de pergélisol sont délimitées selon le % de

couverture sur le territoire. Ainsi, du nord au sud, les zones de pergélisol continu ( 90%),

discontinu extensif (50 à 90%), discontinu sporadique (10 à 50%), îlot ou isolé (0 à 10%) et

absent (0%) sont rencontrées. De plus, il existe un type dit « alpin » ou « de montagne » qui

couvre certaines portions du territoire en fonction de l’altitude et un type dit « sous-marin »,

présent sur la côte nord-ouest.

7

Figure 2: Distribution du pergélisol au Canada, Ressource naturelles Canada (1993), cité par Dumais (2014).

Outre sa distribution territoriale, le pergélisol possède également une distribution verticale

en fonction de la latitude, présenté à la Figure 3. Il est estimé qu’approximativement 23-25%

du territoire de l’hémisphère nord repose sur le pergélisol (French, 2007).

Figure 3: Distribution verticale en fonction de la latitude et épaisseurs typiques associées au pergélisol sur le

territoire canadien (Andersland et Ladanyi 2004, tiré de Johnston, 1981).

8

2.3 Trait caractéristique des environnements pergélisolés

Le pergélisol est caractérisé par de nombreux reliefs contenant de la glace intrasédimentaire.

Dans le cadre de cette recherche, les corps de glace massive seront abordés.

2.3.1 Glaces massives et/ou corps de glace massifs

Le terme « glace massive » regroupe, sans aucune distinction de leur origine et de leur

genèse, tout corps de glace pure ou hautement riche en glace, présent en volume important.

Les corps de glace massive sont définis comme étant d’importants volumes de glace

possédant une teneur en glace massique excédant 250% (Permafrost Subcommittee, 1988).

L’occurrence de glace massive est fréquente et celles-ci ont été observées au Canada à de

nombreux endroits tels que dans les îles Arctiques (Axel, Heiberg, Banks, Ellesmere etc.), le

long de la côte Arctique ouest et dans les territoires intérieurs du Yukon (Figure 4), (Mackay,

1989).

Figure 4: Glace massive de pingo dans l'arctique canadien (NRCAN).

Mackay propose une classification simple présentée à la Figure 5.

9

Figure 5: Classification des glaces massives proposée au séminaire de la commission géologique du Canada,

Ottawa (Modifié de Mackay 1989).

Cette classification différencie les types de glace massive par leur mode de formation. Les

deux grandes classes principales sont les corps de glace enfouis (buried ice) et les corps de

glace intra-sédimentaires (intrasedimental ice). Les corps de glace enfouis peuvent provenir

de glace de glacier, d’aufeis, de rivière, de lac, de banc de neige, de mer, mais l’occurrence

de larges corps de ces types est rare (Mackay, (1989), Moorman, (1998).).

2.3.1.1 La glace enfouie

Les corps de glace enfouie sont d’origine diverse : glacier (incluant la glace basale), congère

(banc de neige), pied de glace de mer, de rivière, de petits lacs/ mares, d’iceberg échoués etc.

Deux processus seraient à l’origine de l’enfouissement de glaces massives.

Le premier est l’enfouissement passif d’un glacier pendant l’ablation (la fonte) de celui-ci

lorsqu’il est stagnant. En effet, la fonte graduelle de la partie supérieure du glacier augmente

l’épaisseur sus-jacente de sédiments, pouvant atteindre ainsi une épaisseur importante.

L’augmentation de l’épaisseur du sédiment sus-jacent fera changer progressivement le

régime thermique du sol et permettra la remontée graduelle du plafond du pergélisol. Lorsque

l’épaisseur du sédiment est plus épaisse que la couche active locale, la glace est préservée

dans le pergélisol. Ce processus, qui se produit souvent en simultané avec la déposition de

sédiments éoliens, permettrait à la glace enfouie de se préserver des dizaines voire, des

10

milliers d’années, même durant les stades interglaciaires (French, 2007). Ce type

d’enfouissement lors de la stagnation d’un glacier semble être le processus d’enfouissement

dominant dans les zones juxta-glaciaires de l’île de Bylot, dans l’arctique canadien

(Moorman, 1998).

Le second processus est le recouvrement des corps de glaces présents à la surface du sol par

des processus sédimentaires classiques tels: des glissements de terrain, des éboulis, par

déposition glaciolacustre, fluvioglaciaire, fluvial, deltaïque ou lacustre. De la même manière

qu’expliqué précédemment, l’accumulation de sédiments sus-jacent peut permettre la

remontée du plafond du pergélisol dans le sol et ainsi préserver la glace dans le pergélisol

(Mackay, 1989).

Il est possible de retrouver ces deux processus de formation conjointement, ce qui ajoute à la

complexité d’interprétation de certains terrains.

2.3.1.2 Les glaces intrasédimentaires

Les glaces massives intrasédimentaires sont divisées en quatre catégories soit les coins de

glace, la glace de ségrégation, la glace intrusive et les glaces intrusives de ségrégation. Dans

ce texte, les trois derniers types de glace sont regroupés sous l’appellation glaces massives

de ségrégation.

Les coins de glaces

Ces corps de glace massive sont orientés verticalement et sont largement répandus. En

surface, la présence de coins de glace entraîne la formation de bourrelets dont la jonction

forme des polygones. Ces masses se forment près du plafond du pergélisol suivant un cycle

de contraction thermique du sol menant à sa fissuration durant l’hiver, à l’infiltration et le

regel d’eau à l’intérieur de cette fissure au printemps, ou dès lors que de l’eau sous forme

liquide pénètre dans la fente. Suite à la répétition de ce cycle sur des centaines voire, des

milliers d’années, les coins de glaces vont s’élargir latéralement. Les fissures de tension se

créent habituellement dans la glace formée les années précédentes car la résistance à la

traction de la glace est inférieure à celle du sol gelé encaissant. De chaque côté du coin de

11

glace, il se formera une zone de sol compressée et un bourrelet apparaîtra éventuellement en

surface des deux côtés (Figure 6, gauche).

Figure 6: Gauche: Formation et aggradation latérale d'un coin de glace (Andersland et Ladanyi, 2004); Droite:

Croissance latérale épigénétique et verticale syngénétique des coins de glace (French, 2007).

Les coins de glace peuvent également se développer verticalement, lorsque leur croissance

suit l’accumulation sédimentaire de matériaux (Figure 6, à droite). Les coins de glace seront

différenciés entre épigénétique, ou croissance latérale et syngénétique, ou en croissance

latérale et verticale. De cette façon, certains coins de glace peuvent atteindre des tailles

considérables latéralement (jusqu’à 6-8 m), verticalement (jusqu’à 40 m)) ou les deux.

Les coins de glace formeront un paysage très caractéristique du milieu pergélisolé nommé

polygones de coins de glace (ice wedge polygons) (Figure 7). En effet, la contraction

thermique qui engendre initialement les coins de glace doit être perçue en trois dimensions;

les fissures thermiques et les coins de glace associés créeront donc à la surface du sol des

bourrelets dont la jonction forme un patron polygonal similaire aux fissures de retrait se

formant lorsqu’une boue sèche.

12

Figure 7: Polygones de coins de glace typiques, Département d'agriculture (CanSIS) Gouvernement du Canada.

La taille des polygones est fonction de deux facteurs soit la variation de la résistance à la

traction dans le sol et la largeur de la zone de relâchement de la contrainte adjacente aux

fissures individuelles (Andersland et Ladanyi, 2004). Ces terrains sont communément

rencontrés lors de la construction d’infrastructures linéaires de transport et de nombreux et

de sérieux problèmes de design, de construction et de maintenance y sont associés.

Les glaces de ségrégation

Les corps de glace massive de ségrégation se forment in situ dans le sol par des mécanismes

de ségrégation connus de la géotechnique des régions froides (Andersland et Ladanyi, 2004).

Ces types de glaces ont été largement répertoriés suite à quelques 600 forages effectués au

Canada et en Russie (résumé dans Mackay et Dallimore, 1992). Le modèle de croissance des

glaces de ségrégation est supporté par plusieurs faits : l’évidence de sols fins propices au

phénomène, la présence de dykes de glace et la traversée par forage de deux ou plusieurs

lentilles à des profondeurs différentes (parfois distantes d’une trentaine de mètres) dans le

même dépôt (French, 2007). Des modélisations analytiques supportent la croissance de corps

de glace massive de ségrégation de plusieurs mètres d’épaisseurs dans les sols susceptibles

au gel (Konrad, 1989).

Terrains pergélisolés riches en glace

Il est important de mentionner la présence omniprésente des sols riche en glace dans les zones

pergélisolés. Les sols organiques ou granulaires fins (argiles et silts) peuvent contenir des

13

quantités significatives de glace présente sous formes de lentilles se développant

perpendiculaires au front de gel.

Le développement de ces lentilles de glace, suivant le mécanisme de ségrégation de la glace

(voir Konrad, 1989), fait en sorte que la teneur en glace excède fréquemment la teneur en eau

naturelle des sols fins (French, 2007). Les fortes teneurs en glace se retrouvent normalement

dans les premiers mètres du sol, atteignant leur maximum au plafond du pergélisol. Cette

couche appelée transitoire marque la position à long terme du contact entre la couche active

et le plafond du pergélisol. Cette couche transitoire est caractérisée par une très importante

teneur en glace et elle est d’intérêt certain en ingénierie. Ce contact aura une résistance au

cisaillement qui va drastiquement diminuer lors de l’avancée du dégel dans le sol, ce qui

favorisera considérablement les instabilités de terrain comme entre autre, des glissements de

la couche active, des instabilités de surface dans les pentes (solifluxion de la couche active)

et une perte de capacité portante lors de la fonte de la zone riche en glace.

2.4 Causes de dégradation du pergélisol et impacts sur les infrastructures de

transport

La construction d’une infrastructure de transport sur le pergélisol implique, autres que les

mesures standards normalement appliquées en zone tempérée, des considérations

particulières à apporter lors du design, de la construction et de la maintenance de celle-ci.

Une construction assise sur le pergélisol va en effet changer le régime thermique

préalablement à l’équilibre d’un site. Pour les zones à pergélisol froid, il se peut que le

changement du régime thermique ne résulte en peu ou pas de dégradation du pergélisol sous-

jacent. Pour les zones de pergélisol sensible, soit à une température entre 0oC et -2oC, ce

changement mènera vraisemblablement à une dégradation du pergélisol environnant (Doré

et Zubeck, 2009).

14

Un des principaux facteurs amenant à la dégradation du pergélisol est l’augmentation de

l’absorption des radiations solaires à la surface. La surface de roulement est en effet plus

foncée que le sol naturel ce qui diminuera l’albédo de celle-ci, engendrant ainsi un

accroissement de l’absorption de la chaleur (Doré et Zubeck, 2009). L’enlèvement de la

couche isolante naturelle de végétation et la mise à nue du sol minéral par nivellement ou par

excavation engendrera également une dégradation du pergélisol. Une expérience sur la

dégradation du pergélisol sensible en fonction du retrait de la couverture végétale amorcée

par Linell en 1973 démontre une dégradation du pergélisol jusqu’à 9,8 mètres en 61 ans sous

la surface nivelée jusqu’au sol minéral (Figure 8).

Figure 8: Dégradation du pergélisol en fonction de la couverture végétale (Douglas, 2007).

De plus, les matériaux granulaires utilisés pour la construction sont choisis pour leur capacité

drainante. La diminution de la teneur en eau dans la structure de la chaussée aura comme

effet une diminution de la chaleur latente de fusion, permettant ainsi une pénétration rapide

du front de dégel dans le système; le front de dégel pourrait ainsi atteindre le sol naturel sous

la fondation et dégrader celui-ci (Doré et Zubeck, 2009).

15

Ensuite, l’accumulation de neige sur les pentes des remblais empêche l’extracton de la

chaleur durant l’hiver, dégradant ainsi le pergélisol sous et aux abords de la route. Le manteau

nival affecte la température de surface du sol en agissant comme isolant (Figure 9).

Figure 9: Effet de l'épaisseur de la neige accumulée sur la température du sol (Williams et Smith, 1991 cité par

Gravel-Gaumont, 2014).

Il y a également tout l’aspect du changement hydrologique du site qui amène des

débalancements thermiques majeurs. L’accumulation de l’eau aux abords des chaussées

transfert une grande quantité de chaleur au pergélisol sous-jacent. De la même manière, la

formation d’un chemin de drainage préalablement inexistant aura des conséquences

thermiques immédiates le long de son parcours (Association des Transport du Canada, 2010).

Les chemins de drainage tendent à suivre préférentiellement les zones dégelées (dégradées)

et l’eau pourrait transférer de 2 à 4 oC au sol environnant durant la fonte du printemps,

engendrant la dégradation du pergélisol (de Grandpré et al., 2010).

Pour terminer, les projections futures associées aux changements climatiques montrent des

tendances significatives pour l’Arctique. En effet, les données de température des dernières

décennies montrent un taux de réchauffement moyen d’approximativement le double de celui

des zones tempérées (ACIA, 2004). Les températures au nord du 60o de latitude ont augmenté

16

de 2 oC en moyenne depuis la fin des années 60. Le réchauffement tend à être plus prononcé

en hiver et au printemps. La température moyenne annuelle tend à se réchauffer ce qui produit

un effet direct sur la température moyenne annuelle du sol donc, sur le régime thermique de

celui-ci. À titre d’exemple, la Figure 10 présente l’augmentation des jours sans gel des 100

dernières années à Fairbanks, Alaska. Il est possible de remarquer une augmentation de 50%

du nombre de jours sans gel ce qui aura un impact direct sur le régime thermique du sol (Karl

et al., 2009).

Figure 10: Évolution des jours sans gel de 1904 à 2008 à Fairbanks, Alaska (Karl et al. 2009).

Les augmentations de température, de précipitations et d’intensité des tempêtes prédisent

l’augmentation de la fréquence des risques naturels tels les avalanches et les glissements de

terrains. Le défi des changements climatiques appliqués à des sites spécifiques se trouve dans

la qualité et la disponibilité de données climatiques fiables, car il ne semble pas exister de

solutions d’ingénierie universelle pour contrer le problème (Instanes, 2008). Il est cependant

essentiel que les communautés nordiques adoptent des mesures et des techniques

d’adaptation efficaces afin de se développer dans une idée de développement durable

(ADAPT, 2012).

17

2.5 Dommages causés par la dégradation de glace massives sur les

infrastructures de transport

Il n’y a que très peu d’exemples documentés sur les conséquences de la dégradation de glaces

massives sur les infrastructures de transport. Cette section présente brièvement les dommages

les plus importants que peuvent engendrer la dégradation des glaces massives soit le

l’apparition de tassements différentiels associé au développement de phénomènes de

thermokarst.

2.5.1 Développement de thermokarsts

Les thermokarsts se forment lorsque des glaces massives dans le sol ou qu’un sol très riche

en glace se dégradent (Doré et Zubeck, 2009). Il peut en résulter le développement d’un petit

étang qui progressivement formera un petit lac d’eau stagnante. Le développement des

thermokarsts est un phénomène rencontré dans les terrains naturels pergélisolés, mais la

construction d’infrastructures de transport mène à l’accélération de la formation et du

développement de ceux-ci (Walker et al. 2014). Le développement d’un thermokarst en pied

de remblai des infrastructures de transport mène à de nombreux problèmes de tassements

différentiels. La Figure 11 présente l’effondrement d’un ponceau traversant la route suite au

développement d’un thermokarst aux abords de la route Dalton, en Alaska.

Figure 11: apparition d'un thermokarst en bordure de route Dalton, en Alaska, menant à l'écrasement du ponceau

transversal (Doré et Zubeck, 2009).

18

2.5.2 Tassements différentiels

La fonte partielle ou totale de masses de glace près ou sous une infrastructure de transport

produira des tassements différentiels souvent importants.

La Figure 12 représente un exemple d’une dégradation d’un coin de glace près de Fairbanks,

Alaska. Lorsque la route fut construite, les débalancements thermiques induits par les travaux

amorcèrent la fonte du sommet du coin de glace, formant alors une dépression. En zone de

pergélisol, il n’y a que peu, ou pas de mouvement d’eau en profondeur dû à la faible

conductivité hydraulique des matériaux gelés. Les mouvements d’eau se font donc

principalement en surface lors de la fonte de la neige (printemps) ou bien lors de précipitation

d’eau non-gelée (été, automne). Le coin de glace dégradé en son sommet agira donc comme

canal préférentiel de ruissèlement, concentrant le débit et amenant une quantité de chaleur

qui accentuera sa dégradation. Ces dégradations menacent directement l’intégralité de la

route en formant un vide sous la route. Il va s’en dire que la capacité portante de la route se

retrouve alors fortement réduite.

Figure 12: Dégradation d'un coin de glace associé au débalancement du régime thermique lors de la construction

de la route et au ruissèlement préférentiel de l'eau de surface (Joe Moore, USDA-NRCS).

19

2.6 Détection gravimétrique : état des connaissances

La détection gravimétrique à des fins de détection d’anomalies négatives dans le domaine du

pergélisol fut utilisée sporadiquement à des fins de recherches depuis le début des années 60.

C’est d’abord Ross Mackay en 1962 qui montra l’évidence d’une masse volumique

préférentielle de 1 Mg/m3 le long d’un profil en passant au-dessus d’un pingo (Rampton et

Walcott, 1974). Bulmasov utilisa également la méthode en 1963 afin de calculer l’épaisseur

maximale du pergélisol dans la région de Baïkal, au Iakutsk, Russie (Rampton et Walcott,

1974).

C’est Rampton et Walcott en 1974, qui furent les premiers à utiliser la méthode

systématiquement pour la détection et l’estimation du volume de la glace dans le sol. Leurs

recherches furent effectuées dans le delta du Mackenzie et de la péninsule de Tuktoyaktuk,

aux Territoires du Nord-Ouest, Canada. Des levés gravimétriques ont été effectués sur 5

terrains naturels présumés riches en glace du territoire pergélisolé. Il a été démontré que la

détection gravimétrique de la glace et l’estimation de son épaisseur peuvent être évaluées,

sans toutefois confirmer les résultats obtenus par des forages. Pour donner un ordre de

grandeur, des valeurs anomales négatives de l’ordre de 3 mGal ont été trouvées pour le site

du pingo Ibyuk, d’une hauteur maximale de 45 mètres par rapport au terrain environnant et

comportant une couche de sédiments gelés sus-jacent de 3 à 10 mètres d’épaisseur. La Figure

13 présente les résultats d’anomalies gravimétriques obtenues lors de l’étude. Il est à noter

que 1 m/s2 équivaut à 0,1 mGal (ou 100 Gal). Il faut aussi savoir que les résultats

gravimétriques positifs obtenus aux sites Eskimo Lake 1 et 2 proviennent de levés passant

au-dessus de thermokarsts donc de zones non-gelées au sein d’un environnement pergélisolé.

20

Figure 13: Données gravimétriques obtenues sur les 5 sites d'études (Rampton et Walcott, 1974).

Le premier article présentant une application à des fins de génie civil a été fait par Kawasaki

et al., en 1982 pour le département des transports de l’Alaska aux États-Unis. Cet article

présente le résumé des efforts fait par le département depuis 1976 pour la détection de glaces

massives de masses relativement faibles dans le sol à l’aide de la gravimétrie. Cet article

présente deux études.

D’abord, des levés gravimétriques ont été effectués avant et après la construction d’une route

à Engineer Creek, près de Fairbanks, Alaska, où des glaces massives lenticulaires ont été

détectées lors de forages préliminaires (Gruol et al., 1981). La route se trouve sur un terrain

pergélisolé silteux assis sur un lit rocheux de schistes d’origine sédimentaire. L’analyse des

résultats fut produite à l’aide de l’anomalie résiduelle, sur un levé de 24 mètres de longueur

suivant des intervalles de 3 mètres entre les points de mesure. Les lentilles, enfouies à une

profondeur statuée à 6 mètres et ayant une épaisseur de 3 à 6 mètres ont donnés des anomalies

21

résiduelles de 20 à 40 Gal le long du profil. La Figure 14 présente respectivement le profil

d’élévation, l’anomalie résiduelle et un dessin montrant l’emplacement spatial des glaces

enfouies du terrain. Comme il était d’usage à cette époque, la couche riche en glace fut

excavée avant la construction de la route afin d’éviter les conséquences du dégel

qu’engendrerait celle-ci. Il est à noter que l’intégration des méthodes géophysiques de

géoradar (GPR), de résistivité électrique (ERT) et de gravimétrie pour cette même portion de

route est traitée dans Osterkamp et Jurick, 1980.

Figure 14: Topographie, gravimétrie résiduelle et détails du site d'étude d’Engineer Creek, Fairbanks (Kawasaki

et al. 1982).

L’article de Kawasaki et al. (1982) présente une deuxième étude portant sur un levé

gravimétrique qui fut accompli perpendiculairement à une dalle de glace enfouie

artificiellement faite par Gruol et al. en 1981. La dalle de 35 mètres de longueur par 3,2

mètres de largeur et 0,69 mètre d’épaisseur, fut enfouie à une profondeur de 1,2 mètre. La

dalle se trouve sur une plaine d’épandage silteuse de la Vallée de Tanana à l’université de

l’Alaska, Fairbanks. Une faible valeur moyenne anomale résiduelle négative de 2 à 4 Gal

fut observée (Figure 15).

22

Figure 15: Résultats de la détection gravimétrique d'une dalle artificielle de glace, Université de Fairbanks

(Kawasaki et al., 1982).

Il a été démontré lors de l’étude de Kawasaki et al. (1982) qu’il est possible de détecter, sous

des conditions idéales de terrain (homogénéité et topographie plane), un volume de 2 mètres

cube de glace à des profondeurs de moins de 2 mètres. Il est aussi statué que la méthode de

détection par gravimétrie n’est pas recommandée pour des reconnaissances de terrain sur de

grandes distances étant donné le temps nécessaire à la capture et à l’analyse des données, à

moins d’avoir sur le marché de nouveaux gravimètres avec une facilité d’utilisation accrue.

Cependant, la détection gravimétrique est la seule méthode d’investigation géophysique

capable de fournir des informations sur la teneur en glace d’un pergélisol, d’où son intérêt.

Séguin et Frydecki présentèrent des travaux de 1990 à 1993 sur les sondages semi-quantitatifs

dans les terrains pergélisolés du nord du Québec. D’abord intéressés par des méthodes

géophysiques de résistivité électrique, les auteurs conclurent que seule la méthode par

détection gravimétrique pouvait donner une estimation réaliste de la teneur en glace d’un sol

fin sans avoir à recourir à des forages ou du moins, considérablement diminuer le nombre de

ceux-ci. Les levés de 1990 furent produits à Kangiqsuallujjuaq, au sud-est de la Baie

d’Ungava, au-dessus d’une butte cryogénique d’environ 14 mètres de hauteur située dans des

sols fins incluant des dépôts sédimentaires marins, lacustres, fluviatiles et organiques

(tourbe) assis sur un socle rocheux gneissique relativement homogène en élévation (Figure

16).

23

Figure 16: Topographie (haut) et anomalie de Bouguer (bas) lors du sondage gravimétrique sur une butte

cryogénique à Kangiqsuallujjuaq, Québec (Séguin et Frydecki, 1990).

Les anomalies de Bouguer trouvées furent traitées par krigeage (régression gaussienne des

données basée sur une estimation linéaire garantissant le minimum de variances dans les

données) afin de produire des isolignes de masses volumiques sous la butte. Il est donc

impossible ici de corréler des valeurs d’anomalies gravimétriques avec des épaisseurs de

glace pures. Des anomalies de 100 à 300 Gal furent associées à des masses volumiques de

1,6 Mg/m3 dans le sol d’une masse volumique moyenne d’environ 2,08 Mg/m3, ce qui

correspond à des teneurs en glace volumétriques de 25-30%. Les études de 1993 intègrent

plusieurs méthodes géophysiques afin d’avoir un meilleur aperçu du sous-sol. 3 levés furent

produits sur des terrains typiques de la zone d’étude. Au site 1, des anomalies négatives de

70, 80 et 110 Gal furent associées à des contenus volumétriques de glace de 15, 20 et 25%

respectivement, dans un sol d’une densité moyenne de 1,77 Mg/m3. Au site 2, des anomalies

24

négatives de 80, 100 et 120 Gal furent trouvées. Le sol étant extrêmement poreux et riche

en glace (masse volumique de 1,55 Mg/m3 en moyenne), seul un contenu en glace

approximatif de 25% fut estimé pour les anomalies trouvées. Au site 3, nommé ELPT dans

l’étude, des anomalies négatives plus importantes allant jusqu’à 210 Gal furent associées à

une teneur volumétrique de glace maximale de 25% dans un sol argileux dense de 1,82

Mg/m3 en moyenne.

Les études de Séguin et Frydecki (1993) permettent de conclure que la méthode géophysique

par gravimétrie est peu dispendieuse, qu’elle donne un estimé du contenu en glace d’un sol

et qu’elle permet d’établir une séquence continue de masse volumique du sol le long d’un

levé. L’intégration des différentes méthodes géophysiques a permis de détecter avec succès

les zones du pergélisol ayant un contenu en glace en excès.

Dans un ordre d’idée similaire mais cette fois-ci appliqué au milieu glaciaire alpin, des

sondages gravimétriques ont été effectués afin d’obtenir des épaisseurs d’un glacier rocheux

de montagne. En 1994, Vonder Mühll et Klingelé ont sondé le glacier rocheux Murtèl-

Covatsch en Haute Engadine, dans les Alpes Suisse. L’anomalie résiduelle négative

maximale atteint 1,5 mGal à l’épaisseur la plus grande du glacier rocheux, soit de 50 mètres.

Cette couche de 50 mètres n’est toutefois pas homogène; elle se divise ainsi: une couche

active de 3 mètres, de la glace massive de 3 à 20 mètres, une couche de sable silteux riche en

glace de 20 à 30 mètres et une couche de blocs saturée de glace de 30 à 50 mètres (Figure

17). Une modélisation a été effectuée afin de corréler les données gravimétriques avec les

différentes couches du glacier.

25

Figure 17: Anomalie de Bouguer (haut) et modélisation du glacier des différents horizons (bas) du glacier rocheux

Murtèl-Covatsch en coupe transversale (Vonder Mühll et Klingelé, 1994).

Hausmann et al. (2007) ont étudié plus spécifiquement la structure interne et le contenu en

glace par la combinaison de différentes méthodes géophysiques (GPR, réfraction sismique et

gravimétrie) du glacier rocheux Reichenkar à Tyrol, dans les Alpes Stubai, en Autriche. Des

minima anomaux allant jusqu’à 1 mGal ont été détecté pour une épaisseur de glace d’environ

25-30 mètres, recouverte par 5 mètres de dépôt de blocs rocheux. Grâce aux données

gravimétriques, il a été possible de construire un modèle montrant les masses volumiques en

fonction de leur position dans le glacier (Figure 18).

Figure 18: Modèle de densité à l'intérieur du glacier rocheux Reichenkar par intégration des techniques de GPR,

de réfraction sismique et de gravimétrie (Hausmann et al., 2007).

26

Une expérimentation sur la détection de glace par gravimétrie le long du corridor ferroviaire

Mary River, île de Baffin, Canada, a été réalisée par Doré (2009). Trois structures de glace à

un emplacement connu ont été sondées lors de l’étude soit 1 coins de glace de 1-2 m de

largeur, un pingo de 5 m de hauteur par environ 70 m de rayon et un massif de glace enfouie

sous une terrasse d’épandage fluvioglaciaire. Le levé passant au-dessus du coin de glace a

donné un résultat ne permettant pas une détection jugée valable de celui-ci (Figure 19). Il est

cependant possible de constater graphiquement une anomalie localisée d’environ 25 Gal au

métrage 25. L’anomalie positive suivant le coin de glace n’a su être expliquée.

Figure 19: Résultat du levé gravimétrique au-dessus d'un coin de glace avec le profil d'élévation et l'interprétation

de la structure de glace (en haut) et les mesures gravimétriques (ligne pleine) et la tendance régionale (ligne pointillée), (en bas) (Doré, 2009).

Le levé au-dessus du pingo a donné des résultats d’anomalie maximale concluant, d’une

magnitude atteignant 1,3 mGal à son sommet (Figure 20, gauche). La glace du pingo fut

estimé à 4 mètres de hauteur en son centre, et d’un rayon équivalent à celui-ci. Aucun forage

n’a été effectué afin de confirmer la géométrie du massif de glace.

La glace enfouie de la terrasse d’épandage fut d’abord détectée par hasard lors d’un forage

géotechnique lors de l’étude préliminaire du tracé de la voie ferrée en 2006. Une anomalie

de 400 Gal a pu être mesurée directement au-dessus du forage (Figure 20, droite). Aucun

forage ne vient confirmer la géométrie de la glace.

27

Figure 20: Résultat du levé gravimétrique au-dessus d'un pingo (gauche) et d’un massif de glace enfoui (droite),

avec le profil d'élévation et l'interprétation de la structure de glace (en haut) et les mesures gravimétriques (ligne pleine) et la tendance régionale (ligne pointillée), (en bas) (Doré, 2009).

L’étude de Doré (2009) estime qu’il est probablement possible, pour des utilisateurs

expérimentés, de sonder sur des distances de 4 km par jour, avec des points de levé à chaque

25 m. Cette expérimentation, qui est en quelque sorte la prémisse de ce projet de maîtrise, a

permis de démontrer la faisabilité d’utiliser un gravimètre pour la détection de glace massive

dans le sol. Des questions sont cependant invoquées quant à la limite de détection (du

volume) de glace possible avec la technique.

Étant donné la quantité modeste d’études sur le sujet de la détection de glace en milieu

pergélisolé, des articles portant sur la détection de cavités dans le sol ont été consultés. Ces

données sont importantes du fait qu’elles contribuent à quantifier les cas extrêmes des plus

importantes variations de masses volumiques possibles (soit l’air et le socle rocheux).

Beres et al. (2001) ont traité de l’intégration des techniques de géoradar et de gravimétrie

afin de cartographier un réseau de grottes karstiques dans la région de La Grande Rolaz, dans

l’Ouest de la Suisse. Des valeurs gravimétriques négatives maximales de 0,18 mGal ont été

trouvées pour une grotte de section de 10 mètres de longueur par 10 mètres de largeur enfouie

à 10 mètres de profondeur dans un calcaire de masse volumique moyenne de 2,64 Mg/m3

(Figure 21).

28

Figure 21: Détection par gravimétrie de grottes d'origine karstiques dans le calcaire, Suisse (Beres et al.,2001).

Les résultats gravimétriques donnent également un signal pour de petites cavités allongées

(small cavitiy areas). Des signaux anomaliques négatifs d’environ 50 Gal sont visibles pour

des cavités près de la surface de 1 mètre de largeur par 2 mètres de profondeur.

Styles et al. (2006) utilisèrent la gravimétrie pour la détection des mines abandonnées en

Australie et en Angleterre comme outil de prédiction pour les risques d’effondrement de

celles-ci. Des résultats anomaux négatifs de 0,5 mGal ont permis de détecter un réseau de

mines de charbon abandonnées à Grimes, dans Norfolk, en Angleterre. La cavité produisant

l’anomalie était d’approximativement 9 mètres de rayon sur 3 mètres de profondeur, à

quelques mètres sous la surface.

Il est possible de constater que la méthode de détection gravimétrique n’a que peu été utilisée

à des fins de détections de glaces au cours des 40 dernières années. Ceci s’explique

probablement par a) le coût élevé du gravimètre, b) les nombreuses corrections de données

obtenues subséquentes donc, la disponibilité d’un personnel qualifié pour effectuer celles-ci.

De plus, l’application de la méthode à des fins d’ingénierie civile n’a été testée que par

Kawaski et al. (1982) et Doré (2009). Il y a donc une nécessité de devoir approfondir la

29

méthode, tout spécialement pour cerner les limites de détection des volumes de glace et pour

pouvoir modéliser adéquatement la géométrie des massifs de glace détectés.

30

CHAPITRE 3

DÉTECTION PAR GRAVIMÉTRIE: CONCEPTS ET APPLICATIONS

Le levé par détection gravimétrique est une méthode de détection géophysique qui a pour but

de déduire la distribution des masses volumiques (kg/m3) dans le sol. L’information acquise

est ensuite associée à des structures d’une certaine épaisseur et profondeur. La masse

volumique des différents matériaux constituant le sol varient de 0 kg/m3 pour l’air, à plus de

8000 kg /m3 pour certains minéraux (Seigel, 1995). Dans le cadre de cette étude, c’est la

détection de la glace ( 800-1000 kg/m3) dans un sol pergélisolé ( 1500 – 2000 kg/m3) qui

sera traitée.

3.1 Unité gravitationnelle

En l’honneur de Galilée, premier à avoir mesuré l’accélération gravitationnelle en laissant

tomber une pierre de la Tour de Pise, l’unité internationale d’accélération gravitationnelle est

le Gal (1 Gal équivaut à 1 cm/s2 ou 0,01 m/s2). La valeur moyenne de l’accélération

gravitationnelle à la surface de la Terre, g, est statuée dans les environs de 980 cm/s2. Comme

les mesures d’accélération sont devenues extrêmement précises, il est commun d’utiliser des

sous-unités associées au Gal tel le milliGal (mGal, 10-5 m/s2) et le microGal ( Gal = 10-8

m/s2) (Seigel, 1995). Un sondage est nommé micro-gravimétrique simplement lorsque que

les détections sont d’ordre de dizaines de microGals. Les termes « détection gravimétrique »

et « détection micro-gravimétriques » seront utilisés dans le texte.

Dans certaines figures, il est possible de remarquer que la mesure de l’accélération

gravitationnelle notée en unité gravitationnelle (Gravity Unit, g.u.). Cette unité de mesure

n’a pas été utilisée lors des analyses de cette étude. Il est toutefois important d’en connaître

la signification afin d’apprécier certaines figures ; 1 g.u. = 0,1 mGal = 10-6 m/s2 (Reynolds,

1997).

31

3.2 Concepts

La base de la méthode par détection gravimétrique s’appuie sur les deux lois dérivées du

Principa Mathematica de Sir Isaac Newton en 1687 soit la loi universelle de la gravitation

ainsi que la seconde loi du mouvement (principe fondamental de la dynamique), (Reynolds,

1997).

La loi universelle de la gravitation énonce que la force entre deux masses ponctuelles (ou

centres de masses) est donnée par : =

où : G = constante universelle de gravitation (6,673 x 10-11 m3 kg-1 s-2)

M1 et M2 = masses ponctuelles (kg)

r = distance entre les masses ponctuelles (m)

F = Force d’attraction (N ou kg m s-2)

Figure 22: Loi universelle de gravitation de Newton.

32

Elle s’exprime en mot comme: deux points massiques (ou centre de masses) quelconques

s’attirent avec une force qui est proportionnelle au carré de la distance qui les sépare.

La deuxième loi de Newton s’exprime communément de cette façon :

=où : m = masse (kg)

a = accélération (m s-2)

F = force (N)

Le sondage par la technique de géophysique gravimétrique mesure les variations du champ

gravitationnel terrestre causées par la différence des masses volumiques des matériaux de la

Terre. Le sondage micro-gravimétrique mesure plus spécifiquement les variations

d’accélérations gravitationnelles dans l’ordre du Gal, produites localement sur une masse

constante et connue placé à l’intérieur d’un appareil nommé gravimètre (voir section 3.6:

Instrumentation). Le but est donc de pouvoir calculer les variations d’accélération

ponctuelles le long d’un levé. En combinant simplement les deux équations; l’accélération

résultante, a, d’une masse M1 est donnée par :

= =Si la masse M1 est constante, il est possible d’utiliser directement cette équation pour mesurer

l’attraction gravitationnelle.

=Il est aussi possible de procéder de la façon suivante afin d’y exprimer l’accélération en

fonction de la masse volumique du sol sous-jacent. La masse d’un corps M peut s’exprimer

ainsi :

33

=où : M = masse (kg)

= masse volumique (kg m-3)

V = volume du corps (m3)

Donc, l’accélération gravitationnelle d’un corps avec une masse volumique non uniforme

sera donnée par l’équation vectorielle suivante (Seigle, 1995):

=La magnitude de l’accélération due au champ gravitationnel terrestre varie donc d’un endroit

à l’autre selon la distribution des masses, et de façon plus marquée lorsque ces variations sont

près de la surface.

3.3 Applications

Les sondages par gravimétrie sont utilisés dans plusieurs domaines de recherche scientifique.

Pour n’en nommer que quelques-uns, voici les domaines d’applications les plus fréquemment

rencontrés : cartographie géologique, exploration minière et gazière, études géotechniques,

études archéologiques, études environnementales, études hydrologiques et hydrogéologique,

volcanologie, positionnement par satellite, analyses de risques, etc (Reynolds, 1997).

3.4 Microgravimétrie

Les méthodes de détection gravimétriques sont grandement utilisées dans le domaine de

l’exploration minérale et pétrolière. Ces méthodes permettent de ratisser de larges territoires

(en km2) et les anomalies recherchées sont dans l’ordre de plusieurs dizaines de milligals. La

34

détection par microgravimétrie pour l’usage en ingénierie civile, cible des corps anomaux

beaucoup plus petits (dans l’ordre du mètre jusqu’à quelques dizaines de mètres au

maximum). Les méthodes classiques de détection à larges échelles doivent donc être affinées

le plus possible afin d’obtenir des résultats valables et significatifs (Kawasaki et al., 1982).

La microgravimétrie a été sporadiquement utilisée lors de quelques travaux de recherche afin

de détecter des corps de glace et des sols riches en glace dans les zones de pergélisol continu

et discontinu.

3.5 Le champ gravitationnel terrestre et ses variations

Le champ gravitationnel varie à la surface de la Terre pour plusieurs raisons. Il a été statué

que deux masses (ou centre de masses) s’attirent avec une force qui est proportionnelle au

carré de la distance qui les sépare. L’accélération est donc fonction de deux facteurs

principaux et toute variation de l’un de ces facteurs aura un effet direct sur la magnitude de

celle-ci. Ces deux facteurs sont la masse et la distance entre le centre de masse des corps.

Voici un résumé non exhaustif des facteurs influençant l’accélération gravitationnelle

terrestre de façon générale. La section 3.8 qui porte sur les corrections des mesures

gravimétriques brutes présente plus en détails les valeurs empiriques associées à ces facteurs.

3.5.1 Facteurs faisant varier la masse

Les variations en fonction de la masse volumique entre les différents matériaux sont en

quelque sorte la raison d’être des levés gravimétriques. La distribution des roches et de

minéraux dans le sol ayant différentes masses volumiques reflète des changements locaux du

champ gravitationnel (Seigel, 1995). La Figure 23présente quelques valeurs typiques de

masses volumiques associées à différents matériaux granulaires et à différentes formations

rocheuses.

35

Figure 23: Masses volumique des matériaux géologiques communs (Reynolds 2011, modifié de Telford et al. 1990).

Il est à noter que les masses volumiques, ici données en Mg/m3, ont leurs exactes

équivalences en g/cm3. La glace pure qui n’est pas représentée dans cette figure, possède une

masse volumique de 0,917 g/cm3. La masse volumique de la glace en terrain pergélisolé

variera selon la quantité d’air et le pourcentage de matière en suspension présente dans celle-

ci.

La localisation de différentes masses dans l’espace fera varier l’accélération gravitationnelle

près du point de mesure. Les topographies accidentées telles que les montagnes et les ravins,

ainsi que le système Terre-Lune, sont des facteurs causant des variations d’accélérations

locales non négligeables qui devront être considérées (Seigel, 1995). Ces derniers facteurs

sont traités de façon précise à la section 3.8.

3.5.2 Facteurs faisant varier la distance

La Terre n’est pas tout à fait sphérique; elle se présente plutôt sous l’aspect d’une sphère

irrégulière, nommée géoïde, légèrement aplatie aux pôles (Figure 24). Le rayon, qui est la

36

distance entre le centre de la Terre et le point de mesure variera donc en fonction de: 1) la

forme géoïde de la Terre, incluant indirectement l’altitude et 2) de la latitude.

Les mesures de l’accélération gravitationnelle sont basées sur une ellipse de référence

parfaite. La représentation ellipsoïdale de la Terre fait en sorte que l’accélération

gravitationnelle en fonction de la latitude sera maximale aux pôles, là où le rayon est le plus

court, et minimale à l’équateur, où le rayon est le plus long. L’accélération gravitationnelle

en fonction de la forme et de l’altitude sera maximale aux points le plus près du centre de

masse de la Terre (ex.: fosse océanique) et minimale aux points les plus éloignés (ex. :

sommet d’une montagne).

Figure 24 : Forme irrégulière et ellipse de référence de la Terre (Reynolds, 2011).

3.6 Instrumentation

Le gravimètre est l’instrument avec lequel les levés géophysiques gravimétriques sont

effectués. Le type de gravimètre utilisé pour cette étude est un Scintrex CG-3+, Autograv,

développé à partir du sismographe LaCoste de 1934. Ce type de gravimètre donne une mesure

relative de l’accélération gravitationnelle d’une station par rapport à l’autre le long d’un levé

ponctuel. Le principe de fonctionnement du mécanisme interne est présenté à la Figure 25.

Une masse au bout d’une tige à pivot est liée à un ressort. Le mouvement d’attraction de la

masse selon les matériaux sous-jacents du sol est ainsi mesuré de station à station le long

d’un levé ponctuel.

37

Figure 25: Mécanisme de fonctionnement d'un gravimètre astatique (Reynolds, 2011).

Les gravimètres CG-3+ Autograv de la compagnie Scintrex utilisent un principe plus

sophistiqué que le principe décrit précédemment en incluant un senseur de quartz et un

système électrostatique pour la remise à zéro entre chaque lecture. Ce gravimètre permet

ainsi d’atteindre une résolution de lecture de 1 microGal, avec une déviation standard < 0,5

microGals. Le Scintrex CG3+ peut donc être utilisé pour des levés micro-gravimétriques.

3.7 Méthodologie pour les levés gravimétriques à des fins de détection pour le

génie civil

Il est possible de classer les étapes à effectuer pour réaliser un levé de détection par

gravimétrie comme suit:

1. Identification des besoins de l’étude et accumulation de l’information

38

Il est important d’avoir une idée de l’anomalie à détecter avant d’aller sur le terrain, soit par

des calculs empiriques et/ou par des indices visuels (topographiques ou autres). La taille

estimée du corps à détecter déterminera la localisation ainsi que la distance entre chaque

point du levé. Il est statué de manière générale que la distance entre deux points d’un levé

doit être au minimum la moitié de la largeur du corps sur lequel le levé passera. Par exemple,

si la cible est un corps de glace d’une largeur de 1 mètre, la distance entre les points de mesure

du levé devrait être de 50 centimètres. Une étude intensive du terrain doit donc être accomplie

afin de maximiser les chances de détection des variations gravitationnelles. Bien entendu,

toutes informations provenant de travaux ou d’observations antérieures par diverses parties

doivent être considérées.

2. Acquisition des données

Une fois la localisation des levés effectués selon les besoins de l’étude, des travaux de terrains

doivent ensuite être accomplis. Comme bien d’autres méthodes géophysiques, les levés

gravimétriques sont généralement linéaires sur le terrain, et un quadrillage intensif est

souvent l’idéal lorsque le temps d’exécution le permet. À chaque station de mesure, le

gravimètre doit être nivelé très précisément avant la prise de données; la mesure est ensuite

effectuée et enregistrée.

3. Traitement des données

Les données relatives d’accélérations gravitationnelles obtenues lors des sondages

gravimétriques de terrain doivent être traitées afin d’obtenir les anomalies résiduelles

d’accélérations. De nombreuses corrections doivent être effectuées afin d’obtenir des

données interprétables et justes. Les corrections, dues à leur complexité, font l’objet d’une

section à elles seules (voir section 3.8).

4. Analyses et interprétations

Les résultats obtenus d’anomalies résiduelles sont interprétés en se référant aux informations

acquises sur le lieu d’étude et aux calculs empiriques effectués à l’étape 1. Comme toutes

autres méthodes géophysiques, il est fortement conseiller d’effectuer une campagne de forage

39

sur le terrain afin de corréler, de la manière la plus réaliste possible, les résultats obtenus.

(Voir section 3.9 Interprétations des données gravimétriques).

3.8 Corrections des mesures gravitationnelles observées

Le gravimètre, peu importe son modèle, ne donne pas une mesure directe de l’accélération

gravitationnelle. De nombreux facteurs doivent être pris en compte dans les calculs afin de

procéder aux corrections nécessaires à l’interprétation des sondages. Cette section présente

le détail des corrections à effectuer.

3.8.1 Corrections en fonction du temps (Cd et Ct)

La lecture des données gravimétriques à l’aide du gravimètre change en fonction du temps.

La dérive instrumentale ainsi que la correction marée-lunaire ont donc été prises en compte

lors de cette étude. Des corrections par rapport aux changements de voltage des batteries de

l’appareil ainsi qu’aux changements de la pression atmosphérique peuvent être également

appliquées. Pour cette recherche, l’influence de celles-ci a été jugée négligeable et/ou

constante lors des levés alors ces corrections n’ont pas été prises en compte.

1. La dérive instrumentale (Cd)

Elle se divise en deux sections : soit la dérive instrumentale à long terme dite « primaire »

qui est relative à la fatigue de l’appareillage interne du gravimètre (ex. ressort ou autre type)

et la dérive externe dite « secondaire » qui est relative aux vibrations lors du transport et aux

chocs. En effet, le gravimètre est un appareil très sensible qui demande un processus de

calibration après chaque transport.

La dérive se calcule normalement en effectuant des mesures répétées au même endroit

(station de base) avec l’appareil lors du sondage et elle ensuite calculée en fonction du temps

(Figure 26).

40

Figure 26: Courbe de dérive instrumentale standard (Reynolds, 2011).

Quelques mesures par jour sont nécessaires pour obtenir une mesure de correction valable.

Dans le cas de l’appareil utilisé pour cette étude, la dérive instrumentale primaire est calibrée

avant d’entreprendre les sondages gravimétriques. Pour ce faire, l’appareil est placé en mode

de lecture dans un endroit stable (socle de béton) pour 2 périodes de 24 heures (48 heures au

total) (Seigel, 1995). Un procédé de mesure de la dérive instrumentale secondaire a été

effectuée afin d’être le plus précis possible. Des mesures furent prises à chaque jour lors de

la campagne de terrain au début, au milieu ainsi qu’à la fin de la journée (dans la plupart des

cas). La dérive instrumentale Cd se calcule simplement comme suit :

=où : G1 : lecture gravimétrique à la station de référence au temps 1 (mGal)

G2 : lecture gravimétrique à la station de référence au temps 2 (mGal)

T1 : heure de la lecture au temps 1(minutes)

T2 : heure de la lecture au temps 2 (minutes)

La dérive instrumentale doit être calculée plusieurs fois par jour, ce qui permet d’appliquer

une dérive instrumentale précise aux lectures gravimétriques en fonction du temps. La dérive

instrumentale secondaire est normalement dans un l’ordre de 0,01 à 0,02 mGal pour un levé

complet de quelques heures avec le Scintrex CG-3+. Il est à se souvenir que la dérive

41

instrumentale primaire à long terme est automatiquement calculée par l’appareil et n’est donc

pas chiffrée ici.

2. Correction Marée-lunaire (Ct)

L’attraction gravitationnelle de la lune cause une variation significative lors de la prise de

données gravimétriques à la surface de la Terre. Le mouvement cyclique de montée et de

descente des marées produit un changement d’accélération gravitationnelle jusqu’à ±0,3

mGal sur une période de 12 heures (Figure 27) (Seigel, 1995).

Figure 27: Variations gravimétrique en fonction du temps dues aux cycles marée-lunaire (Seigel, 1995).

La correction marée-lunaire peut être calculée par des mesures répétées à une même station

comme pour la dérive instrumentale. Cependant, la magnitude de l’effet marée-lunaire peut

également être résolu empiriquement en fonction de la latitude, de la longitude et du temps

universel coordonné (Universal Coordinate Time, UTC) en accord avec diverses formules

développées antérieurement comme celle de Longman (1959), de Tamura (1982) ou de Rapp

(1983), (Reynolds, 1997). Dans cette étude, le gravimètre Scintrex CG-3+ calcule

automatiquement la correction marée-lunaire avec la formule de Longman. Les données du

géo-positionnement par satellites (Global Positioning System, GPS), la zone de la projection

transverse universelle de Mercator (Universal transverse Mercator, UTM) et l’UTC servent

d’intrant pour le calcul de la correction qui est directement appliquée sur les données. L’UTM

et l’UTC sont entrés manuellement avant la campagne d’acquisition de données tandis

42

qu’une antenne GPS est installée sur l’appareil et enregistre automatiquement la coordonnée

GPS pour chaque point de mesure du levé.

3.8.2 Correction en fonction de la latitude (CL)

La magnitude de l’accélération gravitationnelle en surface due à la gravité terrestre varie en

fonction de la latitude pour deux raisons. D’abord, la Terre n’est pas parfaitement sphérique;

elle a plutôt une forme géoïde. Il est établi dans le domaine géophysique d’utiliser une

représentation ellipsoïdale (ellipse de rotation, Figure 28) dont le rayon équatorial est de 21

km plus long que le rayon polaire (6378 km vs. 6357 km respectivement). Il en résulte une

attraction moins forte d’environ 0,18% à l’équateur qu’aux pôles (en tenant compte

seulement de l’attraction des masses), (Reynolds, 2011).

Figure 28: Ellipse de rotation Terrestre (exagérée), (modifié de Reynolds, 2011).

D’autre part, la Terre fait une rotation sur elle-même par jour selon son angle Nord-Sud. Il y

a donc un gradient d’accélération centrifuge allant des pôles (0 km/h) à l’équateur

(1674km/h). Plus la vitesse de rotation est élevée, plus l’accélération gravitationnelle est

diminuée. La Figure 29présente les résultantes des composantes d’accélération centrifuge et

de l’accélération due à la gravité terrestre.

43

Figure 29: Variation de la gravité avec la latitude (Reynolds, 2011).

La correction due à la latitude est exprimée dans une équation générale dérivée de Moritz

(1980). L’équation présente l’augmentation générale de l’accélération gravitationnelle selon

la latitude L, de l’équateur vers le nord/sud, par rapport à la latitude exprimée en angle .

= 0,813 sin 2 1,78 10 sin 4Le résultat est exprimé en mGal/km.

Dans le cadre de cette étude, la longueur moyenne des levés est d’une cinquantaine de mètre,

ce qui rend cette correction négligeable.

3.8.3 Correction par rapport à l’élévation (CE)

La correction par rapport à l’élévation regroupe deux corrections soit la correction d’air libre

(Cfa) et la correction de Bouguer (Cb). Cette correction a pour but de corriger la mesure

gravimétrique par rapport à un niveau de référence arbitraire d’un levé (Reynolds, 1997). La

Figure 30 présente les situations de corrections d’air libre et de Bouguer (gh) selon un niveau

de référence (g0).

44

Figure 30: Représentation schématique de la correction d'air libre (haut) et de Bouguer (bas) selon un niveau de

référence (Reynolds, 2011).

1. Correction d’air libre (CFA)

Cette correction est également appelée correction de Faye ou correction d’altitude. Le

principe de cette correction est que la magnitude relative de l’accélération gravitationnelle

est fonction de la hauteur qui la sépare du niveau de référence choisi, indépendamment de la

nature de la géologie sous-jacente (Reynolds, 1997). Ainsi, l’accélération gravitationnelle à

une altitude relative plus élevée que le niveau de référence va diminuer selon l’inverse du

carré de la distance du centre de masse (la Terre). En d’autres termes, l’attraction terrestre va

diminuer à mesure que l’on s’élève en hauteur, s’éloignant ainsi du centre de masse (haut de

la figure 28).

La variation de l’accélération gravitationnelle s’exprime ainsi:

= 2 = 0,3086où : : Variation de l’accélération gravitationnelle d’air libre (mGal)

G : Constante universelle de gravitation (6,673 x 10-11 m3 kg-1 s-2)

ME : Masse de la Terre (5,972 x 1024 kg)

45

z : Variation de l’élévation par rapport au niveau de référence (m)

RE : Rayon de la Terre (6,371 x 103 m)

Il est à noter que le calcul de base donne comme résultat -3,082 mGal/m mais suite à des

corrections avancées pour la forme sphéroïde de la Terre, la valeur de-0,3086 mGal/m est

généralement acceptée et utilisée par la communauté géophysique (Reynolds, 1997). Il est à

prendre note que le gradient réel mesuré à la surface de la Terre peut varier jusqu’à 25% de

cette valeur théorique de référence en raison principalement de la géologie sous-jacente. La

correction d’air libre sera additionnée pour les stations au-dessus du niveau de référence, afin

de pouvoir comparer les stations à un niveau de référence commun (Reynolds, 1997).

2. Correction de Bouguer (CB)

Alors que l’accélération gravitationnelle diminue lorsque l’on s’éloigne du centre de masse,

la correction de Bouguer compense pour la masse du terrain additionnelle (ou déficitaire)

sous-jacente située entre la station de lecture et le niveau de référence arbitraire (bas de la

Figure 30). En effet, une masse additionnelle créera une augmentation de l’accélération

gravitationnelle à une station donnée. La correction de Bouguer est calculée en référence à

la gravité additionnelle causée par une dalle d’épaisseur (hauteur) h égale à la différence en

élévation, d’étendue infinie et de masse volumique (Reynolds, 1997). La correction de

Bouguer se calcule en accordance avec cette équation :

= 2 = +4,192 10où : : Variation de l’accélération gravitationnelle de Bouguer (mGal)


: Masse volumique de la dalle infinie de Bouguer (kg/m3)

z: Variation de l’élévation par rapport au niveau de référence (m)

La correction de Bouguer sera soustraite pour les stations au-dessus du niveau de référence,

afin de pouvoir comparer les stations à un niveau de référence commun.

46

Masse volumique moyenne de terrain

La masse volumique du terrain sous-jacent est importante à connaître dans le cadre de la

correction de Bouguer afin de ne pas sur ou sous-évaluer la mesure gravimétrique. Il peut

cependant être difficile d’être certain que la masse volumique choisie représente bien celle

de la géologie sous-jacente. Il existe plusieurs méthodes possibles pour déterminer la masse

volumique moyenne d’un terrain. En voici deux de celles-ci (Reynolds, 1997).

D’abord, des forages peuvent être utilisés (lorsque c’est économiquement possible) afin

d’avoir des données de masses volumiques in situ. Dans le cas où il est souvent

financièrement ou techniquement impossible d’effectuer des forages, une autre méthode dite

graphique est alors possible à réaliser afin d’évaluer la masse volumique moyenne d’une zone

(Reynolds, 1997). La méthode de Nettleton consiste à faire un levé sur une certaine

topographie où aucune anomalie n’est espérée (terrain homogène) et de déterminer, en

associant diverses masses volumiques moyennes de terrain, le profil qui n’est pas influencé

par cette topographie. Comme aucune anomalie n’est espérée, la courbe associée à la masse

volumique donnant un profil plan est choisie comme masse volumique moyenne de la zone

(méthode de Nettleton, 1959). Par exemple, il est possible de voir à la Figure 31 que le

meilleur profil, où l’on ne peut voir aucune corrélation entre la topographie et les mesures

gravimétriques, est celui avec une masse volumique de 1,9 g/cm3.

Figure 31: Détermination de la masse volumique moyenne du terrain par la méthode graphique de Nettleton

(modifé de Nettleton, 1971 par Rallen, Berkley seismology course of Applied Geophysics).

47

Il existe bien sûr d’autres techniques afin de déterminer la masse volumique moyenne d’un

terrain; elles sont nommées ici qu’à titre indicatif (ex.: résolution par méthode mathématique

des plus petits carrés (least square method), la méthode de Rikitake et al., (1965), méthode

de Parasnis (1952), la méthode ABIC (Murata, 1993) etc.), (Reynolds, 1997).

Sommaire de la correction d’élévation CE

La correction d’air libre et la correction de Bouguer sont normalement traitées ensemble dans

la littérature sous le nom de correction d’élévation. Cette dernière prend la forme

finale suivante:

= (0,3086 0,0419 )où : CE : Correction d’élévation (mGal) : Masse volumique moyenne du sol sous-jacent (en g/cm3)

z : Variation d’élévation (m)

Ainsi, si la lecture d’une station est faite au-dessus du niveau de référence du levé (datum),

la correction d’air libre sera additionnée et celle de Bouguer, soustraite au résultat obtenu

afin de pouvoir comparer les résultats sur ce même datum de référence.

3.8.4 Correction de terrain (CT)

Lorsque le terrain sondé a une topographie relativement plane, les corrections d’élévations

(air libre et Bouguer) suffisent normalement afin d’obtenir des résultats satisfaisants

d’accélération gravitationnelle. Cependant, lorsque le terrain est particulièrement accidenté,

une correction supplémentaire, dite de terrain, doit être appliquée. En effet, lorsque c’est

possible, il est conseillé de procéder au levé sur un terrain le plus plat possible, avec des

élévations topographiques de moins de 5o le long de celui-ci. La correction de Bouguer

assume la présence d’une dalle semi-infinie entre le niveau de référence et la position de

lecture mais ne tient pas compte de l’influence des reliefs accidentés (Seigel, 1995). La figure

30 montre l’effet de la topographie sur l’accélération gravitationnelle. Il est possible de

remarquer que l’accélération gravitationnelle mesurée par l’appareil, que ce soit au sommet

48

d’une vallée à pic ou bien aux abords d’une falaise, sera toujours sous-estimée. En effet, le

déficit ou le surplus de masse près du point de mesure gravimétrique produit une résultante

d’accélération gravitationnelle négative. La correction de terrain est par conséquent toujours

additionnée à la mesure de terrain donnée par l’appareil (Seigel, 1995).

La méthode la plus courante pour effectuer les corrections de terrain est celle de Sigmund

Hammer (1939) (Reynolds, 1997). Cette méthode de calcul est excessivement laborieuse, car

elle doit être complétée pour chacun des points du levé de terrain. De façon sommaire, chaque

point est superposé à une carte topographique de terrain en utilisant un abaque d’une série de

cercles concentriques divisant le terrain en cellules. À chaque cellule sera attribuée une masse

volumique moyenne et une hauteur moyenne afin de pouvoir calculer la contribution

gravimétrique de celles-ci. Il est d’usage d’utiliser un diagramme (nommé ici diagramme de

correction de Hammer), divisé en cellules prédéterminée placées dans des anneaux nommés

A,B,C … jusqu’à M (Figure 33). Le rayon de chaque cellule est également prédéterminé

comme par exemple, le cercle A est de 2 mètres de rayon, le B, de 2 à 16,64 mètres etc. Ce

diagramme est placé sur une carte topographique afin de déterminer les hauteurs moyennes

de chaque cellule. Il est ensuite possible d’utiliser des tableaux préétablis pour calculer le

poids relatif de la contribution gravimétrique de chaque cellule afin d’en additionner leurs

sommes à la mesure gravimétrique de terrain (Figure 34).

49

Figure 32: Effet du terrain d'une colline (excess mass) et d'une vallée (mass deficiency) sur

la résultante de la mesure gravimétrique (modifié de Hammer, 1939 et de Reynolds, 2011).

Figure 33: Diagramme de correction de Hammer avec les détails du cercle interne (à droite) qui se trouve au centre

du cercle complet (à gauche), (Reynolds, 2011).

Vu que les tableaux de référence sont bâtis pour des masses volumiques constantes de 2000

kg/m3, il est parfois nécessaire d’utiliser la formule empirique de l’accélération

gravitationnelle de Hammer d’un segment (cellule).

= 2 + ( + ) / ( + ) / 10 000où : : variation de l’accélération gravitationnelle produite par le segment (mGal) : masse volumique moyenne du segment (kg/m3)


N : nombre de segment dans l’anneau (poids relatif du segment)

r2 : rayon extérieur de l’anneau (m)

r1 : rayon intérieur de l’anneau (m)

50

Il est à noter qu’aucune correction n’est déterminée pour la zone A du diagramme de

correction de Hammer. L’auteur assume que point de lecture est au centre d’un cercle plat de

2 mètres de rayon.

Figure 34: Approche pour la division du terrain en cellules pour calculer leurs poids relatifs

gravitationnels (gauche); Diagramme de Hammer superposé à une carte topographique afin

d'évaluer la hauteur moyenne des cellules (ici seuls les cercles de E à H sont illustrés).

(Rallen, Berkley seismology course of Applied Geophysics).

Le calcul et l’application des corrections de terrain sont très exigeants en temps et en efforts;

les couts associés à la correction manuelle des levés sont donc élevés. Il existe plusieurs

méthodes de calcul de la correction par des méthodes informatiques spécialisées. Cependant,

ces méthodes requièrent des données topographiques de précision afin de ne pas induire

d’erreurs dans les résultats. En effet, un modèle digital d’élévation trop grossier pour le projet

peut induire plusieurs mGal d’erreur. Il existe des recommandations dans la littérature

géophysiques spécialisée concernant l’échelle de la carte versus la distance entre les points

de lectures (Seigle, 1995).

3.9 Méthodes d’interprétation

Il existe différentes approches pour l’interprétation des résultats gravimétriques obtenus lors

d’un sondage. Pour n’en nommer que quelques-unes, le traitement par corrections des

données, la détermination de la masse en excès, des modèles géométriques 2D et 3D, le

gradient gravimétrique et la détermination de la profondeur du centre de masse sont toutes

51

des méthodes d’interprétation valides selon les besoins des travaux à effectuer (Reynolds,

1997). Dans le cadre de cette étude, l’analyse par corrections des données (anomalies

résiduelles) et des modèles 2D furent utilisées.

3.9.1 Traitements des données gravimétriques

Le traitement utilisé lors de cette étude se scinde en plusieurs étapes distinctes. Une fois les

résultats du sondage obtenus, les diverses corrections doivent être appliquées afin d’obtenir

une valeur gravimétrique indépendante du milieu et de pouvoir ainsi comparer les valeurs

entre elles. Il faut ainsi appliquer les corrections pour chaque point du levé.

= + ( )où: : anomalie de Bouguer

: accélération gravitationnelle observée

: accélération gravitationnelle à la station de base

La somme des corrections gravimétrique est exprimée ainsi :

( ) = + +où sont les corrections appliquées spécifiquement à leur indice respectif soit : l: latitude,

f: air-libre, b: Bouguer, tc: terrain, d: dérive instrumentale et t: marée-lunaire.

Cette série de données se présente comme l’anomalie de Bouguer (Bouguer Gravity, Terrain-

corrected Bouguer Gravity). Elle est normalement présentée graphiquement et elle exprime

les variations latérales d’accélération gravitationnelle, donc de masses volumiques, dans la

portion proximale de la surface du terrain (Reynolds, 1997).

Il est parfois possible d’apercevoir une tendance dans les anomalies de Bouguer, une fois

toutes les corrections appliquées. Cette tendance s’attribue aux formations géologiques

52

régionales, en profondeur et/ou en surface, connue sous le nom d’anomalie régionale. Cette

tendance est enlevée de l’anomalie de Bouguer pour produire l’anomalie résiduelle. C’est

avec l’anomalie résiduelle que l’interprétation sera effectuée (Figure 35). Il existe de

nombreuses méthodes pour isoler l’anomalie régionale d’une série de données. La méthode

par la courbe de meilleur ajustement (best fit curve) fut utilisée dans cette étude.

Figure 35: Anomalie de Bouguer, anomalie régionale et anomalie résiduelle résultante (Reynolds, 1997).

3.10 Modélisation

Afin de pouvoir établir une analyse comparative des résultats trouvés expérimentalement sur

les divers terrains d’études et les résultats calculés empiriquement suivant les modèles de

calculs géophysiques, des modélisations de diverses formes à des profondeurs variables

doivent être effectuées. Cette section présente les diverses modélisations consultées et celles

développées afin d’effectuer l’analyse comparative de cette recherche.

3.10.1 Modèle 2D : Première approche

Les premières modélisations produites furent effectuées avec une forme sphérique, car c’est

la forme la plus simple et la plus rapide à modéliser. En effet, l’anomalie produite par un

53

corps sphérique comprend un centre de masse unique donc c’est une méthode simple pour

prédire quelle sera la magnitude du signal attendu lors d’un levé gravimétrique. Rappelons

que l’anomalie gravimétrique d’un corps par rapport à son milieu environnant est fonction

du volume du corps, de la différence entre les masses volumiques du corps et du milieu

encaissant ainsi que de la profondeur d’enfouissement de ce même corps. L’anomalie

gravimétrique causée par une sphère s’exprime ainsi :

= 43 ( + )où : : anomalie gravimétrique causée par la sphère en fonction de la distance (m/s2)

r : rayon de la sphère (m) : différence de masse volumique entre le milieu encaissant et le corps anomal (kg/m3)

G : constante gravitationnelle (m3 kg-1 s-2)

x : distance entre le point de lecture et la position du centre de la sphère en surface (m)

z : profondeur d’enfouissement du centre de masse de la sphère (m).

La Figure 36 illustre les termes de l’équation ainsi que divers scénarios.

54

Figure 36: a) Illustration des termes de l’équation et expression d’une anomalie gravimétrique positive; b) À

gauche: effet sur la courbe avec un différentiel de masse volumique positif et négatif, Milieu: effet sur la forme de

la courbe anomale pour des différentiels de masse volumiques différents, toutes autres proportions gardées, Droite:

effet sur la courbe de l’enfouissement du corps anomale (Lillie, 1998).

L’utilisation dela sphère ne représente cependant pas les géométries rencontrées sur le terrain

lors de cette étude; elle fut laissée de côté afin d’affiner un modèle plus représentatif. Il est

cependant à noter que le calcul d’une anomalie causée par une sphère requiert un temps

minimal et que cette forme de modélisation peut être rapidement utilisée afin d’avoir une

idée de l’anomalie causée par un volume donné.

3.10.2 Modélisation 2D: Coins de glace et glaces massives

Un modèle utilisant des colonnes allongées verticalement a été utilisé dans le cadre de l’étude

afin de corréler les anomalies résiduelles trouvées après la correction des données

gravimétriques recueillies sur les sites d’étude.

L’anomalie gravimétrique due à une colonne allongée verticalement se présente ainsi (Figure

37), (Reynolds, 1997): = 2 lnoù :

55

: anomalie gravimétrique causée par le rectangle en fonction de la distance (m/s2)

G : constante universelle de gravitation (6,673 x 10-11 m3 kg-1 s-2)

: différence de masse volumique entre le milieu encaissant et le corps anomale

(kg/m3)

b : largeur de la base du rectangle (m)

r2 : distance entre le point de lecture et la base du rectangle (m)

r1 : distance entre le point de lecture et le sommet du rectangle (m).

Figure 37: modélisation de l'anomalie gravimétrique positive produite par une colonne allongée verticalement

(Modifié de Reynolds, 1997).

Il est possible de déterminer r1 et r2 de cette façon (Figure 38) := /= / sintan =

Alors :

56

= tanDe la même manière, r2 est trouvé comme suit :

= +tan ( + )

Figure 38: Détails pour la modélisation 2D d'une colonne allongée verticalement (modifié de Reynolds, 1997).

C’est en plaçant une succession de colonnes allongées verticalement qu’il est possible de

modéliser plusieurs formes. Le modèle fut adapté du modèle de Dobrin et Savit, utilisé pour

le cours de géophysique appliquée GEO594 du département génie géologique de l’Université

Wisconsin-Madison, É.U. Ce type de modélisation géométrique permet de placer côte à côte

plusieurs de ces rectangles afin de modéliser une forme d’une géométrie quelconque. Pour

une forme créée avec i rectangles, l’anomalie causée sera calculée ainsi :

57

=La sommation des anomalies causées par chacun des i rectangles le long du levé de lecture

donnera l’anomalie totale causée au point de lecture P. La Figure 39 donne un exemple de

forme 2D qu’il est possible alors de modéliser. Pour chaque rectangle i, il y aura en intrant:

la profondeur du sommet et de la base, la largeur, les distances respectives r1i et r2i.

Figure 39: Méthode de modélisation 2D de l’anomalie gravimétrique négative produite par i colonnes allongées

verticalement de profondeurs et de longueurs distinctes le long d’un levé.

Selon Dobrin et Savit, ce modèle produit une bonne estimation de l’anomalie gravimétrique

attendue lors d’un levé lorsque les longueurs des rectangles sont au moins 2-3 fois plus

grandes que les largeurs b respectives.

3.10.3 Modèle 2D: Inlandsis du Groenland

Le premier modèle utilisé afin d’expliquer l’anomalie causée par la marge glacière est

simplement celle de la dalle infinie de Bouguer. L’accélération gravimétrique d’une dalle

horizontale varie ainsi (Reynolds, 1997):

= 2 = 4,192 10

58

où :

: variation de l’accélération gravitationnelle (mGal)


: différence de masse volumique entre le milieu encaissant et la dalle (kg/m3)

h : épaisseur de la dalle (m).

Il est alors très rapidement possible de calculer l’anomalie gravimétrique attendue pour une

épaisseur de glace h.

Afin d’avoir un profil plus réaliste pour la modélisation de la marge glacière de l’inlandsis

du Groenland, le modèle de la dalle semi-infinie fut utilisé. L’équation suivante développée

par Griffiths et King (1981) donne l’anomalie gravimétrique causée à l’approche d’une dalle

semi infinie. g = ( )( )(2 )où :

: variation de l’accélération gravitationnelle (mGal)


: différence de masse volumique entre le milieu encaissant et le corps anomal (kg/m3)

h : épaisseur de la dalle (m)

: angle du point d’observation entre la surface horizontale et le centre de la dalle (rad)

L’angle du point d’observation est défini comme suit :

= 2 + tanoù :

: angle du point d’observation entre la surface horizontale et le centre de la dalle (rad)

x : distance horizontale entre le point de mesure et la limite de la dalle (m)

z : profondeur d’enfouissement du centre de la dalle (m)

59

La Figure 40 (point a et b) illustre les termes de l’équation et le signe des angles à utiliser

selon la position sur le levé.

Figure 40: a) et b) : illustration des termes de l’équation de l’anomalie gravimétrique casée par une dalle semi-

infinie; c) corrélation entre la dalle semi-infinie et la dalle de Bouguer (infinie), (tiré de Reynolds, 1997).

La partie c de la Figure 40 propose une simplification du calcul de l’anomalie en se référant

au modèle de la dalle infinie, plus simple à calculer. Ainsi, à :

= ; = 0 × 0,0419 h = ; = 1 4 × 0,0419 h = 0 ; = 1 2 × 0,0419 h = + ; = 3 4 × 0,0419 h = + ; = 1 × 0,0419 h

60

où est en g/cm3 et h en mètre. La figure illustre le terme 41,9 h car la valeur de h est

en km. Il est à noter que dans les dernières équation et dans la figure 38, h = h.

61

CHAPITRE 4

4.1 Contexte glaciaireLes zones d’études de Dry Creek et de Beaver Creek sont situées au sud-ouest du territoire

du Yukon, Canada. Il est connu que ce territoire possède un contexte glaciaire particulier,

associé à sa proximité avec le territoire de la Béringie, territoire qui n’a pas connu les

dernières grandes glaciations pléistocènes. La Figure 41 présente une interprétation publiée

de Ressources Naturelles Canada (RNCan) pour la portion sud-ouest du Yukon. Les données

permettant la production de la carte pour le territoire à l’étude sont originaires de rapports

gouvernementaux et de l’interprétation de photos aérienne à l’échelle 1 :250 000. Cette carte

fut produite en 1999.

Figure 41: Carte des limites d'extensions des dernières grandes glaciations avec la localisation de Beaver Creek

(flèche rouge) et de Dry Creek (flèche jaune), (RNCan, 1999).

62

La carte présente de nombreux détails sur les avancées glaciaires ainsi que sur de grandes

zones de dépôt quaternaires qui ne seront pas présentés ici en détails. Le site expérimental de

Beaver Creek est situé dans une zone qui n’a pas connue la dernière glaciation. L’exposition

du sol pendant les 80 000 dernières années à cette latitude nordique a donc façonné le paysage

pergélisolé du lieu et entraîné la formation de yedoma (pergélisol syngénétique).

Le site de Dry Creek tant qu’à lui, se trouve dans une zone ayant subie la glaciation du milieu

Pléistocène (-200 ka) et la dernière glaciation de la Cordillère (-22 ka). Plusieurs frontières

glaciaires (représentées par des traits mauves gras et rouge-orangé fins sur la figure 39)

indiquent que le terrain se trouve dans ce qui fut un milieu de marge glaciaire, donc

comportant une dynamique particulière (i.e. possibilité de lac pro-glaciaire, delta fluvio-

glaciaire, enfouissement de glaces massives, avancement et recul des glaciers etc.) d’où

l’intérêt de l’étude de ce dernier. Selon Rampton (1980), de larges plaines d’épandages

fluvioglaciaires ont été déposées dans la plupart des vallées possédant un gradient de pente

élevées. Des silts d’origine lœssique, altérés par le lessivage gravitaire et la solifluction sont

retrouvés dans les topographies plus élevées. Des dépôts allant du silt au gravier grossier

avec affleurements fréquent du socle rocheux sont retrouvés aux topographies les plus

élevées.

Il est à noter que cette carte est à une échelle relativement grossière, donc les frontières

glaciaires cartographiées sont sujettes à de futures corrections. De plus, des travaux sur les

frontières glaciaires de territoires yukonais furent effectués localement à plus petite échelle

depuis 1999 et devraient être consultés pour plus de détails (Yukon Geological Survey,

2015).

Le contexte glaciaire du Groenland n’est pas présenté ici en détail. En effet, l’inlandsis du

Groenland est une calotte glaciaire encore active, quoiqu’en retrait relativement rapide

conséquemment aux changements climatiques terrestres. Les terrains d’études se trouvent

donc sur des zones récemment déglacées ou bien directement sur la calotte glaciaire.

63

4.2 Site d’étude de Dry Creek

4.2.1 Localisation

Le site d’étude de Dry Creek est une zone d’étude située entre les bornes kilométriques

1840+450 (69o09’39.75’’N, 140o41’04.50’’O) à 1840+920 (62o09’56.25’’N,

140o40’51.75’’) le long de l’Autoroute de l’Alaska (Alaska Highway). Le site est situé à un

peu plus de 30 km au sud du village de Beaver Creek, Territoire du Yukon, Canada, près de

la frontière de l’État de l’Alaska, États-Unis (Figure 42).

Figure 42: Localisation du site d'étude de Dry Creek, Yukon (modifié de Yukon Highways, GOY)

4.2.2 Zone d’étude

La zone d’étude est d’une longueur approximative de 500 mètres et d’une largeur maximale

de 350 mètres soit du haut de la falaise bordant le site à l’ouest jusque de l’autre côté de

l’ancienne gravière de matériaux fluvio-glaciaire à l’est (Figure 43). Le sol est recouvert

d’une végétation arbustive de 2 à 3 mètres de hauteur à l’ouest de la route. Une aire de repos

a été aménagée environ au centre de la zone d’étude du côté ouest. Le site est situé dans la

zone discontinue étendue de pergélisol et est caractérisé par un climat continental nordique

rude. Aucune donnée spécifique au site n’est disponible pour la moyenne de température et

de précipitation annuelle.

64

Figure 43: Zone d’étude du site de Dry Creek, YT.

Les dépôts de surfaces du site ont été décrits à grande échelle par Rampton en 1980.

Spécifiquement, le site est recouvert d’un dépôt organique d’épaisseur variable (0-1m), suivi

du dépôt fluvioglaciaire (2-10m). Des dépôts de diamicton riches en glace et/ou un dépôt de

sable silteux avec graviers et blocs compose la strate inférieure du site. La description

géotechnique des matériaux typiques du terrain, provenant des forages effectués lors de

l’étude et ceux compilés précédemment par le gouvernement du Yukon sont présentés en

détails à la section 6.1.3: Description des matériaux de terrain.

4.2.3 Problématiques spécifiques

Le site de Dry Creek est connu pour être problématique depuis sa construction initiale en

1942-43 (disc.pers., Bill Stanley). Grace à la nature du dépôt fluvioglaciaire, le site fut

exploité plus tard comme banc d’emprunt, enlevant ainsi une grande quantité de matériaux

granulaire (Figure 47). Des travaux majeurs de réhabilitation furent accomplis en 1994 et

1995 afin d’augmenter limite de vitesse à 90 km/h (elle était de 50 à 70 km/h précédemment)

(Figure 44). De grandes quantités de glace furent dévoilées lors des travaux et des problèmes

d’enlisement suite à la fonte de la glace ont été rapportés (Figure 45 et Figure 46).

65

Figure 44: Photo aérienne de 1975 et satellite (Google Earth) de 2015 montrant le détail du ré-enlignement de la

route de 1994-95. Les flèches rouges sont des repères montrant la position du thermokarst et de l'aire de repos en

2015 (droite) ainsi que leur position bien avant leur construction/ apparition en 1975 (gauche). La ligne pointillée

noire montre le trajet du futur ré-enlignement proprement dit. Il est possible également de bien distinguer la

cicatrice laissée par la gravière en 2015 alors qu’elle était inexistante en 1975. (Photo aérienne de Yukon Archives).

Figure 45: Nivellement du site de Dry Creek en 1994-94 et occurrence de glace massive (Courtoisie de Bill Stanley,

TEB, GOY).

66

Figure 46: Fonte de la glace dans la partie supérieure du pergélisol et perte de la capacité de la route, endroit

inconnu, Autoroute de l'Alaska (TEB, GOY).

Le site fut exploité comme gravière du milieu des années 80 jusqu’en 2008. Les nivellements

répétés et l’extraction de matériaux semblent avoir précipité les problèmes de stabilisation

récents du site. En 2008, le site fut intensivement exploité comme source de matériaux

granulaire. À des fins d’exploitation, tout le sommet du dépôt fut nivelé. Lorsque le sol

minéral est mis à nu en enlevant la couche supérieure qui fait figure de recouvrement isolant,

la chaleur pénètre dans le sol et fait fondre une partie de la glace en surface ce qui a pour

effet de causer des tassements et une perte de capacité portante substantielle. Le régime

thermique de la zone a vraisemblablement été déstabilisé.

Figure 47: Schéma en coupe du dépôt fluvioglaciaire initial à final au site de Dry Creek, Yukon.

67

Le site de Dry Creek demeure actuellement très problématique; de nombreux évènements

associés à la fonte de la glace présente dans le pergélisol y ont été recensés depuis le ré-

enlignement de la route. D’abord, un thermokarst fut amorcé à la fin des années 90; recensé

de quelques mètres de rayon, il fait aujourd’hui 50 mètres de largeur par 70 mètres de

longueur (Figure 48). Quoique le thermokarst semble stabilisé sur sa partie nord, la partie

sud croit en direction sud-ouest en lobes secondaires.

Des tassements linéaires croisant la route et causant des tassements importants sont courants,

dont l’un conduit directement au thermokarst. En 2008, un tassement très important affectant

le chemin d’accès de l’aire de repos le rendit inaccessible aux véhicules récréatifs. Cette

même année, un tassement considérable eu lieu du côté est de la route, peu avant l’aire de

repos (Figure 49 et Figure 50), fort probablement dû à l’exploitation des ressources

granulaires sur le site. Cet important affaissement s’est par chance arrêté dans l’épaulement

de la route, l’épargnant ainsi. Un tel incident est une des raisons principales validant cette

présente recherche; des tassements aussi importants, se produisant à une telle vitesse, doivent

être évités afin d’assurer la sécurité des usagers de la route.

Figure 48: Développement du thermokarst près de l'aire de repos du site de Dry Creek (photos: haut, Guy Doré,

2003; bas, Julie Malenfant-Lepage, 2009).

68

Figure 49: Tassement majeur associé à la fonte de glace massive du côté est de l’autoroute de l’Alaska, à Dry

Creek. La zone affectée est d’un rayon approximatif de 50 mètres et le tassement est de 8 à 10 mètres. L’individu

sur la photo mesure 1 m 70 (Photo : Eva Stephani, 2008).

Figure 50: Tassement extraordinaire vu d'un autre angle, à l'été 2008, durant l'exploitation de la carrière (Photo:

Daniel Fortier, 2008).

69

L’apparition de trous d’effondrement (sinkholes), de tassements différentiels, de fissures

longitudinales dans les épaulements, de fissures importantes dont certaines traversent la route

et vont jusqu’au thermokarst, des cicatrices de glissement dans le flanc du dépôt

fluvioglaciaire est, sont d’autant de manifestations qui laissent croire à la présence d’un sous-

sol très riche en glace et/ou comportant des éléments de glace massives importants (Figure

51 à Figure 55 49 à 53).

Figure 51: Tassement important du chemin d'accès de l'aire de repos (flèche rouge) et tassement linéaire majeur et

persistant (pointillés rouge). Le drapeau entouré de pointillés vert sert de position de référence avec la Figure 52.

70

Figure 52: Vue du tassement linéaire majeur et persistant du côté ouest de la route. Ce tassement linéaire est présent

jusqu'au thermokarst, à environ 25 mètres derrière le photographe. Le drapeau entouré de pointillé et la ligne

pointillée rouge sont en référence avec la figure précédente (Figure 51).

Figure 53: Vue de la route vers le thermokarst d'un tassement linéaire traversant la route (gauche); Cicatrice

linéaire dans le terrain naturel, à quelques mètres du thermokarst (droite).

71

Figure 54: Nivellement de la butte fluvioglaciaire par un bulldozer DY-9 (gauche, flèche noire). L’enlèvement de la

couche organique et de la couche active sous-jacente peut entraîner de graves débalancements thermiques (photo

gauche, crédit Daniel Fortier); Le régime thermique du sous-sol est déstabilisé et des évènements liés à la fonte de

la glace sous-jacente peuvent être visibles. Sur la photo de droite, des « Sinkholes » de 1-2 mètres de profondeur

formés dans la pente de la butte fluvioglaciaire (pointillés blanc).

Figure 55: Le régime thermique du sous-sol de la butte fluvioglaciaire est déstabilisé et des évènements liés à la

fonte de la glace sous-jacente peuvent être visibles. Il est possible de voir à gauche un grand effondrement de 4 à 5

mètres de profondeur. À droite de la photo, des cicatrices de glissement et l’amorce d’un effondrement.

72

4.3 Site d’étude de Beaver Creek

4.3.1 Localisation

Le site d’étude expérimental de Beaver Creek est situé entre les coordonnées 62o 20’ 10’’N,

140o 50’ 00’’W et 62o 20’ 30’’N, 140o 50’ 20’’W. Le site est situé à environ 5 km au sud de

la communauté de Beaver Creek, Yukon, Canada, à la borne kilométrique 1865 de

l’autoroute de l’Alaska (Figure 56).

Figure 56: Localisation de la communauté de Beaver Creek, Yukon. Le site expérimental se trouve à environ 5

kilomètres au sud de celle-ci.


La zone d’étude se trouve sur le côté ouest de la route, au site expérimental de Beaver Creek

où trois zones spécifiques furent sondées. Deux zones sont situées le long de la route alors

que l’autre est située à environ 100 mètres de celle-ci (Figure 57). Une séquence de quatre

73

strates de dépôt quaternaire caractérise le site (Stephani, 2008, citée par Malenfant-Lepage,

2015). En effet, le site fut intensivement sondé par forage lors des travaux préliminaires de

la construction du site expérimental international de recherche sur les méthodes de mitigation

face à la dégradation du pergélisol.

Figure 57: Emplacements des zones d'étude au site expérimental de Beaver Creek.

Le terrain est une muskeg (ou fondrière de mousse, Figure 58), soit une zone marécageuse,

composée d’un dépôt organique peu décomposé et riche en glace de 2 à 3 mètres d’épaisseur.

La strate sous-jacente est un dépôt silteux, pauvre en matière organique jusqu’à environ 6,5

à 9 mètres. Cette couche de dépôt présente une séquence riche-pauvre-riche de teneur en

glace du sommet vers le bas. La troisième couche est une couche organique cryoturbé

contenant du silt avec des teneurs en glace très variables de pauvre à riche, jusqu’à environ

onze mètres. La dernière strate est un diamicton jusqu’à 16 mètres, avec une teneur en glace

de moyen à très riche. La présence de coin de glace est omniprésente sur le terrain

quoiqu’aucun réseau de polygone ne soit visible à la surface.

La zone de végétation est à la limite entre la tundra arctique alpine la forêt boréale de la

cordillère. La zone est composée majoritairement d’épinettes rabougries, d’aulnes, de touffes

74

herbacées, de mousses et de sphaignes. Il est possible de voir des îlots de végétation plus

dense de façon éparse gisant sur des zones élevées, isolées et bien drainées. Un climat

continental nordique caractérise le site avec une température annuelle de -5,5oC et 415 mm

de précipitation annuelle (De Grandpré, 2010).

Figure 58: Levé gravimétrique 4 situé en zone typique de muskeg sur le terrain expérimental de Beaver Creek.

La zone d’étude de Beaver Creek est située à côté d’un site de recherche reconnu dans le

monde de la recherche sur le pergélisol ayant comme sujet les techniques de mitigations afin

de conserver le pergélisol froid, ou du moins, ralentir le réchauffement de celui-ci. De

nombreux ouvrages sont disponibles pour obtenir des renseignements précis sur des sujets

spécifiques, par exemple (pour ne nommer que ceux-ci), sur la géomorphologie et la

caractérisation des dépôts du site (Stephani, 2008), sur l’hydrologie et ses effets thermiques

(De Granpré, 2010; Sliger 2015), et sur l’ingénierie, le design et l’analyse thermiques des

méthodes de mitigation (Malenfant-Lepage, 2014).

4.3.3 Problématiques spécifiques

Les problèmes spécifiques associés au site de Beaver Creek sont surtout des tassements

différentiels linéaires et ponctuels, ainsi que des fissures longitudinales et transversales dans

les épaulements et sur la route. La portion de route du site expérimental est dans une zone de

75

pergélisol chaud très sensible où la route doit être resurfacée (traitement bitumineux de

surface) environ aux 3 ans. Le type de terrain dans lequel se trouve le site est un type

fréquemment rencontré dans la portion nord de l’autoroute de l’Alaska. Ces muskegs sont

des milieux fragiles, où il est facile de déséquilibrer le régime hydrique et/ou thermique d’un

site lors de la construction d’infrastructures routières. Ces terrains sont également connus

pour contenir de larges quantités de glaces, disséminées en fines lentilles ou en lentilles

d’épaisseurs importantes ainsi que d’importants réseaux de coins de glace. Deux types de

réseaux sont présents à des profondeurs différentes sur le site soit un créé durant le

Pléistocène, enfouis à environ 3 mètres sous la surface et encastré dans le dépôt de silt

tourbeux sous-jacent, et un autre formé lors de la dernière glaciation du Holocène, encastré

dans le dépôt organique, et affleurant presque en surface (Stephani et al., 2012). Il est possible

de constater qu’il y a eu un ré-enlignement de la route sur la figure 55. C’est ce ré-

enlignement qui modifia le trajet de la route en la faisant passer d’un dépôt de type

morainique à la muskeg. La détection de glaces massives et de sols riches en glace peut ainsi

aider la planification et le design des infrastructures de transport traversant de telles zones.

La Figure 59 et la Figure 60 présentent des tassements différentiels linéaires longitudinaux

fréquemment observés sur le site.

Figure 59: Dégradation linéaires (fissures de tensions) lézardant longitudinalement la route ayant été réparé avec

une base de béton bitumineux posé à froid (cold mix). Le cold mix est réputé pour être extrêmement foncé (quasi

noir), ce qui augmente la température en surface de ces zones et accélère la dégradation du pergélisol sous-jacent

(photo : Yukon Highways, TEB).

76

Figure 60: Tassements linéaires longitudinaux différentiels sur la portion nord de la section expérimentale de

Beaver Creek (photo: Sliger, 2013).

La Figure 61 montre le détail d’un de ces tassements linéaires commun sur le site. Il est

possible de voir que le tassement est dans l’épaulement de la route et fait environ 10-20

centimètres de profondeur selon la position mesurée. Il est commun de voir de tels tassements

survenir en une seule saison, ce qui demande énormément d’énergie et de ressource pour

maintenir le réseau en état.

Figure 61: Détail d'un tassement différentiel sur le côté de la route (photo: Eva Stephani, 2008).

77

4.4 Site d’étude du Groenland

4.4.1 Localisation

Des études gravimétriques ont été effectuées sur deux sites d’études près de Kangerlussuaq

(67o00’30’’N, 50o42’50’’O), au Groenland. Kangerlussuaq (Søndre Strømfjord en Danois),

est l’aéroport International du territoire Groenlandais; étant à l’intérieur des terres, le climat

y est plus favorable afin de permettre des vols quotidiens vers Copenhague. Les deux sites

d’études se trouvent au bout de la route la plus longue trouvée au Groenland, soit à environ

35 kilomètres au nord-est de Kangerlussuaq (Figure 62).

Figure 62: Localisation de la communauté de Kangerlussuaq (vert), et des deux sites d'études soit le site d'étude

des coins de glace (Ice wedges polygon field site, bleu), et le site à la marge de l'inlandsis du Groenland (Ice sheet

margin site, rose).

78


Deux zones distinctes ont été étudiées au Groenland. La Figure 63 présente un zoom sur la

zone. Les deux sites sont dans la zone de pergélisol continu étendu. La route de 35 kilomètres

permettant de se rendre jusqu’à l’Inlandsis du Groenland a été préalablement construite par

l’armée américaine (US Air Force) et demeure aujourd’hui le seul accès à l’Inlandsis par une

route. Kangerlussuaq (alors appelée Blue West-8) fut en effet fondée comme base militaire

par les Etats-Unis suite à la chute du Danemark aux mains des allemands en 1941. La base

fut restituée au Groenland en 1992 après la fin de la guerre froide.

Figure 63: Zoom sur la localisation des sites d'études effectués au Groenland.

4.4.2.1 Zone d’étude de coins de glace

L’élévation moyenne de ce site est autour de 430 mètres au-dessus du niveau moyen des

océans. Le site est caractérisé par de nombreux affleurements rocheux de types gneissiques/

granitiques, de tills et de dépôts organiques (tourbe). L’épaisseur du pergélisol est estimée à

300 mètres (Engström et al. cité par Ingeman-Nielsen et al., 2012). La zone est caractérisée

par la présence d’un réseau de polygones donc, d’un réseau de coin de glace. L’existence de

79

coins de glace fut étudiée par l’équipe de M. Ingeman-Nielsen en 2008 avec la technique

géophysique de résistivité électrique (ERT). Un dépôt quaternaire de tourbe de 2 mètres

semble se trouver sur un sédiment grossier. Des problèmes survenus lors du seul forage en

2008 n’a pas permis de statuer la nature des dépôts des strates sous-jacentes. Selon le chapelet

de thermistance installé lors de cette campagne de terrain, la température moyenne annuelle

de l’air pour 2009 fut de -3,2oC, et celle du sol de -3,5oC, à 2 mètres de profondeur. La

température minimale observée en 2009 est de -18,1oC à 0,5 mètre de profondeur et de -6,8oC

à 2 mètres de profondeur (Ingeman-Nielsen et al., 2012). Selon les données de l’aéroport de

Kangerlussuaq, la température moyenne annuelle mesurée est de -11oC et la quantité de

précipitation annuelle est de 140 mm pour la période de 1960-1990. La végétation sur le site

d’étude est typique d’une végétation de toundra arctique soit des herbes et des mousses

diverses; la strate arbustive est inexistante. La Figure 64 présente une photographie du terrain

d’étude lors de l’été 2014.

Figure 64: Zone d'étude du champ de polygones associés aux coins de glace, GL.

80

4.4.2.2 Zone d’étude de la marge glaciaire

La Figure 65 présente la zone d’étude de la marge glaciaire. L’élévation moyenne de ce site

est autour de 520 mètres au-dessus du niveau moyen des océans. Le site comprend le socle

rocheux au front du glacier. Les roches semblent être d’origines plutoniques et

métamorphiques et très peu de végétation est présente. Seules des touffes éparses d’herbes

parsèment la zone (Figure 66). Une moraine à cœur de glace est présente au front de la calotte

glaciaire, recouverte d’environ 1-3 mètres de moraine d’ablation (Figure 67). De l’autre côté

de la moraine se trouve évidemment la marge de la calotte glacière du Groenland (Figure

68).

Figure 65: Zone d'étude près de la marge de la calotte glaciaire du Groenland. La zone est divisée en 3 terrains distincts soit le socle rocheux, les moraines de glace ainsi que la calotte de glace. Les lettres A, B et C se réfèrent

aux images de la Figure 66, de la Figure 67 et de la Figure 68 respectivement.

81

Figure 66: Zone de socle rocheux et de dépôts organiques très minces en marge de la calotte glaciaire. La photo

vise vers le Nord (emplacement A sur la Figure 65).

Figure 67: Zone de moraines à cœur de glace en marge de la calotte glacière avec à l’arrière droite, la calotte

glacière. La photo vise au NNE (Lettre B sur la Figure 65).

82

Figure 68: Marge de la calotte glacière du Groenland commençant au bas de la moraine de glace (en avant plan).

Cette photo vise l'est (Lettre C sur la Figure 65).

4.4.3 Problématique et intérêts des sites d’études

La problématique spécifique de la dégradation d’un réseau de coins glace sur lequel serait

construite une infrastructure de transport est associée à des problèmes de tassements

différentiels, de fissurations, de cavitation, d’écoulement préférentiel de l’eau de surface etc.

Ayant été d’abord incapable d’étudier les coins de glace sur le site de Beaver Creek en 2013,

le site groenlandais était tout indiqué pour l’étude de la détection de ceux-ci. En effet, le site

présentant un réseau de polygones (coins de glace) fut étudié intensivement par l’équipe de

M. Thomas Ingeman-Nielsen du département de génie civil, de la division des technologies

arctiques de l’université technique du Danemark (DTU).

Le défi fut d’identifier la faisabilité et la limite de détection du gravimètre dans un terrain

riche en glace possédant des coins de glace. Étant donné que le contraste de masse volumique

est faible entre la glace le sol riche en glace, il était soupçonné qu’il y aurait des difficultés à

détecter adéquatement les coins de glace.

83

En ce qui concerne le site de la marge de la calotte glaciaire, il fut possible de passer d’un

milieu où il était certain qu’il n’y avait aucune glace (socle rocheux) jusqu’à la marge glacière

avec une grande épaisseur de glace. Ces données serviront ultérieurement pour étudier la

réponse du gravimètre aux abords d’extraordinaires volumes de glace qu’est l’inlandsis du

Groenland.

84

CHAPITRE 5

5.1 Travaux Dry CreekLe site expérimental de Dry Creek a été sondé par gravimétrie en deux moments soit en juillet

2013 et en septembre 2013. Un gravimètre de précision CG-3+ AUTOGRAV de la

compagnie Scintrex fut utilisé pour la collecte des données gravimétriques. Cette unité

l’appareil s’est faite au Centre de Recherche du Yukon (Yukon Research Center, YRC) et fut

revérifiée à l’hôtel à Beaver Creek pour les deux terrains. Au total, 11 profils a été effectué

en 2013. 384 mesures ont été prises afin de sonder la longueur totale des 645 mètres linéaires

des levés. La majorité des points de mesures des levés ont été effectués à chaque 2 mètres.

Lorsque des indices topographiques laissait croire à une dégradation potentiellement

engendrée par la fonte de la glace du sol, certains intervalles furent raccourcis jusqu’à 1

mètre, afin d’avoir le potentiel de détecter des anomalies de 2 mètres de large. Le temps de

mesure de l’appareil fut manuellement réglé de 1 à 2 minutes pour chaque point. Le métrage

entre les points s’est fait avec un ruban à mesurer de 30 mètres. L’élévation du terrain fut

mesurée avec un altimètre de type ZIPLEVEL PRO-2000 avec une précision de ± 1 cm. La

Figure 69 présente la préparation d’un levé (métrage et topographie).

Figure 69: Métrage du levé gravimétrique 5, côté est de la route, Juillet 2013.

85

Le positionnement des levés s’est fait soit en sondant les zones montrant des signes

d’instabilité ou soit en sondant des zones sans signes d’instabilité apparente et en couvrant

l’aire de la zone d’étude de façon satisfaisante. Il est à noter que la banque de données sur les

forages précédemment réalisés sur le site par ou pour la division d’ingénierie du ministère

des transports du Yukon n’était pas encore créée. Donc, au moment de la campagne de

terrain, peu ou pas d’informations tangibles n’étaient disponibles pour la localiser les zones

présentant potentiellement des glaces massives. Ce ne fut que plus tard au courant de l’année

2015 que les données furent accessibles. Il est certain qu’il aurait été préférable, au niveau

de la compréhension du terrain, de savoir à prime abord où se situaient les zones de glaces

massives. Mais, pour le cadre de cette recherche, qui est justement l’efficacité et la faisabilité

d’utiliser la micro gravimétrie à des fins de détection, ce fut un véritable test de validité pour

la méthode.

À la suite de l’acquisition des données gravimétriques, une campagne de forage et de

carottage fut effectuée sur le site du 13 au 15 mai 2014 par la compagnie yukonnaise Darkside

Drilling, une division de Kryotek Arctic Innovation Inc. M. Coates, directeur de la

compagnie, supervisa et effectua les forages à l’aide d’un employé alors que Mme Julie

Malenfant-Lepage et moi-même nous nous occupions de photographier les carottes de

forages et de préparer certains échantillons pour des analyses ultérieures. Les échantillons

gelés furent entreposés dans un congélateur directement dans la remorque de la compagnie.

La localisation des cibles de forage a été basée sur les résultats gravimétriques de la

campagne de terrain de l’été 2013. Le souci de couvrir adéquatement la zone d’étude fut

également pris en considérations pour certains forages. 10 forages, totalisant une longueur

totale d’un peu plus de 55 mètres, furent complétés lors de cette campagne. La profondeur

des forages va de 0,8 à 12,8 mètres. Une foreuse à vibrations soniques Geoprobe 540MT/

420M fut utilisée pour 9 forages. 2 furent effectués à l’aide d’une foreuse à jet d’air. La

Figure 70 présente la réalisation du forage DC-05 avec la foreuse sonique.

86

Figure 70: Forage DC-05 à l’aide de la foreuse de type sonique, Mai 2014.

Les conditions du site furent très éprouvantes pour l’équipement; le dépôt fluvioglaciaire

contient une bonne proportion de blocs et le sol, n’étant pas de nature cohésive, déboulait

constamment lors du retrait de la tête de forage. Par trois reprises, des bris ont eu lieu sur la

foreuse, retardant ainsi l’exécution des forages donc, limitant la couverture finale du site

d’étude. La carte de la localisation des levés gravimétriques et des forages est présentée à la

Figure 71.

87

Figure 71: Localisation et direction des levés gravimétriques (lignes jaunes et flèches accompagnées d’un nombre)

et localisation des forages (points jaunes cerclés de bleu avec le sigle DC suivi du numéro de forage) du site de Dry

Creek, YT (modifié de Loranger et al., 2015).

Suite à la campagne de forage, des cuvelages de polychlorure de vinyle (PVC) de 25,4 mm

(1’’) et de 76,2 mm (3’’) de diamètre, ainsi que des piézomètres, ont été installés dans certains

trous de forage (Figure 72). Le cuvelage ainsi installé permettra aux instances du

gouvernement du Yukon (Yukon Highways, TEB) et aux groupes de recherches académiques

(Geocryolab, Arquluk et le centre de recherche du Yukon (YRC)), d’installer de

l’instrumentation de diverses natures afin d’assurer un suivi des données thermiques et

hydriques du site. Au total, 5 cuvelages (DC-02, 03, 04, 05, 10) et 3 piézomètres (DC-03, 04

et 05) furent installés. Un câble à thermistances captant les températures à 6 profondeurs

différentes fut installé dans le forage DC-04 à la fin de l’automne 2014 par le YRC.

88

Figure 72: Installation d'un cuvelage de 76,2 mm et d'un piézomètre dans le forage DC-04 (gauche), et installation

terminé d'un cuvelage de 25,4 mm au trou de forage DC-02.

5.2 Travaux Beaver Creek

Le site expérimental de Beaver Creek fût naturellement choisi, car il est très bien documenté,

et de nombreuses études confirment la présence de sols riches en glace et l’omniprésence de

réseaux de coins de glace dans la zone d’étude. Le site fut sondé par gravimétrie en deux

temps. Un seul levé fut effectué en 2013 au bas de l’épaulement de la route. Il a été possible

de revenir sur le site en septembre 2015 afin de procéder, à l’aide du trépied d’arpentage, à 4

levés gravimétriques, en majorité situés en terrains naturels.

Un gravimètre de précision CG3+ de Scintrex fut employé pour la collecte des données. La

calibration du gravimètre s’est faite au YRC et fut revérifiée à l’hôtel situé à Beaver Creek

dans les deux cas. Un altimètre de précision de marque ZIPLEVEL fut utilisé afin de mesurer

l’élévation de terrain au centimètre près.

Au total, 5 levés totalisant 235 mètres de longueur avec des points de mesure au mètre, et

parfois au 50 centimètres, furent effectués dans la zone d’étude (Figure 73).

89

Figure 73: Localisation et direction des levés gravimétriques de 2013 et 2015 (lignes rouges et flèches avec le

numéro du levé), ainsi que les forages de 2007-8 et 2013 (points bleus cerclés de rouge avec le sigle alphanumérique

respectif) dans la zone d'étude de Beaver Creek.

Lors du terrain en juillet 2013, aucune information de forages ne fut utilisée pour positionner

le levé gravimétrique. Cependant, il a été réalisé ultérieurement que les forages YG7-2 et

YG8-2 se trouvaient à proximité; ces forages furent donc pris en compte lors des analyses.

Lors du terrain en septembre 2015, des forages préliminaires datant de 2007 et 2008 effectués

lors de la construction du site d’essai, et de 2013, effectués dans le cadre du projet ADAPT,

furent utilisés afin de positionner les 4 levés gravimétriques. Les forages YG2-1, YG2-2,

YG3-2 et YG-2176 effectués en 2007 et 2008 furent utilisés pour positionner les levés 1 à 3.

Les forages AD1.1a et b de 2013 furent utilisés pour positionner le levé 4 situé loin de la

route. Les descriptions sommaires de tous les forages considérées pour l’étude sont

présentées à la section 6.2.

90

La campagne de terrain de 2015 fut effectuée dans le cadre d’un projet de détection des coins

de glace financé par Transport Canada et effectué par l’entremise du Geocryolab, laboratoire

d’expertise en géomorphologie et en géotechnique des régions froides situé à l’Université de

Montréal et géré par l’équipe de M. Daniel Fortier (Figure 74).

Figure 74: Gravimétrie en bordure du site expérimental de Beaver Creek, aux croisées des levés 1 et 2, 2015.

5.3 Travaux Groenland

Les travaux au Groenland se sont inscrits dans un échange collaboratif entre l’Université

Laval de Québec et l’Institut Technique du Danemark (DTU) à Copenhague. Le choix des

terrains, la logistique de transport de matériel, d’hébergement et de soutien technique

n’auraient pu se faire sans le soutien du DTU et du Centre de support scientifique

international de Kangerlussuaq (Kangerlussuaq International Science Support, KISS). Les

travaux au Groenland se sont effectués du 20 juillet au 5 août 2014.

91

Un gravimètre CG3+ de la compagnie Scintrex fut utilisé pour l’acquisition des données

gravimétriques et un altimètre de précision de la compagnie ZIPLEVEL a été utilisé pour

l’acquisition des données d’élévation au centimètre près.

5.3.1 Zone du réseau de polygones (coins de glace)

Le site expérimental du réseau de polygones fut choisi, car il a été intensivement étudié

depuis 2008 par l’équipe de M. Ingeman-Nielsen de l’Université technique du Danemark

(DTU). 2 levés gravimétriques sur une longueur de 99 mètres avec des prises de données au

mètre et au 50 centimètres ont été effectués. La position des levés est présentée à la Figure

75.

Figure 75: Localisation des levés gravimétriques de la zone d’étude du réseau de polygone et du forage en surface,

KAN2008-1, effectué en 2008 par l’équipe de M. Ingeman-Nielsen, Groenland.

Des forages furent prévus afin de valider et de calibrer les résultats obtenus sur le terrain,

mais suite à des délais de livraison de l’équipement par bateau il a malheureusement été

impossible de procéder à des forages sur le terrain.

92

5.3.2 Zone de l’inlandsis du Groenland

La zone en marge de la calotte glaciaire du Groenland fut choisie, car c’est le seul endroit où

il était possible d’avoir une épaisseur de glace connue et ce, à quelques dizaines de mètres

du socle rocheux. 2 levés gravimétriques ont été réalisés. Le levé 1 a couvert une large

distance (755m) avec des prises de données à des distances irrégulières, partant du socle

rocheux et se terminant à la base d’une moraine à cœur de glace au front du glacier. Le levé

2 fut débuté sur la calotte glaciaire et fini sur le socle rocheux avec des prises de données à

des intervalles irréguliers. La localisation des levés est présentée à la Figure 76.

Figure 76: Localisation des levés gravimétriques de la zone en marge de la calotte glacière, Groenland.

Dans le cas du levé 1 longeant la moraine de glace, un ruban à mesurer de 50 mètres fut

utilisé afin d’obtenir la hauteur de celle-ci. Des photos furent prises afin d’évaluer la hauteur

approximative de la moraine de glace (Figure 77).

93

Figure 77: Gravimétrie et évaluation de l'épaisseur de glace de la moraine en marge de la calotte glaciaire.

La Figure 78 et la Figure 79présentent des photos commentées prises lors des travaux dans

la zone d’étude.

Figure 78: Photo prise en visant vers l’est sur le bord de la route menant à l’Inlandsis lors de la réalisation du levé

1. Il est possible de voir la route montant sur la moraine à cœur de glace recouverte de sédiments grossiers ainsi

que la calotte glaciaire en arrière-plan.

94

Figure 79: Acquisition de données gravimétriques (levé 2) sur l'Inlandsis du Groenland. La photo vise vers le nord-

est et est prise de la marge glaciaire, au bas de la moraine à cœur de glace (crédit photo : Julie Malenfant-Lepage).

95

CHAPITRE 6

RÉSULTATS

Cette section présente les levés gravimétriques corrigés ainsi que les forages de référence

disponibles des zones d’études respectives. Tous les résultats gravimétriques obtenus lors des

levés de terrain furent corrigés conformément à la méthode décrite dans la section

Corrections des mesures gravitationnelles observées du chapitre 3 : Détection par

gravimétrie : concepts et applications.

6.1 Résultats – Dry Creek11 levés ont été effectués sur le site de Dry Creek. Tous les levés présentent, à des degrés

variables, des anomalies gravimétriques. La Figure 80 est de nouveau présentée afin de

faciliter la consultation du positionnement des levés et des forages effectués lors de cette

étude.

Figure 80: Localisation des levés et des forages du site d'étude de Dry Creek.

96

6.1.1 Levés gravimétriques : Dry Creek

6.1.1.1 Levés 1 et 2

Les levés 1 et 2 sont analysés comme étant un seul et même levé mais effectué en 2 temps;

le terme « levé » au singulier sera donc utilisé pour parler des levés 1&2. Le levé est parallèle

à la route, dans la pente du remblai routier et au sud de l’entrée de l’aire de repos. Le levé

fait 66 mètres de longueur avec des mesures ponctuelles effectuées au mètre de 0 à 30 mètres

et au 2 mètres de 30 à 66 mètres La Figure 81 présente la courbe d’anomalie corrigée

(résiduelle) et l’élévation relative du levé 1&2.

Figure 81: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 1 & 2, site de Dry Creek, YT.

Ce levé fut positionné perpendiculairement à un tassement linéaire persistant qui croise la

route et qui demande un grand effort de maintenance quasi-annuel de la part du ministère des

transports du Yukon. Il est possible de constater une anomalie négative significative moyenne

d’environ 0,105 mGal entre 30 et 50 mètres.

6.1.1.2 Levé 3 et 11

Les levés 3 et 11 sont deux levés distincts effectués presque parallèlement l’un par rapport à

l’autre, et perpendiculairement à une zone linéaire de tassement très active qui se rend

jusqu’au thermokarst.

97

Le levé 3 est de 53 mètres de longueur et des mesures ponctuelles au 2 mètres y furent faites,

sauf dans 2 zones d’environ 5 mètres chacune (22-27m et 37-43m) qui présentaient des

dégradations en surface et qui furent sondées au mètre (Figure 82).

Figure 82: Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 3, site de Dry Creek, YT.

Le levé 3 débute sur le remblai, près de la route, et se termine au sud de l’aire de repos en

terrain nivelé. 3 zones anomales sont d’intérêts dans ce levé soit : entre les métrages 5 à 15

avec une anomalie moyenne de -0,05 mGal, entre 20 et 28 mètres avec une anomalie

moyenne de -0,075 mGal et entre 35 et 50 mètres avec une anomalie moyenne de -0,105

mGal.

Le levé 11 est d’une longueur de 35 mètres et est strictement localisé en terrain nivelé. Étant

en terrain passablement accidenté, la distance entre les prises données ponctuelles est variable

de 1 à 2,5 mètres (Figure 83).

98


Ce levé présente des zones anomales ponctuelles d’environ -0,04 mGal aux métrages 0, 12,

19 et 28.

6.1.1.3 Levé 4

Le levé 4 est localisé presque parallèlement au chemin d’accès de l’aire de repos. Ce levé a

été positionné afin de sonder le sous-sol du chemin d’accès qui avait subi un tassement

important en son milieu et qui fut réparé antérieurement à la prise de données en 2012. Le

levé 4 débute sur le remblai routier et se termine dans le terrain nivelé, au bas de la pente de

talus, sur une dizaine de mètres. Il est d’une longueur totale de 30 mètres avec des prises de

données ponctuelles constantes aux 2 mètres (Figure 84).

99


2 zones anomales distinctes sont visibles sur le levé. L’une se situe de 0 à 9,5 mètres, avec

une anomalie moyenne de -0,020 mGal, et la seconde est présente entre 22 et 30 mètres, avec

une anomalie moyenne de -0,022 mGal.

6.1.1.4 Levé 5

Le levé 5 est positionné parallèlement à la route du côté est. Le levé fut positionné afin de

sonder la zone où de forts tassements de plusieurs mètres se sont produits suite à

l’exploitation du site pour les matériaux granulaires. Ne connaissant pas avec certitude la

position du tassement, ce levé fut volontairement fait sur une grande distance afin d’avoir le

maximum de chance de détecter la zone de tassement et de sonder son environnement

immédiat. Le levé est d’une longueur de 132,5 mètres avec des mesures ponctuelles

effectuées majoritaire aux 2 mètres (Figure 85).

100


Une zone anomale distincte est visible entre 30 et 72 mètres avec une anomalie moyenne de

-0,060 mGal. La portion centrale de cette zone atteint une anomalie maximale de -0,148

mGal.

6.1.1.5 Levé 6 et 7

Les levés 6 et 7 sont deux levés effectués presque parallèlement l’un par rapport à l’autre

dans une zone très active du site de Dry Creek. Ces 2 levés ont été positionnés aux endroits

où des tassements visibles et des cicatrices de glissement omniprésents sur les flancs et au

bas de la butte de sédiments fluvioglaciaires ont été observés. Cette zone, comme présenté

précédemment, fut excavée et nivelée, en bas de pente comme au-dessus de la butte, pour

l’exploitation de matériaux granulaires.

Le levé 6 est de 74 mètres de longueur avec des prises ponctuelles de données au 2 mètres,

sauf dans la pente et sur la butte de matériaux fluvioglaciaire où on y trouve un espacement

de 4 mètres entre 50 à 60 mètres et de 8 mètres entre 60 et 74 mètres (Figure 86).

101


Une importante zone anomale est visible entre 20 et 50 mètres, avec une anomalie moyenne

de -0,250 mGal, et une anomalie maximale moyenne d’environ -0407 mGal entre 38 mètres

et 46 mètres.

Le levé 7 s’est effectué sur 49 mètres de longueur avec des prises de données au 2 mètres ou

aux 4 mètres lorsque le gradient de pente était trop important (Figure 87). Ce levé est situé

directement au nord du levé 6 où un tassement ponctuel important de 2 à 3 mètres par rapport

au niveau du sol environnant était visible.


102

Il est possible de constater une zone anomale entre 9 et 34 mètres ayant une anomalie

moyenne de -0,300 mGal. La zone anomale maximale est située entre 12 et 22 mètres et

possède une anomalie moyenne de -0,477 mGal.

6.1.1.5 Levé 8

Le levé 8 est à peu près parallèle avec le chemin d’accès de l’aire de repos, à 60 mètres de

distance au nord de l’entrée de celui-ci. Ce levé fait 60 mètres de longueur et l’acquisition

des données ponctuelles s’est faite aux 2 mètres (Figure 88).

Figure 88 : Anomalie résiduelle et élévation du profil, levé gravimétrique 8, site de Dry Creek, YT.

Il est possible de constater que 3 zones anomales significatives sont présentes soit entre 0 et

4 mètres, entre 18 et 23 mètres et enfin de 50 à 60 mètres. Les anomalies moyennes des zones

sont respectivement de -0,41, -0,39 et -0,37 mGal. 4 maxima sont également observables à

2, 19,6, 49,6 et 58 mètres pour des anomalies résiduelles respectives de -0,065, -0,075, -0,073

et -0,051 mGal.

6.1.1.6 Levé 9

Le levé 9 fut positionné à cet endroit pour 2 raisons: afin d’étendre la portée du levé 5 vers

le nord et pour enquêter sur les tassements linéaires traversant la route qui y sont

fréquemment visibles. Ce levé fait 75 mètres de longueur avec une prise de données

ponctuelles au mètre (Figure 89).

103


Il est possible de voir 2 zones anomales soit de 0 à 6 mètres et de 42 à 53 mètres avec des

anomalies moyennes respectives de -0,029 et -0,026 mGal et des maxima de -0,036 mGal à

2 mètres et de -0,051 mGal à 43 mètres.

6.1.1.7 Levé 10

Le levé 10 fut positionné à l’ouest de l’aire de repos du site. Ce levé fait 60 mètres de longueur

et la prise de données s’est faite aux 2 mètres (Figure 90).


Des zones anomales ponctuelles de plus de -0,025 mGal sont présentes à 0, 20 et 44 mètres,

avec des anomalies équivalentes de -0,030 mGal pour chaque maximum.

104

6.1.2 Forages - Dry Creek

La campagne de forage du 13 au 15 mai 2014 a permis la réalisation de 10 forages. Peu

d’essais de laboratoire ont été effectués sur les carottes de forage disponibles, donc la

description des horizons de sol est essentiellement qualitative. Quelques essais

granulométriques ont été fait dans le but d’avoir des valeurs de masses volumiques

représentatives des strates principales de la zone afin de pouvoir les utiliser comme données

entrantes pour le calcul des corrections gravimétriques et des modèles empiriques. La section

6.1.3 donne le détail des différents matériaux typiques du site.

6.1.2.1 Forages DC-01 et DC-02

Le terrain a été sondé au sud de l’entrée de l’aire de repos, au-dessus d’une dépression linéaire

allant de la route au thermokarst (Figure 80). Deux trous de forage ont été faits dans cette

zone. Ces forages furent positionnés d’après les données gravimétriques obtenues des levés

3 et 11. Comme le levé 11 était inaccessible avec l’équipement de forage, le forage DC-01

fut effectué directement sur le levé 3 alors que le forage DC-02 fut effectué à environ 10

mètres en retrait au nord-est du levé 3.

Le forage DC-01 d’une longueur de 4,8 m. Un horizon organique de faible épaisseur de 20-

25 cm débute la séquence, suivi du matériau fluvioglaciaire typique du site, de 25 cm à 1 m.

L'horizon pergélisolé a été atteint à 1 m. De 1 m à environ 1,4 m, une mince strate composée

de silt sableux avec des lentilles de glace de 5 à 10 cm d’épaisseurs est présente. De 1,4 m à

3,6 m, il y a un silt très riche en glace avec des lentilles atteignant 20-30 cm d’épaisseur. Un

diamicton très riche en glace termine la séquence de 3,6 à 4,8 m.

Le forage DC-02 est d'une longueur de 4,5 m. L’horizon pergélisolé a été atteint à 0,8 m

après avoir traversé un horizon organique d'environ 0,20-0,25 m et le matériau fluvioglaciaire

typique de la zone. L'horizon pergélisolé est très riche en glace. De 0,8 à 2,5 m, l'avancé de

la foreuse fut fort difficile dû à la présence de nombreux blocs de roche qu'il a fallu pulvériser.

Le début de l’horizon fluvioglaciaire riche en glace s'est liquéfié donc le contact avec la strate

sous-jacente n’a pu qu’être estimé à environ 1,4 m. De 1,4 à 3,9 m, un horizon de glace

massive présentant des sédiments et stratifié horizontalement est retrouvé. De 3,9 à 4,5 m,

105

un diamicton très riche en glace est présent. La Figure 91 présente un aperçu qualitatif des

forages DC-01 et DC-02.

Figure 91: Description des forages DC-01 et DC-02 près du thermokarst, Dry Creek.

6.1.2.2 Forage DC-03

Le terrain a été foré en face du chemin d'accès de l'aire de repos, du côté est de la route. 2

trous de forages ont été faits dans cette zone à environ 40m l’un de l’autre (Figure 80) ; seul

DC-03AJ est présenté ici sous l’appellation DC-03.

Le forage DC-03 a été complété sur une longueur de 4 mètres. Il présente le matériau

fluvioglaciaire « typique » sur toute sa longueur. Le matériau n’est pas trié, mais semble

délavé de ses fractions fines à la surface. Ce forage semble se retrouver dans la zone de

remplissage suite au tassement important de 2008 (voir Figure 49). Il a été impossible de

trouver un contact certain avec le pergélisol, car ce forage s’est effectué à l’aide d’une foreuse

à jet d’air, la foreuse sonique ayant subi des dommages le jour précédent. Il est présumé que

106

le pergélisol se trouvait à environ 0,5 m sous la surface lors du forage et qu’il est très pauvre

en glace. La Figure 92 présente un aperçu qualitatif du forage.

Figure 92: Description du forage DC-03 du côté est de la route, en face de l’aire de repos, Dry Creek.

6.1.2.3 Forages DC-04 et DC-05

Le terrain fut foré dans le coin sud-est de la zone d’étude, au pied de la butte fluvioglaciaire

du terrain. Les 2 forages sont alignés le long du pied de la butte. De nombreux tassements

sont visibles sur, et dans le pied de pente et certains s’enfoncent de 2 à 3 mètres sous le niveau

du terrain environnant.

Le forage DC-04 est d’une longueur de 12,8 m. Il a été effectué près de la ligne du levé 7, à

environ 8 m de celui-ci en direction du levé 6 (sud); il était malheureusement impossible de

pouvoir s’approcher plus près du levé 7 avec l’équipement de forage. D’abord, un horizon

107

inorganique de 1 m composé du matériau fluvioglaciaire de la zone est retrouvé. De 1 à 1,5

m, le même horizon, beaucoup plus riche en sédiments fins (silt) est présent. À environ 1,5

m, de la glace massive est retrouvée, de couleur brunâtre, dont l’origine reste à déterminer.

Cet horizon continu jusqu’à 10,8 m. De 10,8 à 12,3 m, il y a un silt très fin avec traces de

gravier, très riche en glace. Il a été estimé par M. Coates que le dernier 0,5 m de silt de 12,3

à 12,8 m n’était pas gelé. Il n’a pu être statué avec certitude si la base du pergélisol fut atteinte

ou non. Il se pourrait que les opérations de forages aient en effet causé le dégel de la dernière

partie de l’échantillon. Ces estimations seront prises en compte lors du calcul de l’épaisseur

de glace équivalente de la couche de silt.

Le forage DC-05 est quant à lui d’une longueur de 9,5 m. Il est situé directement sur la ligne

de levé 6. Les mêmes horizons que le forage DC-04 sont présents soit le matériau

fluvioglaciaire de 0 à 1 m et le matériau fluvioglaciaire plus riche en silt de 1 à 1,5 m. Ce

dernier horizon semblait cependant plus riche en graviers et en blocs qu’au forage DC-04.

Le même type de glace massive qu’au forage DC-04 est ensuite présent jusqu’à 9,5 m. La

Figure 93 présente un aperçu qualitatif des forages DC-04 et DC-05.

108

Figure 93: Description des forages DC-04 et DC-05 dans la portion sud-est du terrain d’étude, Dry Creek.


Ce forage est situé à l'extrémité nord-ouest du thermokarst. Il a été ciblé à cet endroit, car il

est situé sur une ligne de levé géophysique de résistivité électrique effectué par l'équipe du

centre de recherche du Yukon (YRC) à Whitehorse, plus précisément par M. Fabrice Calmels

et son équipe.

Un horizon de sol organique de 0,3 m est en surface. Le pergélisol est directement atteint à

0,3 m. De 0,3 à 1 m, le sol est extrêmement pauvre en glace. Après 1 m, il était devenu

difficile d'affirmer si le sol était gelé ou non. De 0,3 à 4,2 m, le type de sol était le matériau

fluvioglaciaire typique de la zone.

109

6.1.2.5 Forages DC-07 et 08

Ces forages se situent à l'extrémité sud du levé gravimétrique 10. Le même type de sol

fluvioglaciaire sec et compact a été retrouvé. Le sol a été particulièrement difficile à forer à

cet endroit. De nombreux blocs nous ont contraints à aller tenter des forages ailleurs. Le

forage DC-7 atteint 1,6 m de profondeur alors que le DC-8 atteint seulement 0,5 m de

profondeur. Il est encore une fois difficile d'affirmer s’il y a présence de glace ou non. Les

deux forages ne sont espacés que d'environ 0,6 m; c’est pourquoi seul le forage DC-07 est

indiqué sur la carte.


Le forage DC-9 a été effectué à l'extrémité nord du levé gravimétrique 10. Il se situe dans un

sentier qui commence à l'ouest de l'aire de repos et qui se rend sur le bord de la falaise à

l'extrême ouest du terrain. Les 30 premiers cm sont composés de sol organique et ensuite, le

reste du forage se compose du matériau fluvioglaciaire. On retrouve encore ici un sol très sec

du même type que les forages DC-6 à 8 à la différence que de 3,5 m à 4 m, un horizon argilo-

silteux avec une teneur en eau plus grande a été traversé. Le forage atteint une profondeur de

4,75 m sans rencontrer de glace.


Le forage DC-10 a été effectué au sud-est du terrain d’étude, à l’extrémité ouest du levé

gravimétrique 6. Seul le matériau fluvioglaciaire riche en graviers et en blocs a été rencontré

de 0 à 4,5 m.

6.1.3 Description des matériaux de terrain

De nombreux forages géotechniques ont été effectués pour la division d’ingénierie

(Transportation Engineering Branch, TEB) du ministère des transports du Yukon (Highways

and Public Works, HPW) lors de différents travaux. La Figure 94 et la Figure 95 présentent

respectivement la localisation sur le terrain des forages, probablement fait lors des années 90,

et un aperçu qualitatif des 15 forages sous forme de croquis.

110

Figure 94: Localisation d'une sélection de forages géotechniques effectués pour le ministère des transports du

Yukon de 1992 à 1994. Les marqueurs bleus indiquent les forages avec présence de sol riche en glace.

Figure 95: Description qualitative de texture des sédiments et de la nature de la glace d'une sélection de forages

géotechniques du côté ouest de l'autoroute de l'Alaska (Oldenberg et al., 2015).

111

6.1.3.1 Matériau fluvioglaciaire

La strate de matériaux fluvioglaciaires est omniprésente sur l’ensemble du site. Quoique

passablement uniforme, ce matériau possède une certaine variabilité à mesure que l’on

s’enfonce dans le sol. Selon les analyses granulométriques de 2 échantillons, les 30 premiers

centimètres sont définis comme étant généralement un gravier silteux avec sable (GM), avec

un pourcentage variable de matière organique, parfois élevé. La strate de sol inférieure est

soit un gravier uniforme, bien ou mal étalé, avec silt, sable et blocs (GW-GP), soit un sable

graveleux avec silt (SW-SM). Ces strates énoncées précédemment ne possèdent

généralement pas ou peu de glace de porosité (teneur en eau faible ou nulle). La Figure 96

présente une photo du matériau fluvioglaciaire du côté est de la route lors des travaux de

réalignement de la route en 1994.

Figure 96: Matériau fluvioglaciaire typique du côté est de la route sur le site d'étude de Dry Creek, YT (gracieuseté

de M. Bill Stanley, Highways and Public Works, 1994).

Selon les analyses granulométriques effectuées sur le matériau fluvioglaciaire, l’échantillon

1 est un gravier mal étalé, avec du silt inorganique (GP-GM) et l’échantillon 2 est un sable

bien étalé (SW). La Figure 97 et la Figure 98 présentent les courbes granulométriques

respectives de chaque échantillon. Il est à noter qu’une analyse sédimentométrique (ASTM

D-422) a été effectuée sur l’échantillon 1 afin de s’assurer que le matériau fin était silteux.

Bien que représentative des matériaux de la zone, la photo à la Figure 96 présente une

quantité considérable de blocs et cailloux; les échantillons testés n’ont pas été dans une

proportion conforme en terme de quantité pour qualifier adéquatement ce type de sol

112

concernant la fraction de bloc dans le sédiment. La quantité de sol qu’il était possible de

rapporter était trop petite pour se conformer aux exigences de la norme C-136. En effet, il est

stipulé dans cette norme qu’une masse de 300 kg devrait être échantillonnée pour un sol

contenant des blocs de 125 mm.

Figure 97: Courbe granulométrique du matériel grossier et fin de l'échantillon fluvioglaciaire 1, Dry Creek.

Figure 98: Courbe granulométrique du matériel supérieur à

6.1.3.2 Matériau silteux

Quelques forages plus profonds atteignent un horizon de silt graveleux avec sable (ML) ou

un silt sableux (SM), les deux très riches en glace. Ce matériau fut retrouvé seulement au

113

fond du forage DC-04, mais se retrouve également dans les forages 284-24, 284-27, 284-29

et 245-37 effectués par le ministère des transports du Yukon (Figure 94). La Figure 99

présente une courbe granulométrique complète effectuée sur un échantillon de silt récolté au

fond du forage DC-04. L’échantillon de silt est un silt inorganique ML, avec présence de

sable (27,7%) et de gravier (10,4%). L’échantillon a montré une teneur en glace de 51%.

Figure 99: Courbe granulométrique complète de l’échantillon de silt provenant du fond du forage DC-04.

La Figure 100 présente une photo d’une carotte du forage DC-04 de ce sol silteux.

Figure 100: Silt avec sable et gravier typique de la zone de Dry Creek.

6.1.3.3 Diamicton

Le fond des forages DC-01 et DC-02 est caractérisé par la présence d’un diamicton très riche

en glace. Aucune étude granulométrique n’a été effectuée sur ces échantillons. Les photos de

la Figure 101 présentent ce sol.

114

Figure 101: Photos de carottes du diamicton provenant du forage DC-01, Dry Creek.

Ces photos et les autres carottes des forages DC-01 et DC-02 portent à croire que nous

sommes en présence d’un sable graveleux ou d’un gravier sableux, les deux avec présence

limitée de silt et avec une bonne proportion de glace en excès.

6.1.3.4 Glace

Une importante quantité de glace fut trouvée aux forages DC-04 et DC-05. Cette glace a un

aspect brunâtre, car des sédiments fins y sont emprisonnés. Les analyses sur la teneur en

glace des échantillons de glace massives des forages DC-04 et 05 montrent une teneur en

glace massique de l’ordre de 1000 à 30 000% donc, ils contiennent presqu’exclusivement de

la glace, malgré l’apparence brunâtre de celle-ci. Les sédiments sont stratifiés

horizontalement. La Figure 102 présente une série d’échantillons de glace du forage DC-04.

115

Figure 102: Glace du forage DC-04. À gauche, photo d’une carotte de 5,15 à 5,35 mètres de profondeur sous

lumière naturelle et rétroéclairée afin d’apprécier le contenu en glace. À droite, échantillons de glace massive

provenant de profondeurs variées, de 2 à 4 mètres.

6.2 Résultats – Beaver Creek

5 levés furent effectués au site expérimental de Beaver Creek. La Figure 103 est de nouveau

présentée pour faciliter la consultation du positionnement des levés et des forages du site.

Dans ce chapitre, les anomalies résiduelles des levés sont présentées graphiquement,

conjointement avec leur courbe topographique associée.

116

Figure 103: Localisation des levés gravimétriques (lignes rouges, flèches et numéro du levé) et des forages (points

bleus cerclés de rouge) du site d'étude de Beaver Creek.

6.2.1 Levés gravimétriques

Les levés 1 à 4 furent réalisés en septembre 2015 dans le cadre d’un projet de détection de

coins de glace financé par Transport Canada et piloté par l’équipe du Geocryolab de

l’Université de Montréal. Ces levés permirent de mettre à l’épreuve la technique de détection

par gravimétrie effectuée en 2013 et 2014. Le levé 5 a été réalisé en 2013.

6.2.1.1 Levés 1 à 4 : positionnements et prises de données

Les informations concernant les forages préalablement effectués en 2008 positionnent des

coins de glace enfouis au croisement entre les levés 1-2 et 2-3, d’où le positionnement des

levés 1 à 3. La position imprécise des données GPS et le manque de repères sur le terrain

apporte un degré d’incertitude quant à la position réelle des forages dans la zone.

117

Une campagne de forage pour le projet ADAPT (Arctic Development and Adaptation to

Permafrost in Transition) fut menée en juillet 2013. L’équipe du Geocryolab et moi-même

avons foré dans un de coins de glace, ce qui a permis d’établir ultérieurement le

positionnement du levé 4.

Les prises de données ponctuelles ont été faites généralement au 2 mètres pour tous les levés.

L’espacement entre les points de mesure a été réduit à 1 mètre et même à 50 centimètres lors

du passage au-dessus des forages susceptibles de contenir de la glace massive (coins de glace

syngénétiques pléistocènes et holocènes).

6.2.1.2 Levé 1

Le levé 1 longe parallèlement du côté ouest, à environ 25 mètres de distance, la route de

l’Alaska en terrain naturel. Ce levé fait 70 mètres de longueur et croise le levé 3 à 15 mètres,

et le levé 2 à 53,5 mètres. La Figure 104 présente l’anomalie gravimétrique résiduelle le long

du levé 1.

Figure 104: Anomalie résiduelle (mGal) et élévation du profil (m), levé gravimétrique 1, site de Beaver Creek, YT.

Plusieurs anomalies gravimétriques négatives sont présentes le long de ce levé. Deux

anomalies ponctuelles de -0,046 et -0,063 mGal sont présentes à respectivement 7 et 12

mètres. Une large zone anomale est présente entre les métrages 22 et 36 avec une anomalie

gravimétrique moyenne de -0,059 mGal (en excluant l’anomalie ponctuelle positive trouvée

au métrage 28) avec des maxima distincts de -0,082 mGal à 24 mètres et de -0,100 mGal à

118

32 mètres. Une anomalie ponctuelle -0,042 mGal est révélée à 54 mètres. Une zone anomale

de plus faible amplitude est remarquée entre les métrages 60 et 70 avec une anomalie

moyenne de -0,050 mGal.

6.2.1.3 Levé 2

Le levé 2 croise perpendiculairement le levé 1 dans la portion nord de celui-ci. Il débute dans

le remblai routier à environ 2 mètres du côté ouest de la route, et se termine en terrain naturel,

38 mètres plus loin. Le levé 2 passe du remblai au sol naturel au métrage 18 et croise le levé

1 au métrage 26,5. La Figure 105 présente l’anomalie gravimétrique résiduelle le long du

levé 2.


Il est d’abord possible de constater une zone anomale de 0 à 9 mètres, donc directement dans

le remblai, d’une anomalie moyenne de -0,06 mGal et d’un maximum de -0,090 mGal à 7

mètres. L’autre zone anomale d’intérêt se situe entre 23 et 25 mètres, avec une anomalie

moyenne de -0,06 mGal.

6.2.1.4 Levé 3

Le levé 2 croise perpendiculairement le levé 1 dans la portion sud de celui-ci. Il débute dans

le remblai routier à environ 2 mètres du côté ouest de la route, et se termine 35 mètres plus

loin, en pleine muskeg. Le levé 3 passe du remblai au sol naturel à environ 15 mètres et croise

119

le levé 1 au métrage 24. La Figure 106 présente l’anomalie gravimétrique résiduelle le long

du levé 3.


Une zone anomale est présente dans le remblai routier de 2 à 6 mètres, avec une anomalie

moyenne de -0,089 mGal. La zone 14 à 22 mètres possède une anomalie moyenne de -0,50

mGal, excluant un maximum trouvé à 18 mètres de -0,155 mGal. La fin du levé semble avoir

une tendance à la baisse des valeurs anomales trouvées avec un maximum de -0,070 mGal à

35 mètres.

6.2.1.5 Levé 4

Le levé 4 se trouve à environ 125 mètres de l’autoroute de l’Alaska en pleine zone de muskeg.

Il est possible de constater sur la figure de localisation des levés de Beaver Creek (Figure

103), que le levé est situé en partie dans ce qui semble être un chenal de drainage naturel du

terrain. Le levé fait 30 mètres de longueur et est présenté à la Figure 107.

120


Ce levé présente plusieurs anomalies gravimétriques ponctuelles d’intérêt. Les anomalies

sont présentes aux métrages 3, 5,5, 7, 9, 18, 24,5 et 27 avec des anomalies gravimétriques

maximales respectives de -0,150, -0,072, -0,043, -0,274, -0,102, -0,059 et -0,109 mGal.

6.2.1.6 Levé 5

Le levé 5 est situé parallèlement à l’autoroute de l’Alaska et a été effectué sur le matériau de

remblai au pied de celui-ci, à environ 5 mètres du sol naturel à l’ouest. Ce levé fut produit en

2013 et il était alors impossible de sonder directement dans la muskeg faute de l’équipement

nécessaire afin de stabiliser le gravimètre. Ce levé fut positionné à cet endroit aléatoirement;

aucune trace de dégradation ou d’information provenant de forages ne fut consultée. La

Figure 108 présente l’anomalie résiduelle le long du levé 5.

121


Ce levé présente plusieurs anomalies gravimétriques ponctuelles de très faibles magnitudes.

Les anomalies sont présentes aux métrages 0 à 6, 11, 14, 17, 21 à 24, 39 à 42 et 51 avec des

anomalies gravimétriques maximales oscillant entre 0,03 et 0,015 mGal. De faibles

anomalies comme ceci devraient être interprétées avec précaution car la précision de

l’appareil en condition de terrain atteint facilement 0,005 mGal.

6.2.2 Forages – Beaver Creek

Aucun forage n’a été effectué lors des campagnes de 2013 et de 2014 sur le site expérimental

de Beaver Creek. Cependant, le sommaire des forages consultés pour l’étude est présenté ici,

car ce sont des résultats qui seront ultérieurement utilisés lors de l’analyse et de la

modélisation

6.2.2.1 Forages effectués sur le terrain : 2007-2008

Près de 40 forages ont été effectués avant et pendant la construction du site expérimental

international de Beaver Creek. Selon ces forages, la présence de sols riches en glace et de

coins de glaces est omniprésente. 6 forages sont présentés dans cette section. Ces résultats

sont tirés du mémoire de maitrise d’Eva Stephani et de discussions personnelles avec cette

dernière (voir Stephani (2013)). Il est à noter qu’afin d’alléger le texte, les horizons de sol

ont été simplifiés et regroupés dans la description des forages. Les forages YG2-1, YG2-2,

122

YG3-2, YG7-2 et YG8-2 furent effectués après la construction du site (2008) tandis que le

forage YG-2176 fut effectué avant (2007) la construction de celui-ci.

YG-2176

Le forage YG-2176 est d’une profondeur de 5,70 m et est situé à 25-30 mètres du pied du

remblai, en zone naturelle. Aucune récupération n’a été faite de 0 à 2,94 m, mais il est

soupçonné que 1m de tourbe silteuse commence la séquence, et qu’un coin de glace serait

présent à partir d’une profondeur de 1 m. La récupération des échantillons a commencé à

2,94 m où un coin de glace est présent jusqu’à la fin du forage soit à 5,3 m. Le coin de glace

ne fut pas traversé complètement.

YG2-1

Le forage YG2-1 est d’une profondeur de 14,80 m et situé en terrain naturel, à la limite du

pied du remblai. De la tourbe est présente de 0 à 0,4 m. Un horizon de tourbe et de silt riche

en glace est ensuite retrouvé de 0,4 à 2,8 m. Un coin de glace est partiellement traversé sur

0,1 m par la suite. De 2,9 à 3,32 m, un horizon silteux avec une teneur en matière organique

variable et riche en glace est présent. De 3,32 à 5,48 m, il y a une strate de tourbe silteuse

et/ou de silt tourbeux riche en glace. Un coin de glace est partiellement traversé de 5,48 à

10,7 m. Le forage se termine avec un horizon de tourbe silteuse et/ou de silt tourbeux riche

en glace de 10,7 à 14,8 m.

YG2-2

Le forage YG2-2 est d’une profondeur de 15,96 m et est situé dans la pente de talus du

remblai. On retrouve le matériel granulaire de la fondation de la route de 0 à 4,1 m. Un

horizon silteux/ tourbeux riche en glace est présent de 4,1 à 6,7 m. De 6,7 à 7,85 m, un coin

de glace a été partiellement traversé. Le forage se termine avec un horizon de silt tourbeux

de moyennement riche à riche en glace de 7,85 à 15,95 m.

YG3-2

123

Le forage YG3-2 est d’une longueur de 15,80 m et est situé dans la pente de talus du remblai.

Le matériel granulaire utilisé pour la fondation de la route est retrouvé de 0 à 3,80 m. Une

alternance de tourbe silteuse et de silt tourbeux est ensuite présente de 3,8 à 7,62 m. Un coin

de glace est partiellement traversé de 7,62 à 13,42 m. Une tourbe silteuse/silt tourbeux

termine la séquence jusqu’à 15,8 m.

La Figure 109 présente une vue en coupe interprétée par Eva Stephani, 2013. Cette figure

présente le positionnement probable des coins de glace et des unités de sol de la zone.

Figure 109: Modèle cryostratigraphique en coupe de la section YG3. Dans les forages, le noir défini la glace, le gris

le sédiment et le blanc les carottes non récupérées lors du forage (Stephani, 2013). Il est à noter que les deux

premiers forages à partir de la gauche sont les forages YG-2176 et YG3-2 respectivement, utilisé pour

l’interprétation du levé 3 à Beaver Creek (Stephani, 2008).

YG7-2

Le forage YG7-2 est d’une profondeur de 14,0 m et est situé dans la pente de talus du remblai.

Le matériel granulaire utilisé pour la fondation de la route est retrouvé de 0 à 4,0 m. Aucun

massif de glace n’est retrouvé dans ce forage. Un horizon de tourbe silteuse est soupçonné

d’être présent de 4 à 7,45 m. Des horizons de silt de moyennement riches à riches en glace

entrecoupés de strates de tourbe silteuse riches en glace sont présents tout au long du forage

jusqu’à 14,0 m.

124

YG8-2

Le forage YG7-2 est d’une profondeur de 15,9 m et est situé dans la pente de talus du remblai.

Le matériel granulaire utilisé pour la fondation de la route est retrouvé de 0 à 4,5 m. Un

horizon de tourbe silteuse est soupçonné d’être présent de 4 à 7,6 m. Du silt tourbeux est

présent de 7,6 à 9,9 m. Un coin de glace est partiellement traversé de 9,9 à 10,7 m. Un horizon

de tourbe silteuse est ensuite présent de 10,7 à 11,6 m. Un coin de glace est encore

partiellement traversé de 11,6 à 11,75 m. Une séquence de tourbe silteuse et de silt tourbeux

se retrouve finalement de 11,75 à 15,9 m.

6.2.2.2 Forages effectués sur le terrain : 2013

Des forages ont été effectués conjointement par l’Université Laval et l’Université de

Montréal dans le cadre du projet Arctic Development and Adaptation to Permafrost in

Transition (ADAPT). Ces forages peu profonds accomplis à l’aide d’une foreuse portative

de petite taille ont permis de déceler des coins de glace à environ 100 mètres de la route. La

Figure 110 et la Figure 111 présentent un aperçu de la compilation des données de forage.

125

Figure 110: Forage ADAPT 1.1a; Profondeur (m), Stratigraphie, Image, CT, Profil de georadar et description de

sol (Source: Geocryolab).

ADAPT 1.1a

Le forage ADAPT 1.1a est d’une longueur de 2,35 m et se situe en terrain naturel. Un horizon

de silt tourbeux est présent de 0 à 1,15 m et passe de très riche à riche en glace. Un coin de

glace est présent de 1,15 m jusqu’à la fin du forage; N’ayant été que partiellement foré,

l’épaisseur totale du coin de glace est inconnue.

126

Figure 111: Forage ADAPT 1.1b; Profondeur (m), Stratigraphie, Image, CT, Profil de georadar et description de

sol.

ADAPT 1.1b

Le forage ADAPT 1.1b est d’une longueur de 1,28 m et se situe en terrain naturel. Un horizon

de silt tourbeux est présent de 0 à 1,15 m et est riche en glace. Un coin de glace est présent

127

de 1,10 m jusqu’à la fin du forage à 1,28 m. N’ayant été que partiellement foré, l’épaisseur

totale du coin de glace est inconnue.

6.3 Résultats – Groenland

4 levés ont été effectués sur deux terrains distincts au Groenland soit sur un champ de

polygones à coins de glace ainsi que sur la calotte glaciaire (inlandsis) du Groenland. Les

levés sont présentés graphiquement avec leur courbe topographique de terrain respective.

6.3.1 Zone du champ de polygones

La Figure 112 est de nouveau présentée afin de faciliter la consultation du positionnement

des levés sur le site d’étude.

Figure 112: Localisation des levés 1 et 2 de la zone d'étude du champ de polygones près de Kangerlussuaq,

Groenland. Le point KAN2008-01 représente la position d’un forage préalablement réalisé par M. Ingeman-

Nielsen et son équipe de l’Université technique du Danemark (DTU), en 2008.

6.3.1.1 Levé 1

Le levé 1 de la zone d’étude traverse presqu’entièrement le champ de polygone sur sa largeur.

Il croise le forage KAN2008-01 foré en 2008 par l’équipe de recherche de M. Ingeman-

Nielsen. Le levé est d’une longueur de 37 mètres (métré de 22 à 59 mètres) avec une prise de

128

données au mètre et des prises additionnelles au 50 centimètres lors des passages par-dessus

une microtopographie indiquant la position probable d’un coin de glace (i.e. des sillons). La

Figure 113 présente l’anomalie résiduelle le long du levé 1.

Figure 113: Anomalie résiduelle le long du levé 1, zone d'étude du champ de polygones (coins de glace).

Il est possible de constater une zone anomale importante de 32,5 à 38 m avec une anomalie

gravimétrique moyenne de -0,123 mGal. Il a également été remarqué que certaines anomalies

concordent sensiblement bien avec la topographie de terrain aux métrages 40, 47, 53 et 55,

avec des anomalies gravimétriques négatives ponctuelles dans l’ordre de -0,1 à -0,2 mGal.

6.3.1.2 Levé 2

Le levé 2 croise presque perpendiculairement le levé 1 dans sa portion sud, environ au

métrage 33 du levé 1. Il est de 28 mètres de longueur et les prises de données furent effectuées

au mètre sauf lors des passages par-dessus une microtopographie indiquant la présence

probable de coins de glace, où ils furent effectués au 50 centimètres. La Figure 114 présente

les résultats du levé 2.

129

Figure 114: Anomalie résiduelle le long du levé 2, zone d'étude du champ de polygones (coins de glace)

Une seule zone anomale d’intérêt est présente malgré la topographie indiquant la présence

de coins de glace à d’autres endroits. L’anomalie moyenne entre 9 et 13 m est d’environ -

0,075 mGal avec un maximum ponctuel de -0,200 mGal à 13,5 m.

6.3.2.3 Forage (2008), résistivité électrique (ERT) et géo-radar (GPR)

Des résultats provenant de travaux réalisés dans le cadre d’études antérieures sont brièvement

présentés ici, car ils seront utilisés partiellement lors de l’analyse de la zone. Il n’y a

malheureusement aucun forage de référence pour corréler linéairement des épaisseurs de

glace dans le sous-sol de la zone. Un seul forage de 2 m de profondeur au centre d’un

polygone fut foré en 2008. Ce forage est situé au métrage 37 du levé 1. Un seul horizon de

tourbe très riche en glace est visible par le forage. Un échantillon prélevé et analysé au DTU

montre une masse volumique apparente de 1,09 g/cm3 (1090 kg/m3).

Des levés ERT et GPR dans la zone ont positionné le plafond du pergélisol à 0,3 m dans le

sol durant l’été. Les levés GPR suggèrent la présence de réflecteurs verticaux associés à des

coins de glace. Il ne sembla pas y avoir de coins de glace nécessairement sur l’ensemble du

système. Certains réflecteurs d’environ 5 m de profondeur furent trouvés sans qu’ils soient

associés spécifiquement à des coins de glace.

130

6.3.2 Zone de la marge glaciaire

2 levés ont été réalisés dans la zone d’étude de la marge glaciaire de l’inlandsis du Groenland,

complètement au bout de la route de Kangerlussuaq. Ces levés ont été réalisés dans une

optique différente de tous les autres levés de ce document, car la glace était visible et

l’épaisseur de celle-ci facilement estimable. Ces levés sont donc non-linéaires et la prise de

données ne suit pas un espacement régulier. La Figure 115 est présentée de nouveau afin de

pouvoir apprécier la localisation des levés sur le terrain. Il est à noter qu’il était prévu

d’effectuer d’autres levés sur ce site mais que malheureusement, suite à l’inondation de la

seule route d’accès causée par le bris d’un barrage de glace sur la calotte glaciaire, il fut

impossible de rejoindre le site d’essai pour terminer l’ensemble des levés prévus.

Figure 115: Localisation des levés 1 et 2 dans la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du Groenland.

6.3.2.1 Levé 1

Le levé 1 débute sur le socle rocheux et longe, du sommet vers la base, une moraine à cœur

de glace recouverte d’un mince manteau de granulat de 1 à 2 m d’épaisseur. Le levé fait 755

mètres de long avec une prise de données irrégulière répartie ainsi: quelques points ont été

pris sur le socle rocheux aux 10 mètres en début de levé et les autres points furent pris du

131

sommet jusqu’à la base de la moraine à cœur de glace, environ aux 20 à 30 mètres. La Figure

116 présente les résultats d’anomalies gravimétriques le long de ce levé.

Figure 116: Anomalie gravimétrique du levé 1 de la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du Groenland.

Il est possible de remarquer qu’une anomalie d’un peu plus de 9 mGal est présente entre le

socle rocheux et le sommet de la moraine de glace. Il est possible d’établir un gradient de

0,304 mGal par mètre du sommet de la moraine (métrage 597) au bas de celle-ci (métrage

755).

6.3.2.2 Levé 2

Le levé 2 débute directement sur la calotte glacière de l’inlandsis et se dirige vers le socle

rocheux en passant par la zone de moraines de glace et de décrépitude. Le levé 2 est de 540

mètres de long et les prises de données sont irrégulières le long de son parcours. La Figure

117 présente les résultats obtenus lors du sondage gravimétrique. Il est à noter également que

le métrage de la Figure 117 s’arrête à 100. Cette modification fut faite afin d’apprécier les

valeurs du début du levé. En effet, le dernier point est réellement positionné à 540 mètres.

132

Figure 117: Anomalie gravimétrique du levé 2 de la zone d'étude de la marge glacière de l'inlandsis du Groenland.

Il est possible de remarquer qu’une anomalie gravimétrique d’environ -9,725 mGal est

présente entre le socle rocheux et le la calotte glacière. Le gradient sur le glacier, qui donne

une variation anomale de -0,579 mGal par mètre de glace entre le métrage 0 et 35, et de -

0,539 mGal par mètre de glace entre le métrage 10 et 35.

133

CHAPITRE 7

ANALYSE ET MODÉLISATION

Trois terrains furent visités durant ce projet; l’analyse des résultats sera présentée selon le

type de glace retrouvé sur ceux-ci. 3 types de formations sont donc étudiées soit :

7.1 les glaces massives du site de Dry Creek,

7.2 les coins de glaces des sites du Groenland et de Beaver Creek,

7.3 l’inlandsis (calotte glaciaire) du Groenland.

Les épaisseurs de glace des deux premières sections (7.1 et 7.2), sont d’abord corrélées

linéairement avec le signal d’anomalie résiduelle trouvé sur le site. Un signal connu est

attribué à une épaisseur de glace sous-jacente connue ce qui permet d’estimer les épaisseurs

de glace adjacentes en se basant sur la courbe de tendance linéaire. Donc, l’épaisseur nulle

(0) est attribuée au 0 résiduel tandis qu’une épaisseur connue est attribuée au signal

d’anomalie gravimétrique résiduelle correspondant à une distance X. Il en résulte une

équation de droite simple de type Y=mX où :

Y = épaisseur de glace à la distance x (m),

m = pente de la droite linéaire,

X = distance le long du levé (m).

Les épaisseurs de glace estimées par corrélation linéaire sont ensuite placées dans le modèle

de colonnes allongées verticalement (voir 3.10.2 Modélisation 2D: Coins de glace et glaces

massives) . Des colonnes de 1 m de largeur sont utilisées. En général, deux modèles sont

présentés: un premier modèle est créé directement à partir des épaisseurs de glace corrélées

linéairement (modèle brut) et un second, est créé en cherchant à reproduire la courbe

d’anomalies résiduelles de terrain (modèle ajusté). Des commentaires entre la différence des

épaisseurs de la corrélation linéaire et celles du modèle sont ensuite discutés.

134

Pour la section 7.3, aucune corrélation linéaire n’est présentée et le modèle de dalles semi-

infinies est directement utilisé pour la modélisation des résultats (voir 3.10.3 Modèle 2D:

Inlandsis du Groenland).

7.1 Analyse et modélisation – glace massive de Dry Creek

La zone de Dry Creek fut intensivement sondée afin de trouver des corps de glaces massive.

Deux zones sont d’un intérêt particulier: la zone sud-est regroupant les levés 6 et 7 avec les

forages DC-04 et DC-05 ainsi que la zone du thermokarst au sud de l’aire de repos regroupant

les levés 1&2, 3 et 11 associés aux forages DC-01 et DC-02.

7.1.1 Dry creek, zone sud-est, levés 6 et 7

Le fait intéressant, permettant une analyse des résultats pertinente de cette zone, est d’avoir

complètement traversé le massif de glace en effectuant le forage DC-04. Il est donc possible

de présenter une première interprétation de l’épaisseur de glace le long des levés 6 et 7 par

corrélation linéaire directe. L’épaisseur de glace utilisée fut établie à 10,1 mètres soit 9,3

mètres de glace massive et 0,8 mètres équivalent de glace pour le dernier 1,5 mètre de silt

riche en glace sous-jacent (à 53% de teneur en glace). Le sommet du massif de glace fut fixé

à 1,5 mètres de profondeur dans le sol tel que retrouvé dans les forages DC-04 et 05. Les

interprétations linéaires de l’épaisseur de glace pour les levés 6 et 7 sont présentées dans la

Figure 118 et la Figure 119.

135

Figure 118: Interprétation de l’épaisseur de glace du levé 6 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs

l’anomalie trouvée au forage DC-04.

Figure 119: Interprétation de l’épaisseur de glace du levé 7 par corrélation linéaire de l’épaisseur de glace vs

l’anomalie trouvée au forage DC-04.

L’interprétation linéaire permet de fournir un aperçu relativement rapide de la quantité de

glace se trouvant dans le sous-sol du terrain. Les données semblent bien corréler l’épaisseur

de glace vis-à-vis le forage DC-04 du levé 7, mais semble sous-estimer la quantité de glace

présente vis-à-vis le forage DC-05 du levé 6. En effet, le modèle stipule que la glace aurait

été traversée, ce qui n’a pas été le cas.

Comme mentionné précédemment, le modèle de colonnes allongées verticalement fut

d’abord utilisé en y transférant strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la

corrélation linéaire. Le sommet du massif de glace est placé à 1,5 m sous la surface du sol et

un de -1000 kg/m3 est défini entre la glace et le matériau fluvioglaciaire. La Figure 120

présente la modélisation du levé 6.

136

Figure 120: Modèle de colonnes allongées verticalement présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de

glace de la corrélation linéaire du levé 6, sans aucune équivalence avec la courbe anomale du levé.

Il est possible de constater que le simple transfert de l’épaisseur de glace équivalente

n’accommode pas la courbe gravimétrique d’anomalie résiduelle de terrain présentée dans

les résultats. Le signal résiduel de terrain est d’un peu plus de 3 fois plus élevé que celui

modélisé en transposant les épaisseurs trouvées par corrélation linéaire. La Figure 121

présente le modèle ajusté de colonnes allongées verticalement en accord avec la courbe

d’anomalie gravimétrique résiduelle du levé 6.

137

Figure 121: Anomalie gravimétrique ajustée de colonnes allongées verticalement le long du levé 6, dans la partie

sud-est de la zone; = -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace et de = +500 kg/m3 pour les

colonnes brunes représentant un sol localement plus dense.

Afin de reproduire une courbe d’anomalie résiduelle modélisée similaire à celle du terrain, il

a fallu faire affleurer les colonnes de glace quasiment en surface et multiplier la longueur des

colonnes de glace par 1,33. Un de -1000 kg/m3 a été maintenu pour le différentiel de

masse volumique entre la glace et le matériau fluvioglaciaire. L’utilisation de portions de sol

localement plus denses ( de +500 kg/ m3) ont été nécessaire pour accommoder la courbe

résiduelle de terrain.

Il est possible de comparer la concordance des courbes anomales tirées du modèle de

colonnes allongées verticalement de la Figure 121 avec celle de l’anomalie résiduelle de

terrain. La Figure 122 présente la comparaison entre les deux courbes anomales.

138

Figure 122: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle ajusté de

colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levé 6,

Zone sud-est, Dry Creek.

La comparaison entre les deux courbes permet de constater une concordance valable entre

les données d’anomalies résiduelles et les données anomales tirées du modèle ajusté. Il est

possible de voir une surestimation mineure des anomalies négatives de 30 à 38 mètres d’une

part, et une sous-estimation importante des anomalies positives de 50 à 74 mètres.

Néanmoins, l’ordre de grandeur des colonnes de glace que produisent ces anomalies

concorde bien avec l’épaisseur de glace retrouvée au forage DC-04. Cependant, le

positionnement des colonnes de glace (affleurant en surface) ne concorde pas avec ce qui fut

retrouvé sur le terrain. De plus, le différentiel de masse volumique entre la glace et les

portions de sol localement plus denses est trop élevé. Des hypothèses sont présentées sur

cette problématique suivant les modélisations du levé 7.

L’épaisseur de glace modélisée au levé 7 a également été placée dans le modèle de colonnes

allongées verticalement en utilisant seulement les épaisseurs de glace provenant de la

corrélation linéaire. La profondeur du sommet de chaque colonne est établie à -1,5 m et le

est établi à -1000 kg/m3. La Figure 123 présente les résultats gravimétriques obtenus par

modélisation brut des épaisseurs de glace strictement tirées de l’interprétation par corrélation

linéaire.

139

Figure 123: Modèle de colonnes allongées verticalement présentant strictement les profondeurs et les épaisseurs de

glace de la corrélation linéaire du levé 7, sans aucune équivalence avec la courbe anomale du levé.

Comme ce fut le cas pour le levé 6, le modèle de colonnes allongées verticalement avec le

transfert direct des épaisseurs de glace provenant de la corrélation linéaire du levé 7 donne

des valeurs anomales qui ne concordent pas avec celles retrouvées sur le terrain. En effet, les

anomalies résiduelles négatives de terrain sont 4 fois plus que celles modélisées. Une

modélisation ajustée aux anomalies retrouvées sur le terrain fut donc réalisée. La Figure 124

présente la modélisation de colonnes allongées verticalement ajustée.

140

Figure 124: Anomalie gravimétrique ajustée de colonnes allongées verticalement le long du levé 7, dans la partie

sud-est de la zone; = -1250 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace et de = +500 kg/m3 pour les

colonnes brunes représentant un sol localement plus dense.

La modélisation par colonnes allongées verticalement fut produite avec un de -1250

kg/m3 de +500 kg/m3 et une correction

d’épaisseur de glace variable selon la position sur le levé.

Il est possible d’évaluer la concordance des courbes anomales provenant du modèle ajusté de

colonnes allongées verticalement et de l’anomalie résiduelle du terrain. La Figure 125

présente la comparaison entre les deux courbes anomales.

141



Zone sud-est, Dry Creek.

La courbe anomale modélisée et celle provenant des données de terrain semblent

relativement bien concorder, particulièrement pour les anomalies négatives. Il est nécessaire

de statuer que les valeurs utilisées pour arriver à corréler les deux courbes sont irréalistes

pour les levés 6 et 7. Différentes hypothèses sont ici présentées.

D’après l’analyse des modélisations et l’observation attentive des données de terrain des

levés 6 et 7, il semblerait que l’hypothèse la plus probable pouvant expliquer le manque de

concordance entre les valeurs anomales produites par les épaisseurs de glace retrouvées sur

le terrain et celles calculées par les modélisations par colonnes allongées verticalement est

l’absence de corrections de terrain dans un rayon de 2 mètres autour du gravimètre. En effet,

les corrections par graphique de Hammer ne prévoient aucune correction pour les terrains

accidentés proximaux, soit de fortes pentes ou masses de sol à l’intérieur du cercle de 2

mètres de rayon. Ceci pourrait être la cause d’une sous-estimation importante des valeurs

gravimétriques, particulièrement dans une pente de gradient important. Une correction de

terrain dite proximale apporterait alors une correction positive aux données gravimétriques

pour pallier aux sous-estimations du signal que provoquent de forts gradients de pente autour

de l’appareil. Le résultat d’une telle correction aurait l’effet de diminuer la magnitude des

anomalies négatives trouvée pour ces levés donc, de lisser la courbe vers l’ordonnée à

l’origine, ce qui permettrait une meilleure concordance entre les valeurs anomales obtenues

par le modèle brut (avec seulement la transposition des colonnes de glace), et les valeurs

anomales de terrain. Des travaux additionnels seraient nécessaires afin d’étudier en

profondeur les contributions gravimétriques des éléments proximaux. Des analyses de

142

contribution du signal gravimétrique par éléments finis seraient probablement une piste

d’analyse future intéressante.

En somme, il a donc été possible de démontrer que la zone sud-est contient une grande

quantité de glace encore présente. Cette zone constitue le fer de lance de cette recherche, car

de grands massifs de glace étaient suspectés depuis longtemps à cet endroit sans que personne

n’ait pu détecter ceux-ci par une méthode géophysique. Le matériau fluvioglaciaire très dense

permet de fournir un bon contraste de masse volumique essentiel à la détection par

gravimétrie.

Il est à noter que même si les modélisations ajustées semblent à première vue valables (Figure

122 et Figure 125), le fait de devoir faire affleurer le massif de glace quasiment en surface et

d’utilis ne correspond pas à la réalité du terrain. Quoique pratique pour

se donner une idée des épaisseurs de glace présente dans le sous-sol, les analyses des levés

de terrain ne correspondent pas à ceux modélisés et des corrections supplémentaires devraient

être apportées.

7.1.2 Dry Creek, zone du thermokarst, levés 1&2, 3 et 11

Les données brutes recueillies lors des levés furent traitées avec un de 1000 kg/m3 tiré de

l’estimation de 2000 kg/m3 pour le terrain fluvioglaciaire et de 1000 kg/m3 pour la glace

massive. Cette zone est complexe car il présente des éléments de glace massive ainsi que des

sols riches en glace, ce qui rend l’interprétation difficile. Quoiqu’il en soit, le calcul d’une

épaisseur de glace équivalente permet d’illustrer visuellement une quantité de glace à laquelle

il faut faire face lors du design d’une infrastructure linéaire. Les modélisations de colonnes

allongées verticalement brut et ajustées sont directement présentées suite à l’estimation de

l’épaisseur de la glace par corrélation linéaire. Les levé 3, 11 et 1&2 seront analysés puis

discutés respectivement dans cet ordre.

7.1.2.1 Levé 3, Dry Creek

Il est possible de corréler les épaisseurs de glace retrouvées au levé 3 en se servant du forage

DC-01, directement situé au métrage 35,5. Le forage DC-01 traverse 3 horizons très riches

143

en glace soit environ 0,4 m d’un silt avec glaces lenticulaires, 2,4 m de silt et 1,2 m de

diamicton. En imposant une teneur en glace volumétrique moyenne de 75% telle qu’estimée

des observations sur le terrain, il est possible d’estimer une épaisseur de glace équivalente

d’environ 3m au forage DC-01. Les épaisseurs de glace le long du levé sont interprétées

linéairement avec l’épaisseur de glace du métrage 35,5 (de 3 m) par rapport à l’anomalie

trouvée à ce point. La profondeur du plafond de la glace est établie à 1 m. Cependant, les

anomalies trouvées au début de ce levé doivent être estimées pour des glaces se trouvant sous

le remblai routier donc, à une profondeur plus grande. Le modèle de colonnes allongées

verticalement fut utilisé afin d’exprimer un facteur de correction sur l’épaisseur de la glace

trouvée en fonction de la profondeur tel que démontré à la Figure 126. Ainsi, pour obtenir

une anomalie équivalente à 3 m de profondeur au lieu d’à 1 m, l’épaisseur du massif de glace

doit être 1,32 fois plus épais. L’épaisseur de la glace calculée par la corrélation linéaire sera

donc multipliée par un facteur de 1,32 afin de corriger les résultats avec la profondeur.

Figure 126: Calcul du facteur de correction imposé afin de corréler les données interprétées à 1m de profondeur

vers une profondeur de 3m. Le massif de glace enfoui à 3m donne une réponse de signal maximum semblable avec

une épaisseur multipliée par un facteur de 1,32.

144

La Figure 127 présente l’interprétation linéaire des épaisseurs de glace sous le levé 3 par

rapport à l’interprétation linéaire venant du forage DC-01.

Figure 127: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 3 par corrélation linéaire de l’épaisseur de

glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01.

Le modèle du levé 3 ajusté à la courbe anomale de terrain est présenté à la Figure 128. La

profondeur du sommet de chaque colonne est établie à -3 m pour les métrages de 0 à 15 et de

-1 m pour les métrages de 15 à 53. Le est établi à 1000 kg/m3.

145

Figure 128: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long du levé 3, près du thermokarst;

= 1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace et de = 1000 kg/m3 pour les colonnes brunes

représentant la probable présence de pierres ou bloc en surface.

Il a fallu faire affleurer quelques colonnes de glace et ajouter des zones anomales positives

afin de faire concorder le mieux possible la courbe d’anomalie résiduelle du levé 3 à celle du

modèle. Il est possible d’expliquer le besoin de corriger la longueur des colonnes de glaces

de +33% par le fait que l’épaisseur totale de la strate de diamicton sous-jacente riche en glace

est inconnue. Le sol localement plus dense se présente principalement dans la première partie

du levé, ce qui correspond au matériau de remblai. Les portions de sol plus denses présentes

de 24 à 34 m pourraient correspondre à la présence d’une concentration élevée de blocs dans

le sol, tel qu’observé sur le terrain. Il est possible de constater un massif de glace sous

l’épaulement du remblai de 3 à 13 m. La modélisation montre l’existence de massifs de glace

orientés est-ouest, parallèlement au sillon allant de la route jusqu’au thermokarst entre les

métrages 20 et 50. La comparaison des courbes d’anomalies résiduelles et d’anomalies

provenant du modèle ajusté de colonnes allongées verticalement sont présentées à la Figure

129.

146



zone du thermokarst, Dry Creek.

La comparaison des 2 courbes montre une correspondance très appréciable. Il a été possible

de faire concorder la courbe d’anomalie tirée du modèle à celle provenant des données de

terrain et ce, avec respect des profondeurs d’enfouissement estimées pour la majorité des

massifs de glace. Le modèle du levé 3 semble donner des estimations valables d’épaisseurs

de glace dans le sol.

7.1.2.2 Levé 11, Dry Creek

Le levé 11 est traité de la même manière que le levé 3 donc, avec les données de forage DC-

01 pour la corrélation linéaire de l’épaisseur de glace, mais sans ajustement de profondeur

du sommet des colonnes car celui-ci est fixé à 1 m pour tout le levé. La Figure 130 présente

l’interprétation linéaire des épaisseurs de glace sous le levé 11 par rapport à l’interprétation

linéaire venant du forage DC-01.

147


glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01.

La modélisation ajustée du levé 11 a été effectuée en fixant la profondeur des massifs de

glace majoritairement à 0,5 m sauf pour les 5 premiers mètres où la profondeur a été établie

entre 0,25 et 0,65 m. Le est fixé à -1000 kg/m3 pour la glace et de +500 kg/m3 pour des

zones de terrain localement plus denses afin d’accommoder la forme de la courbe

gravimétrique résiduelle. En effet, les pentes aux forts gradients (dents de scie) suggèrent que

les corps anomaux plus denses se trouvent près de la surface. La Figure 131 présente la

modélisation du levé 11.

148

Figure 131: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long du levé 11, près du thermokarst;

= -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace et de = +500 kg/m3 pour les colonnes brunes

représentant un sol plus dense.

La modélisation ajustée concorde bien avec la courbe anomale du levé 11 présentée dans les

résultats. Il est possible de constater plusieurs massifs de glace qui pourraient correspondre

soit à des coins de glace ou à un corps massif s’étant dégradé suite à l’écoulement d’eau vers

le thermokarst, i.e. par thermo-érosion. Les portions de sol plus denses pourraient alors

correspondre aux zones compressées de part et d’autre d’un coin de glace ou bien de remblai

naturel riche en blocs venant combler les zones dégradés d’un massif plus important. Les

courbes d’anomalies résiduelles et d’anomalies provenant du modèle de colonnes allongées

verticalement sont présentées à la Figure 132.

149



zone du thermokarst, Dry Creek.

La concordance entre les courbes anomales est clairement bonne. Il a été possible de

retrouver la courbe d’anomalie résiduelle de terrain par le modèle de colonnes allongées

verticalement en conservant des profondeurs d’enfouissement réaliste des massifs de glace.

Le modèle utilise par contre de grandes proportions de sol plus dense difficile à valider.

7.1.2.3 Levés 1&2, Dry Creek

Une modélisation des levés 1&2 a été effectuée le long du remblai routier qui se trouve très

près de la première partie du levé 3 (métrage 0 à 15) et du début du levé 11 (métrage 0 à 5).

Le utilisé est de -1000 kg/m3 et la profondeur d’enfouissement du sommet du massif est

de 3m soit, sous le remblai routier. La correction de l’épaisseur de glace par rapport aux

données du forage DC-01 sera d’un facteur de 1,32 pour la correction en profondeur. La

Figure 133 présente l’interprétation linéaire des épaisseurs de glace sous les levés 1&2 par

rapport à la corrélation linéaire des données du forage DC-01.

150

Figure 133: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente des levés 1&2 par corrélation linéaire de l’épaisseur

de glace vs l’anomalie trouvée au forage DC-01.

Les épaisseurs de glace ont ensuite été placées dans le modèle de colonnes allongées

verticalement ajusté à la courbe d’anomalies résiduelles de terrain pour donner la Figure 134

suivante.

Figure 134: Anomalie gravimétriques de colonnes allongées verticalement le long des levés 1&2, parallèle à la route

et situé au sommet du remblai routier; = -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace et de =

+500 kg/m3 pour les colonnes brunes représentant un sol plus dense.

Le modèle a dû être ajusté par l’ajout de corps anomaux positifs afin de faire concorder les

pentes de l’anomalie alentour des métrages 30 et 60.

151

Il est possible de remarquer qu’une quantité non négligeable de glace semble être présente

sous le remblai routier, perpendiculairement à la route et qui rejoint le thermokarst plus au

sud-ouest. Cette analyse concorde avec celle du levé 3 et du levé 11. Le métrage 3 à 13 du

levé 3 correspond en effet à la continuité ouest de la partie du massif de glace des levés 1&2

des métrages respectifs 30 à 40. L’épaisseur de glace des 5 premiers mètres du levé 11 serait

la continuité des métrages 30 à 35 des levés 1&2. Cette portion de la route traversée par un

corps de glace sous-jacent, le chemin d’accès à l’aire de repos et le développement du

thermokarst au sud de l’aire sont probablement tributaire d’un même massif de glace. Les

courbes d’anomalies résiduelles et d’anomalies provenant du modèle ajusté de colonnes

allongées verticalement sont présentées à la Figure 135.


colonnes allongées verticalement, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses, levés

1&2, zone du thermokarst, Dry Creek.

Une fois de plus, la concordance entre les deux courbes anomales est très bonne. La

profondeur d’enfouissement estimée du massif de glace est respectée. Le modèle semble

proposer un scénario réaliste de la quantité de glace pouvant se trouver sous le remblai

routier.

7.1.3 Conclusion Dry Creek

L’analyse des levés gravimétriques sur le site expérimental de Dry Creek permet de cibler

adéquatement les massifs de glace enfouis et pourrait éventuellement permettre la production

d’une carte à petite échelle pouvant être très utile aux divers intervenants du milieu. La

152

quantité de glace modélisée permettrait d’adopter des méthodes de design adaptées lors de

futurs travaux afin de garantir la sécurité des usagers.

Les valeurs anomales tirées des modèles ajustés donnent des concordances acceptables par

rapport aux données d’anomalies résiduelles de terrain pour les levés 6 et 7. Cependant, de

nombreux ajustement sur la profondeur d’enfouissement des masses de glace et des portions

de sol localement plus dense sont nécessaire afin d’obtenir une bonne concordance. Pour une

évaluation de la dimension des massifs de glace jugée valable, il faut toujours prévoir au

moins un forage par type de terrain. Il a été démontré qu’une correction devrait être établie

afin de corriger les données de terrain en zones très accidentées qui semblent présenter des

valeurs anomales (anormalement) élevées.

La modélisation des massifs de glace de la zone du thermokarst donne des résultats qui

concordent avec ce qui est rencontré sur le terrain. Il a été possible de détecter le même massif

de glace sous la route par les trois levés. Les modèles permettent donc d’avoir une vision

réaliste du sous-sol de la zone et ainsi contribuer au processus décisionnel lors de futures

interventions sur le terrain.

7.2 Analyses et modélisation- Coins de glace Beaver Creek et Groenland

7.2.1 Analyses et modélisation - Beaver Creek

La zone de Beaver comprend 5 levés: l’un effectué en 2013 et les 4 autres effectués lors d’un

projet financé par Transport Canada au cours d’une phase d’essai de détection des coins de

glace, en 2015. Aucun forage n’a été effectué lors de ces campagnes. C’est en se basant sur

des forages fait en 2007-8 et 2013 que le positionnement des levés a été établi.

Beaver Creek, levés 1 à 3

Les levés 1 à 3 seront traités dans une même section, car ils font partie d’un même réseau de

levés, s’entrecroisant à deux endroits. Les données des forages YG2-1, YG2-2, YG3-2 et

YG2176 servirent à modéliser les coins de glaces présents dans cette zone.

153

7.2.1.1 Levé 1, Beaver Creek

Les données gravimétriques furent corrélées linéairement avec des épaisseurs de glace

connues le long du levé 1 provenant du forage YG2-1. Étant en terrain naturel, un de -

600 kg/m3 fut utilisé pour produire la courbe des anomalies résiduelles. La profondeur des

coins de glace fut fixée à 1m tel qu’établi lors des forages Adapt 1.1a et 1.1b. La Figure 136

présente les épaisseurs de glace du levé 1.


glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG2-1.

L’interprétation par corrélation linéaire des données gravimétriques laisse croire à la présence

de nombreux coins de glace tout au long du levé. Les coins de glace semblent présents entre

les métrages 0-8, 12-16, 20-28, 28-42, 51-58 et 60-70. Cette interprétation concorde avec

l’hypothèse de l’omniprésence de coins de glace sur ce territoire. Les épaisseurs de glace

corrélées linéairement ont été placées dans le modèle de colonnes allongées verticalement.

Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour l’ensemble du levé. La modélisation est présentée à la

Figure 137.

154

Figure 137: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 1 présentant strictement les profondeurs et les

épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant du forage YG2-1.

Les anomalies maximales de la courbe d’anomalies résiduelles sont bien représentées avec

le modèle brut. Les anomalies maximales de ce modèle ont une amplitude d’environ 1,1 à

1,3 fois plus grande que celles provenant de la courbe d’anomalies résiduelles. Une

modélisation plus précise a dû être faite afin de maximiser la concordance avec la courbe

anomale résiduelle de terrain. La Figure 138 présente la modélisation ajustée de colonnes

allongées verticalement.

155

Figure 138: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 1, Beaver Creek;

= -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace, et de = +500 kg/m3 pour les colonnes brunes

représentant un sol localement plus dense.

Un de -1000 kg/m3 et de +500 kg/m3 fut utilisé pour caractériser respectivement les

différences de masses volumiques de la glace et d’un sol localement plus dense par rapport

à la masse volumique moyenne de la zone. Le sommet des masses de glace fut fixé à 1 m. La

Figure 139 présente la comparaison de la courbe anomale obtenue du modèle ajusté par

rapport à la courbe gravimétrique d’anomalies résiduelles.

156

Figure 139: Comparaison entre les valeurs gravimétriques résiduelles de terrain et celles tirées du modèle de

colonnes allongées verticalement ajusté, comportant des coins de glace et des zones de sol localement plus denses,

levé 1, Beaver Creek.

La concordance entre les 2 courbes est évidente. La quantité de glace modélisée s’avère en

concordance avec les résultats gravimétriques résiduels du levé 1. Il est donc possible

d’affirmer que le modèle semble bien estimer les quantités de glace présentes dans le sous-

sol de la zone. Cependant, l’utilisation de portions de sol plus dense en terrain naturel reste

difficile à expliquer. L’augmentation de la masse volumique du sol dans les zones

compressées par les coins de glace pourrait en partie expliquer la densification du sol à

certains endroits. De plus, de grosses pierres étaient parfois présentes en surface et certaines

mesures ont été directement prises au-dessus de celles-ci, particulièrement entre les métrages

42 à 62. Les deux phénomènes combinés expliqueraient donc la présence de différentiel de

masses volumiques plus important.


Les épaisseurs de glace du levé 3 furent corrélées linéairement avec les épaisseurs de glace

retrouvées dans les forages YG2-1 et YG2-2. Un de -1000 kg/m3 est utilisé pour les points

au-dessus du remblai (métrage 0-10), de -800 kg/m3 pour les métrages intermédiaires entre

le remblai et le sol naturel de 11 à 19m et de -600 kg/m3 pour les métrages en sol naturels de

20 à 38 m. Il a fallu calculer un facteur de correction d’épaisseur de glace en fonction de la

profondeur à l’aide du modèle de colonnes allongées verticalement. Un facteur multiplicatif

de 1,72 fut trouvé pour corréler la réponse du signal gravimétrique de terrain afin d’obtenir

le même signal pour des colonnes de glaces enfouies à une profondeur de 4 m dans le sol. Le

157

sommet des massifs est de -4 m dans la portion du remblai et de -1m en terrain naturel. La

Figure 140 présente les épaisseurs de glace par corrélation linéaire du levé 2 de Beaver Creek.


glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG2-1 et YG2-2.

L’interprétation linéaire suggère qu’un coin de glace se trouve sous le remblai routier, et que

le levé l’a suivi de façon quasi parallèle. Des coins de glace semblent également présents aux

métrages 14-18, 22-25, 25,5-26,5 et 28,5-38. Certaines zones présentent aux métrages 14-

18, 21,5-23 et 28,5-32, contiendraient de faibles épaisseurs de glace. En terrain hétérogène

riche en glace, il se pourrait que ces anomalies soient causées par la variation de la teneur en

glace dans le sol sous-jacent. Les épaisseurs de glace corrélées linéairement ont été placées

directement dans le modèle de colonnes allongées verticalement. Un de -1000 kg/m3 fut

utilisé pour l’ensemble du levé. Les résultats du modèle brut sont présentés à la Figure 141.

158


épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG2-1 et YG2-

2.

Le modèle brut calculé donne des valeurs d’anomalies maximales concordantes aux métrages

5 et 10, mais elles sont plus élevées d’un facteur de 2 à 4 pour le reste du levé. Malgré le fait

que les anomalies de la fin du levé soient plus grandes, il est tout de même possible d’avoir

une estimation de la quantité de glace que peut contenir la zone par la modélisation brute.

Une seconde modélisation fut réalisée afin d’essayer de faire concorder la courbe anomale

résiduelle de terrain avec plus de précision. La Figure 142 montre la modélisation ajustée de

colonnes allongées verticalement tentant de s’approcher le plus possible des valeurs

résiduelles du levé 2.

159




Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour la glace et un de +500 kg/m3 fut utilisé pour

caractériser un sol localement plus dense. Des pierres de tailles importantes (jusqu’à 1m de

rayon) étaient présentes en surface sur certaines portions de terrain naturel du levé 3. Des

points de mesures gravimétriques ont même été pris directement sur de grosses pierres aux

métrages 25, 28 et 32, ce qui explique en partie la nécessité d’introduire un sol plus dense

dans le modèle. Le sommet des massifs de glace est à -4 m sous le remblai et -1m en terrain

naturel sauf au point 24 où il est à -0,25 m. La Figure 143 fut produite afin de comparer les

courbes anomales du modèle et du terrain.

160




La comparaison entre les courbes permet d’apprécier la bonne concordance du modèle par

rapport à la courbe d’anomalies gravimétriques résiduelles. La modélisation par colonnes

allongées verticalement semble donc montrer un aperçu valable des coins de glace se trouvant

dans le sous-sol cette zone.


Les épaisseurs de glace du levé 3 furent corrélées linéairement avec les épaisseurs de glace

retrouvées dans les forages YG3-2 et YG-2176. Un de -1000 kg/m3 est utilisé pour les

points au-dessus du remblai (métrage 0-8), de -800 kg/m3 pour les métrages intermédiaires

entre le remblai et le sol naturel de 10 à 24 m et de -600 kg/m3 pour les métrages en sol

naturels de 25 à 35 m. Étant donné que la glace se retrouvant sous le remblai est à environ 4

m plus en profondeur que celle retrouvée en milieu naturel, un facteur de correction de 1,72

fut calculé à l’aide du modèle d’une colonne allongée verticalement. Ainsi, les épaisseurs de

glace corrélées linéairement seront multipliées par 1,72 pour la glace se trouvant sous le

remblai routier. Le sommet des glaces en zone naturelle est établie à -1 m. La Figure 144

présente les épaisseurs de glace par corrélation linéaire du levé 3 de Beaver Creek.

161


glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG3-2 et YG-2176.

Il est possible de constater que le coin de glace sous le remblai comporte un important volume

de glace, ce qui concorde avec l’estimation de glace sous le remblai au levé 2. Il y aurait donc

possibilité que ce soit le même coin de glace longeant parallèlement la route, sous le remblai.

Un autre coin de glace est présent au métrage 18 du levé. La localisation des massifs de glace

concorde très bien avec les informations provenant des forages YG3-2 et YG-2176. La Figure

145 présente les anomalies provenant du modèle de colonnes allongées verticalement en y

insérant directement l’épaisseur de la glace corrélée linéairement.

162


épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG3-2 et YG-

2176.

Le modèle brut calculé donne des valeurs d’anomalies maximales concordantes avec les

anomalies résiduelles de terrain aux métrages 5 et 18. Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour

l’ensemble du levé. Cette estimation rapide permet donc de constater que les épaisseurs de

glace évaluées strictement par corrélation linéaire permettent de quantifier de façon valable

les massifs de glace dans le sol sous-jacent. Une seconde modélisation fut faite afin de faire

mieux concorder la courbe anomale résiduelle avec celle modélisée. La Figure 146 présente

la modélisation ajustée de colonnes allongées verticalement.

163




Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour caractériser la glace tandis qu’un de +500 kg/m3

fut utilisé pour caractériser un sol localement plus dense. Il est, une fois de plus, possible

d’expliquer la présence des zones localement plus denses par de grosses pierres retrouvées

sur le terrain ainsi que par des zones soupçonnées d’être compressées de part et d’autre des

coins de glace lors de la croissance de ceux-ci, causant une augmentation locale significative

de la masse volumique du sol et donc de l’anomalie résiduelle mesurée. La Figure 147 montre

la concordance significative entre la courbe anomale de terrain par rapport à celle tirée du

modèle.

164




Il est possible de voir que la concordance entre les 2 séries de données est bonne et que le

modèle semble valable quant à l’estimation des épaisseurs de glace le long du levé 3.


Le levé 4 est situé en terrain naturel à environ 100 mètres du remblai routier. Un de -600

kg/m3 fut utilisé pour traiter les données. Les forages ADAPT 1.1a et 1.1b furent consultés

pour établir les sommets des massifs de glace; ceux-ci furent établis à -1m. Comme aucun de

ces forages n’a traversé complètement un coin de glace, l’interprétation de l’épaisseur de la

glace sous-jacente s’est faite conjointement par les deux forages ADAPT ainsi que par le

forage YG-2176, lui aussi situé en terrain naturel. La Figure 148 présente la corrélation

linéaire des épaisseurs trouvées au levé 4 de Beaver Creek.


glace vs l’anomalie trouvée aux forages ADAPT 1.1a et 1.1b.

165

Il est possible de constater la présence d’une quantité importante de glace le long de ce levé.

D’importants massifs de 8 à 18 m d’épaisseur sont présents de 0 à 10 m. Des épaisseurs aussi

importantes pourraient être causés par des coins de glace syngénétiques. Des coins de glaces

de 4 à 6 m sont présents de 17 à 28m. Ces épaisseurs de glace furent transposées directement

dans le modèle de colonnes allongées verticalement. La Figure 149 présente la courbe

résultante obtenue.


épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages ADAPT 1.1a,

1.1b et indirectement des forages YG3-2 et YG-2176.

La courbe anomale issue du modèle brut reproduit grossièrement la courbe anomale

résiduelle. Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour l’ensemble du levé. La magnitude des

anomalies maximales des métrages 1 à 10 du modèle est de 1,5 à 2 fois moins élevées que

les anomalies résiduelles aux mêmes points. Les valeurs anomales maximales obtenues des

métrages 10 à 30 sont d’un ordre de grandeur qui semble acceptable par rapport à celles du

terrain. La modélisation ajustée est réalisée afin de faire concorder la forme de la courbe

résiduelle à celle du modèle. Elle est présentée à la Figure 150.

166

Figure 150: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement ajustée le long du levé 4, Beaver Creek;




caractériser un sol localement plus dense en surface. Le sommet des massifs de glace oscille

entre -0,25 et -1 m. Les coins de glaces ont donc été placés en surface dans le modèle afin de

concorder avec la forme de la courbe anomale résiduelle. La Figure 151 compare la courbe

anomale du modèle ajusté et celle résiduelle.

167



Beaver Creek.

La modélisation montre une bonne concordance entre la courbe d’anomalies résiduelles et

celles du modèle ajusté. Les variances observées aux métrages 5-8 et 23-28 sont dus au fait

que les colonnes modélisées sont de 1 m de largeur, alors que les lectures gravimétriques se

sont effectuées au 0,5 m; leurs corrélations exactes sont donc difficiles à obtenir. La

localisation des coins de glace et leurs épaisseurs respectives semblent être d’une estimation

acceptable mais un forage serait la seule façon de s’assurer de la validité du modèle.

L’utilisation de portions de sol localement plus denses en surface reste difficile à expliquer à

cet endroit.


Les forages YG7-2 et YG8-2 ne montrent aucune présence de glace. Ces deux forages sont

situés à environ 10 mètres à l’est du levé 5. La corrélation linéaire s’est donc effectuée avec

les données des forages YG-2 et YG-3 des levés 2 et 3. Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour

le traitement des données. La profondeur des coins de glace fut fixée à 2 m soit à 1 m dans

le sol naturel sous 1 m de remblai. Ce levé est entièrement réalisé au bas de la pente de talus

du remblai directement sur le matériau granulaire. La Figure 152 présente les épaisseurs de

glace corrélées linéairement.

168


glace vs l’anomalie trouvée aux forages YG-2176; les forages YG7-2 et YG8-2 à proximité ne montrant aucune

glace massive dans le sous-sol.

Les faibles anomalies négatives de ce levé se traduisent tout de même par la présence de

masses significatives à 2 m de profondeur. Plusieurs massifs épars d’une importance

significative semblent parsemer la zone, entre autre aux métrages 0-6, 10-18, 20-24, 38-42,

44-47 et 50-52. La Figure 153 présente le modèle brut de colonnes allongées verticalement.


épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace provenant des forages YG7-2et YG8-2

et indirectement du forage YG-2176.

169

Il est possible de constater qu’une faible concordance des données anomales est visible entre

celles de la modélisation brute et celles résiduelles de terrain. Un de -1000 kg/m3 fut

utilisé pour l’ensemble du levé. La magnitude des anomalies maximales modélisée est 2 fois

plus élevée que les valeurs anomales maximales résiduelles de terrain aux métrages

correspondants. La modélisation ajustée est réalisée afin de faire concorder la forme de la

courbe résiduelle à celle du modèle. Elle est présentée à la Figure 154.




Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour le différentiel de masse volumique de la glace et un

de +500 kg/m3 fut utilisé pour le différentiel de masse volumique d’un sol localement

plus dense. L’utilisation d’une strate de sol uniformément plus dense dans la strate supérieure

semble correspondre avec le matériel de remblai du pied de talus d’une épaisseur de 1 mètre.

La Figure 155 présente la comparaison de la courbe anomale obtenue du modèle ajusté par

rapport à la courbe gravimétrique d’anomalies résiduelles.

170



Beaver Creek.

Il est possible de constater que les deux courbes concordent bien. La localisation des massifs

de glace ainsi que leurs profondeurs d’enfouissements semblent valides d’après le modèle

ajusté.

7.2.2 Analyse et modélisation - Champ de polygones, Groenland

La zone du champ de polygone à 35 km à l’est de Kangerlussuaq, près de l’inlandsis du

Groenland, a également été étudiée pour la détection gravimétrique des coins de glace. Ce

terrain comprend 2 levés effectués quasi-perpendiculairement l’un par rapport à l’autre. Le

positionnement des levés s’est fait aléatoirement sur un site déjà étudié par le DTU, à

Copenhague. Il fut difficile de procéder à la corrélation linéaire d’épaisseurs de glace sur un

terrain où aucun forage ne statue une épaisseur de glace réelle. La corrélation linéaire

provenant de l’analyse du levé 1 de Beaver Creek sera alors utilisée comme point de départ.

Un modèle brut et un modèle ajusté sont ensuite présentés. Des commentaires entre la

différence des épaisseurs de la corrélation linéaire et celle des modèles sont ensuite discutés.

7.2.2.1 Levé 1, Champ de polygones, Groenland

Un de -1000 kg/m3 fut utilisé comme différentiel de masses volumiques entre la glace et

le sol environnant. Le plafond des glaces massives fut fixé à -0,3 m. La Figure 156 présente

l’épaisseur des glaces sous le levé par corrélation linéaire avec les données utilisées en terrain

naturel du levé 1 de Beaver Creek.

171

Figure 156: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 1, Groenland, par corrélation linéaire de

l’épaisseur de glace vs l’anomalie calculée provenant du levé 1 de Beaver Creek.

La corrélation linéaire provenant de l’analyse faite à Beaver Creek appliquée au levé 1 du

champ de polygones au Groenland donne des massifs de glace majeurs aux métrages 10 à

16, 17 à 20, 24,5 à 26 et 29 à 33,5. Les données d’épaisseurs de glace obtenues par corrélation

linéaire ont été placées dans le modèle de colonnes allongées verticalement. La Figure 157

présente le modèle.

Figure 157: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 1 du champ de polygones, Groenland, présentant

strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace

provenant des données du levé 1 de Beaver Creek.

172

Le modèle brut calculé donne des valeurs anomales maximales concordants avec les valeurs

d’anomalies résiduelles de terrain aux métrages 13 et 18, 25 et de 28 à 33. Un de -1000

kg/m3 fut utilisé pour l’ensemble du levé avec le sommet des massifs de glace établit à une

profondeur de -0,3 m. Le modèle ajusté de colonnes allongées verticalement est présenté à la

Figure 158 afin de correspondre aux anomalies résiduelles de terrain.

Figure 158: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 1, Champ de

polygones, Groenland; = -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace, et de = +500 kg/m3 pour

les colonnes brunes représentant un sol localement plus dense.


caractériser un sol localement plus dense en surface. Les sommets des massifs de glace durent

être placés entre -0,25 et 0 m afin d’accommoder la courbe d’anomalie résiduelle. La

modélisation semble montrer de nombreux coins de glace de 1 m de largeur encastrés dans

un sol densifié par la croissance de ceux-ci. La Figure 159 compare la courbe anomale du

modèle ajusté avec la courbe d’anomalies résiduelles afin de pouvoir discuter sur la

correspondance des signaux gravimétriques.

173



Champ de polygones, Groenland.

La correspondance entre les valeurs anomales modélisées et celles résiduelles est très bonne.

Il est néanmoins très improbable, voire impossible, de retrouver ces valeurs de différentiels

de masses volumique sur ce terrain. L’ajout de portions de terrains plus denses pour ce levé

ne traduit pas ce qui est observé et connu du site. Le modèle ne semble pas pouvoir

s’appliquer pour la détection de coins de glace dans ce contexte.

7.2.2.2 Levé 2, Champ de polygones, Groenland

Le levé 2 du champ de polygones fut également corrélé linéairement avec les épaisseurs de

glace du levé 1 de Beaver Creek. Un de -1000 kg/m3 fut utilisé comme différentiel de

masses volumiques entre la glace et le sol environnant et le sommet des massifs de glace fut

fixé à 0,3 m de profondeur. La Figure 160 présente l’épaisseur des glaces obtenues par cette

corrélation linéaire.

Figure 160: Interprétation de l’épaisseur de glace équivalente du levé 2, Groenland, par corrélation linéaire de

l’épaisseur de glace vs l’anomalie calculée pour le levé 1 de Beaver Creek.

174

L’interprétation des coins de glace présents sous le levé 2 du champ de polygones présente

des quantités substantielles de glace aux métrages 3 à 6, 8 à 13,5 et 14 à 16 m. Des lentilles

ou un sol localement plus riche en glace semble être présent de 18 à 22 m. Le modèle brut de

colonnes allongées verticalement est présenté à la Figure 161.

Figure 161: Modèle de colonnes allongées verticalement du levé 2 du champ de polygones, Groenland, présentant

strictement les profondeurs et les épaisseurs de glace de la corrélation linéaire obtenue des épaisseurs de glace

provenant des données du levé 1 de Beaver Creek.

Un de -1000 kg/m3 fut utilisé pour l’ensemble du levé avec le sommet des massifs de

glace fixé à une profondeur de 0,3 m. La courbe d’anomalies gravimétriques produite par le

modèle brut montre des valeurs maximales concordantes au métrage 12,5. Par contre, la

forme de la courbe dans son ensemble ne coïncide pas particulièrement avec la courbe

anomale résiduelle de terrain. Un modèle ajusté de colonnes allongées verticalement est

présenté à la Figure 162 afin de faire correspondre la courbe du modèle à celle des anomalies

résiduelles de terrain.

175

Figure 162: Anomalies gravimétriques de colonnes allongées verticalement, ajustée le long du levé 2, Champ de

polygones, Groenland; = -1000 kg/m3 pour les colonnes bleues représentant la glace, et de = +500 kg/m3 pour

les colonnes brunes représentant un sol localement plus dense.


caractériser un sol localement plus dense en surface. Les sommets des massifs de glace et des

portions plus denses de sol durent être placés entre -0,25 et 0 m afin d’accommoder la courbe

d’anomalie résiduelle. Une strate supérieure d’environ 2 m de sol plus dense est présente sur

pratiquement l’ensemble du levé. La modélisation montre une quantité de glace moins

importante qu’avec l’estimation par corrélation linéaire. La comparaison des courbes

anomales obtenues est présentée à la Figure 163.

176



Champ de polygones, Groenland.

Malgré la concordance évidente des courbes anomales, les différentiels de masses

volumiques utilisés pour le modèle et le positionnement de colonnes plus denses totalement

en surface ne reflètent aucunement ce qui est observé sur le terrain. Le modèle ne semble pas

pouvoir s’appliquer pour la détection de coins de glace dans ce contexte.

7.2.3 Conclusion coins de glace, Beaver Creek et Groenland

L’analyse des levés gravimétriques des coins de glace des zones de Beaver Creek permet de

cibler et de quantifier adéquatement les coins de glace enfouis. À Beaver Creek, les

estimations provenant des modèles semblent concorder avec ce qui se trouve dans le sous-

sol de la zone. En effet, le modèle simple de colonnes allongées verticalement permet de

retrouver des quantités et des épaisseurs de glace concordant avec celles trouvées lors des

forages de 2007 et 2008. Les modèles ajustés semblent donner des approximations également

valables, mais l’utilisation de portions de sol localement plus denses reste parfois difficile à

justifier.

Les estimations provenant des modèles de la zone des coins de glace du Groenland sont

difficiles à interpréter et malheureusement impossibles à valider. Le fait de devoir faire

apparaitre dans le modèle des portions de sols plus dense qui ne sont pas présents dans cette

zone, et en plus de savoir que des coins de glaces de cette ampleur sont impossible à trouver

dans ce contexte glaciaire, il est force de conclure que le modèle ici ne fonctionne pas. En

effet, si le terrain a été déglacé récemment, il ne peut pas avoir de coins de glace de 14-

177

15 m de longueur. Des coins de glace de cette magnitude se retrouvent seulement dans

un très vieux pléistocène, dans un contexte de forte sédimentation. La présence d’une

langue glaciaire dans la vallée sous le terrain, ou de portions de glacier enfouis, pourrait être

à l’origine des fortes anomalies mesurées par endroit.

7.3 Analyse et modélisation – Inlandsis du Groenland

Cette section présente l’interprétation et la modélisation des résultats gravimétriques obtenus

sur le terrain.

7.3.1 Inlandsis du Groenland

La zone de l’inlandsis du Groenland comprend 2 levés effectués à l’été 2014. Cette zone fut

sondée à des fins expérimentales afin de voir la réponse gravimétrique du signal aux abords

de la calotte glaciaire. Aucun forage n’a été effectué sur le terrain.

Il est à savoir que les très grandes anomalies maximales retrouvées sur les deux levés (de

près de -10 mGal) posèrent initialement un sérieux problème d’interprétation. C’est en

analysant la tendance régionale affectée par la calotte glacière à l’est et le socle rocheux, à

l’ouest, qu’il fut possible d’expliquer et d’interpréter les résultats. C’est donc en modélisant

la réponse gravimétrique produit par le passage du socle rocheux vers une dalle de glace

semi-infinie sur une distance de près de 1km qu’il a été possible d’accommoder les courbes

anomales de terrain au modèle, et ainsi obtenir des valeurs d’anomalies résiduelles qui

concordent avec ce qui est trouvé sur le terrain et dans la littérature.

Cette section présente donc les levés 1 et 2 de l’inlandsis du Groenland modélisé par rapport

à une dalle semi-infinie -1600 kg/m3 et les résultats sont ensuite discutés.

7.3.1.1 Levé 1, inlandsis du Groenland

Le levé 1 a dû être analysé en deux parties, soit des métrages 0 à 597 (1a) et 621 à 755 (1b).

D’une part, le levé 1a a une direction générale ouest-est; il se dirige donc vers la calotte

glaciaire. D’une autre part, le levé 1b suis une direction générale sud-nord, quasi-

178

parallèlement avec la marge de la calotte mais se dirigeant vers un important lobe de la calotte

glaciaire positionné au nord de cette portion du levé (Figure 65).

Le positionnement des métrages sur l’axe des x a dû être accommodé à la courbe résiduelle

du modèle, en conservant le pas entre chaque point. Donc, les métrages du levé 1a ont été

transposés de la position 225 m à 597 m vers la position -350 m à 22 m respectivement. Ceux

de la partie 1b ont été transposés de la position 621 m à 755 m vers la position -88 m à 46 m

respectivement. Les données de la partie 1b ont également été inversées ce qui fait en sorte

que le métrage 621 correspond au métrage 0 et le métrage 755 au métrage -134

respectivement. Cette étape a été réalisée afin d’accommoder la courbe de tendance de la

dalle semi-infinie selon le positionnement de leurs direction générale par rapport au glacier.

Une dalle semi-infinie de 220 m d’épaisseur a dû être utilisée pour faire concorder la tendance

régionale de la zone. La Figure 164 montre les courbes anomales des levés 1a, 1b ainsi que

du modèle.

Figure 164: Anomalies de Bouguer du levé 1 séparé en levé 1a (en bleu) et 1b (en rouge) avec la courbe de la

tendance régionale d’une dalle de glace affleurant de 220 mètres d’épaisseur, Site d’étude de la marge de

l’inlandsis du Groenland.

Il est à rappeler que l’anomalie résiduelle est la valeur entre la courbe de tendance (ici en

noir) et la courbe d’anomalie de Bouguer (ici en bleu ou rouge).

D’abord, pour le levé 1a (en bleu), l’anomalie résiduelle des 3 points sur la moraine de glace

(métrages 565, 585 et 597 ajustés respectivement aux métrages -10, 10 et 22 sur la figure ci-

dessus) évoluent de -2,4 à -1,5 mGal. En se fiant aux données de Rampton et Walcott (1974),

les auteurs établirent une anomalie résiduelle de près de -2,5 mGal pour le pingo Ibyuk,

179

d’environ 45 mètres de hauteur, avec un cœur de glace de hauteur maximale entre 35 et 40

mètres. La hauteur de la moraine de glace au Groenland située au métrage 585 (métrage -10,

dans la Figure 164), est d’environ 30 mètres de hauteur. L’anomalie résiduelle attendue

devrait être dans les environs de -2 mGal; celle trouvée en respectant le modèle de la dalle

semi-infinie de 220 mètres d’épaisseur affleurant est de -2,38 mGal, ce qui dans le contexte

de la zone, semble acceptable comme estimation.

Ensuite, le levé 1b (en rouge) semble indiquer une anomalie résiduelle constante de -1 Gal

jusqu’à la toute fin du levé, ce qui ne reflète pas ce qui se trouve sur le terrain. Il est à se

rappeler que ce levé débute près du sommet d’une moraine à cœur de glace et se termine au

bas celle-ci. Les résultats anomaux résiduels du levé 1b devraient donc passer d’environ -1,5

à 0 mGal à mesure que l’épaisseur de glace s’amenuise. L’épaisseur de la glace sous le levé

1b est d’environ 20-25 mètres au métrage 621 (ajusté à 0), et de 0 mètre au métrage 755

(ajusté à -134).

Cependant, le fait que l’anomalie résiduelle reste constante sur cette portion du levé indique

que l’inlandsis situé à l’est n’influence pas les données gravimétriques. Un autre modèle a

dû être complété suite à cette observation; le levé 1b étant quasi-parallèle à la calotte glaciaire

à l’est, la nouvelle modélisation fut faite en fonction du lobe nord de la calotte glacière

présent sur le terrain. Cette fois-ci, une dalle semi-infinie plus mince, de 150 mètres

d’épaisseur, fut utilisée pour faire concorder le modèle. Les métrages furent transposés et

inversés de la même façon que pour le modèle précédent. Ainsi le métrage 621 correspond

au métrage 70 et le métrage 755 correspond au métrage -64. Les données de métrages 707 et

729, respectivement -16 et -38 dans la Figure 165, ont été recalculés à l’aide d’une moyenne

mobile afin que la courbe d’anomalie de Bouguer tende vers le 0 résiduel comme il devrait

être le cas; une erreur semble en effet s’être glissée quelque part pour le calcul des anomalies

à ces positions. La Figure 165 présente la courbe d’anomalie de Bouguer avec l’anomalie

causée par une dalle semi-infinie de 150 mètres d’épaisseur.

180

Figure 165: Reprise de l’anomalie de Bouguer du levé 1b avec la courbe de la tendance régionale d’une dalle de

glace affleurant de 150 mètres d’épaisseur, avec anomalies lissées aux métrages -8 et -34, site d’étude de la marge

de l’inlandsis du Groenland.

Cette nouvelle figure de la portion 1b du levé 1 correspond aux valeurs attendues causées par

l’amincissement de glace variant d’une épaisseur de 0 mètre au métrage -64 et d’environ 20-

25 mètres au métrage 52. Les valeurs d’anomalies résiduelles associées aux épaisseurs de

glace trouvées par la figure (-1,5 mGal pour 20 m de glace à 0 Gal pour 0 m de glace)

correspondent bien avec les données de Rampton et Walcott (1974). La nécessité de bâtir un

second modèle pour pouvoir retrouver des résultats concordant aux valeurs trouvées dans la

littérature montre bien le défi que nécessite la modélisation de données micro-gravimétriques

dans un environnement juxtaposé à la calotte glacière.

7.3.1.2 Levé 2, Inlandsis du Groenland

Le levé 2, à l’opposé du levé 1 précédemment analysé, ne fut pas scindé en deux afin de

procéder à son analyse. En effet, le levé 2 est orienté est-ouest, de la calotte glaciaire à l’est

jusqu’au socle rocheux, à l’ouest de la marge. Un seul point de référence sur le socle rocheux

fut effectué afin d’aider à établir le 0 anomal.

Les métrages du levé 2 ont dû être aussi transposés afin d’accorder la position du levé par

rapport à la modélisation d’une dalle de glace affleurant semi-infinie de 220 mètres

d’épaisseur. Ainsi, les métrages initiaux de 0 et 65 sont transposés respectivement de -40 à

35; le point de référence sur le socle rocheux situé initialement au métrage 540 est transposé

à 510. La Figure 166 présente la courbe modélisée de la dalle de glace semi-infinie ainsi que

le levé 2 en métrage transposé.

181

Figure 166: Anomalies de Bouguer du levé 2 avec la courbe de la tendance régionale d’une dalle de glace affleurant

de 220 mètres d’épaisseur, site d’étude de la marge de l’inlandsis du Groenland.

La Figure 167 suivante présente la même figure, mais agrandie aux métrages -40 à 40 afin

de pouvoir observer les données d’intérêt; le point situé au métrage 510 représente en effet

simplement le zéro anomal et fut donc seulement utilisé pour transposer la courbe de terrain

sur le modèle de dalle semi-infinie.

Figure 167: Zoom des métrages -40 à 40 montrant l’anomalie de Bouguer du levé 2 et courbe de la tendance

régionale d’une dalle de glace affleurant de 220 mètres d’épaisseur, site d’étude de la marge de l’inlandsis du

Groenland.

Les anomalies résiduelles sont difficilement comparables à ce qui est trouvé dans la littérature

sur le sujet. Aucun terrain similaire ne fut, à ma connaissance, effectué en prenant compte de

la magnitude de la tendance régionale qu’induit la présence de la calotte glaciaire. Les

anomalies résiduelles négatives résultantes pour les épaisseurs de glace estimées semblent

toutefois beaucoup trop importantes. La courbe modélisée devrait en effet se trouver plus

près de la courbe résiduelle de terrain. L’influence de la masse de l’inlandsis, de la moraine

de glace adjacente, de la possible présence de glace sous-jacentes ainsi que de la topographie

du socle rocheux en profondeur sont d’autant de facteurs que de difficultés à modéliser ce

site. Cependant, la forme globale de la courbe d’anomalie résiduelle est en accord avec ce

qui devrait être retrouvé en termes de forme de courbe anomale. En effet, l’anomalie

182

résiduelle négative croit des métrages ajustés de -40 à 5, car c’est dans cette zone que l’on

passe de la calotte glaciaire jusqu’à la marge de moraine à cœur de glace, à un point situé

près du socle rocheux. L’épaisseur de glace estimée passe de 5 à 0,5 m. Les métrages ajustés

suivant, de 5 à 33 m, représentent l’anomalie négative résiduelle qu’induit la présence du

début de la moraine de glace, ce qui était également attendu.

7.3.2 Conclusion analyse et modélisation de la zone de l’inlandsis du Groenland.

Les levés près de la marge glaciaire de l’inlandsis furent très difficiles à analyser. En effet,

l’angle d’approche pour l’analyse de ceux-ci comporta de nombreux essais et erreurs. Ce

n’est que plus tard dans le traitement des données que la modélisation par la dalle semi-infinie

fut essayée et il est force de constater que malgré des résultats gravimétriques anormalement

très bas pour le levé 2, la forme des courbes d’anomalies résiduelles accommodent la

variation relative du signal anomal de façon très satisfaisante.

183

CHAPITRE 8

DISCUSSION

8.1 Retour sur la méthode et critique

La technique de détection par gravimétrie semble s’avérer un outil de détection fiable,

capable de détecter des glaces massives de différentes formes et volumes, à des profondeurs

et des milieux variés.

8.1.1 Détection gravimétrique

Il est bon de rappeler que la détection par gravimétrie est fonction du différentiel de masses

volumiques entre le milieu encaissant et le corps anomal, la profondeur d’enfouissement du

corps anomal ainsi que le volume de celui-ci. En résumé:

Il semble que sur des terrains relativement hétérogènes, des anomalies gravimétriques

aussi petites que -0,02 mGal soient interprétables pour des corps enfouis

généralement entre 0 et 5 mètres de profondeur, comme ce fut le cas aux terrains de

Dry Creek dans la zone du thermokarst, à Beaver Creek ainsi qu’au champ de

polygones, au Groenland.

Pour les terrains aux masses volumiques et topographies fortement hétérogènes,

comme le terrain de Dry Creek, au Yukon, il est moins facile d’interpréter les petites

valeurs d’anomalies résiduelles directement en volume de glace massive. En effet,

ces anomalies peuvent être simplement dues à un différentiel de masse volumique

entre un corps de masse volumique élevée et le milieu encaissant. Le site de Dry

Creek ayant été exploité comme gravière, il pourrait être probable que des piles de

matériau de différentes masses volumiques parsèment l’endroit. Il semble en effet

que certaines anomalies négatives des levés soient dues à des distributions

184

hétérogènes des matériaux sur le site d’étude, tout spécialement du côté est de la

route.

Les massifs de glace enfouis se trouvant en zone très accidentée, comme ce fut le cas

au sud-est du site d’étude de Dry Creek, donnent des valeurs anomales négatives qui

sont beaucoup trop importantes. La prise de mesures sur des pentes de 30-35o, et

parfois plus, dans un milieu hétérogène semble entrainer une surestimation du signal

gravimétrique mesuré. Comme mentionné précédemment, la correction pour les

terrains accidentés fut effectuée dans cette recherche avec l’abaque de correction de

Hammer. Cette correction ne prend malheureusement pas en compte le terrain dans

un rayon de 2 mètres autour de l’appareil. Ces variations de terrain pourraient avoir

un sérieux impact sur la réponse du signal gravimétrique. Une étude plus poussée des

corrections proximales autour de l’appareil par exemple, par l’utilisation du calcul

par éléments finis, serait essentielle afin d’assurer une interprétation micro-

gravimétrique valable des terrains d’études très accidentés.

Les terrains en marge de l’inlandsis du Groenland semblent intéressants afin d’étudier

la réponse du signal aux abords de masses de glace aussi impressionnantes. Des pistes

d’interprétations acceptables furent présentées dans la section 7.3. Les anomalies

résiduelles trouvées au levé 1 semblent bien corréler avec les anomalies provoquées

par des massifs de glace de grosseur comparables aux épaisseurs analysés près et sur

la calotte glaciaire. Des études additionnelles de terrain devraient éventuellement être

conduites pour valider la réponse du signal.

Il existe en géophysique gravimétrique une notion appelée ambiguïté du signal. Cette

ambiguïté est définie par deux séries de formes anomales modélisées dans le sol

exprimant quasiment ou totalement la même courbe d’anomalies résiduelles (Figure

126). Ainsi un large corps de glace enfoui en profondeur et ceinturé par un milieu

proximal légèrement plus dense que le milieu encaissant pourrait donner la même

courbe anomale résiduelle qu’une masse plus petite à une profondeur

d’enfouissement moindre. La connaissance géomorphologique d’un terrain devient

donc très importante afin de savoir quels types de glaces massives sont attendus. Il

185

est donc essentiel, comme dans toutes les techniques de détections géophysiques, de

procéder à des forages afin de corréler les réponses du signal à un corps ou à une série

de corps de glace dans la zone si un degré de confiance élevé de l’interprétation des

résultats et des modèles sont nécessaires.

8.1.2 Modèles

Le modèle de sphères quoique brièvement présenté, peut être utile à des fins

d’évaluation de volume de glace massive, car c’est le seul modèle se référant à un

volume (3D).

Le modèle de colonnes allongées verticalement semble fournir de bonnes indications

sur le positionnement et sur l’extension des glaces dans le sol. L’hétérogénéité du

milieu encaissant semble être une source d’erreur d’interprétation à laquelle une

attention particulière doit être portée. La concordance avec la profondeur et la

géométrie des cibles sont à travailler ou à concorder à des forages de références.

8.2 Applicabilité

La méthode de détection par gravimétrie peut être employée dans plusieurs domaines tels

ceux du génie civil, du génie géologique, de la géomorphologie, de la glaciologie ainsi que

dans de nombreux domaines connexes. En effet, la détection de glace en milieu pergélisolé

intéresse de nombreux intervenants ayant à traiter avec la variabilité des terrains naturels.

L’applicabilité se rapportant plus particulièrement au domaine du génie civil en

infrastructures de transport comporte tout ce qui a un lien avec le design, la construction, la

maintenance et l’évolution des infrastructures de transport dans les zones de pergélisol chaud

dans un contexte de changement climatique. La connaissance de la localisation, du volume

et de l’étendue des massifs de glace sur un terrain devient donc capital afin d’avoir en sa

possession toutes les informations nécessaires afin de pouvoir choisir les bonnes

interventions d’ingénierie à appliquer.

186

8.3 Travaux futurs

Voici une liste non exhaustive de travaux futurs qui permettraient éventuellement donner des

pistes de continuation de la recherche pour les intéressées.

À des fins de caractérisation et de connaissance de terrain proximale de marges

glaciaire, la glace forée à Dry Creek devrait être analysée. Des analyses isotopiques

et chimiques devraient être effectuées sur les échantillons recueillis afin de pouvoir

déterminer ses propriétés et ses signaux de température, et ainsi l’associer à un âge

glaciaire.

Des profils de géoradar (GPR) furent effectués à Beaver Creek, exactement aux

mêmes endroits que les levés gravimétriques de cette étude. Deux levés de GPR

furent également effectués à Dry Creek. L’analyse des données radar et l’intégration

des deux méthodes (gravimétrique et géoradar) devrait éventuellement être faite afin

de pouvoir mesurer l’efficacité de la combinaison de ces deux méthodes. L’analyse

de l’évolution du signal gravimétrique d’un terrain dans le temps (levé 7, Dry Creek)

devrait également être complétée avec les données de GPR et gravimétriques de 2015.

Cette analyse pourrait être intéressante afin d’évaluer la dégradation du massif de

glace de la zone sud-est de Dry Creek.

L’équipe du centre de recherche du Yukon (YRC) a instrumenté certains forages

effectués en 2014 et d’autres effectués avant l’automne 2014 au site d’étude de Dry

Creek. Ces données de températures pourront être analysées afin de voir évoluer les

changements de températures en contexte de changement climatique dans un massif

de glace important.

La production de cartes d’anomalies de terrain par diverses techniques (krigeage,

éléments finis et autres analyses numériques et statistiques) pourrait être un

formidable outil de travail pour le design, la construction et le maintien

187

d’infrastructures de transport en zone de terrain pergélisolé. Plus spécifiquement, la

production d’une carte d’anomalie pour le site de Dry Creek permettrait de mieux

connaître la position de la glace à des fins d’ingénierie civile.

188

CHAPITRE 9

CONCLUSION

Trois objectifs étaient proposés pour cette recherche, soit :

1. Démontrer la possibilité d’utiliser un gravimètre de haute précision à des fins de

détection de glaces massives en milieu pergélisolé.

2. Évaluer la fiabilité et la qualité des résultats gravimétriques précédemment obtenus

par une campagne de forage de terrain (Dry Creek) ou par la consultation de forages

précédemment accomplis (Beaver Creek).

3. Mettre au point un modèle simple et rapide d’utilisation, à deux dimensions.

La possibilité d’utiliser un gravimètre afin de détecter des glaces massives fut clairement

démontrée. En effet, des anomalies micro-gravimétriques négatives furent détectées et celles-

ci peuvent être clairement attribuées à la présence de glace dans le sous-sol. Les levés de

Beaver Creek et les massifs de glace de la marge glacière de l’inlandsis du Groenland étaient

préalablement identifiés, et les résultats micro-gravimétriques ont confirmé la possibilité de

pouvoir les détecter ou bien, d’obtenir un signal concordant aux glaces observées.

Le deuxième objectif a été réalisé avec succès. En effet, la campagne de forage effectuée à

Dry Creek a confirmé la qualité et la fiabilité des résultats gravimétriques obtenus lors des

levés. Des levés montrant des anomalies négatives ont été vérifiés par forage et de la glace a

été trouvée. À l’inverse, certaines cibles ne montrant aucune anomalie gravimétrique ont

également été forées et aucune glace ne fut trouvée. Il a été également possible de confirmer

la présence des coins de glaces forés en 2007-2008, et apporter des informations

significatives additionnelles sur la présence et la localisation de coins de glace dans les zones

sondées.

189

Un modèle simple, rapide et facile d’utilisation a été mis au point afin de donner des

estimations de quantité de glace jugées satisfaisantes par rapport aux anomalies

gravimétriques détectées dans les levés. Le modèle de colonnes allongées verticalement

donne de très bonnes estimations des quantités de glace pour la détection des massifs de glace

de la zone du thermokarst de Dry Creek, des coins de glace des terrains de Beaver Creek et

du champ de polygones du Groenland. Le modèle semble pouvoir donner des estimations

acceptables pour les glaces massives de la zone sud-est de Dry Creek; des corrections

supplémentaires de terrains accidentés proximaux seraient cependant à appliquer.

Le modèle de dalle semi-infinie utilisé afin d’avoir un aperçu de la magnitude de la réponse

du signal gravimétrique aux abords de l’inlandsis du Groenland semble donner une très bonne

estimation de la tendance régionale de la zone. Il a donc été possible d’estimer la réponse du

signal gravimétrique résiduelle; la forme des courbes anomales résiduelles est conforme à ce

qui était attendu par rapport à la glace observée. La magnitude des valeurs anomales

résiduelles négatives semble valable pour le levé 1 mais est cependant jugée importante pour

le levé 2. De futures analyses devraient pouvoir affiner le modèle.

Les applications de la méthode de détection et les forages de Dry Creek ont permis de :

Localiser deux zones riches en glace soit une entre la route et le thermokarst, au sud

du chemin d’accès à l’aire de repos, et l’autre aux abords de la butte de matériaux

fluvioglaciaires, au sud-est de la zone.

Les quantités de glace identifiées lors de forage dans la zone du thermokarst sont des

massifs d’une épaisseur moyenne de 3 à 4 mètres. Cependant, le diamicton riche en

glace sous-jacent ne fut malheureusement pas traversé de part en part donc il n’est

possible d’estimer l’épaisseur de ce dépôt que par des modèles. Des anomalies

gravimétriques résiduelles de -0,05 à -0,15 mGal sont généralement trouvées pour les

massifs de glace retrouvés près du thermokarst.

Les quantités de glace identifiées au forage DC-04, au sud-est de la zone d’étude,

directement au pied de la butte de matériau fluvioglaciaire, ont permis de démontrer

190

l’existence d’un corps de glace massive d’une épaisseur maximale de 9,3 mètres. Le

massif de glace fut foré de part en part ce qui donna une réponse de -0,697 mGal pour

cette épaisseur de glace forée. La magnitude de l’anomalie gravimétrique négative

semble biaisée par la topographie accidentée. La valeur réelle semblerait être dans un

ordre de grandeur de -0,180 mGal, selon le modèle de colonnes allongées

verticalement. Le forage DC-05 situé à proximité, a révélé également une grande

quantité de glace dans le sous-sol mais le massif n’a cependant pas été complètement

traversé.

Les applications de la méthode de détection à Beaver Creek ont permis de :

Localiser avec succès des coins de glace préalablement forés en 2007-8 et 2013. Les

réponses anomales permettent d’identifier des coins de glace enfouis sous le remblai

aux levés 2 et 3, ainsi que plusieurs coins de glace, d’une épaisseur variant entre 4 à

12 mètres, en terrain naturel.

Les anomalies résiduelles obtenues sont généralement dans l’ordre de 0,1 à 0,05 mGal

pour les coins de glace de la zone.

Les applications de la méthode de détection au Groenland ont permis de :

Localiser avec succès certains coins de glace présents sur le site du champ de

polygones. Les coins de glace ne semblent pas systématiquement présents dans tous

les sillons entre les polygones; la même conclusion est établie par M. Ingeman-

Nielsen par sondage ERT en 2008. De forts volumes de glace semblent présents dans

le sous-sol mais n’ayant aucun forage d’une profondeur adéquate pour confirmer

cette hypothèse, aucune conclusion spécifique ne peut être finalement avancée.

La tendance régionale aux abords et sur l’inlandsis du Groenland a dû être évaluée à

l’aide d’un modèle de dalles semi-infinies. Les anomalies gravimétriques de -1,5 à -

2,4 mGal pour le levé 1 semblent en accord avec les réponses gravimétriques

191

obtenues de pingo et de collines cryogéniques des travaux de Rampton et Walcott en

1974.

Les anomalies gravimétriques du levé 2 semblent trop élevées avec ce qui est trouvé

dans la littérature. La complexité de la zone fait en sorte qu’il est très difficile

d’obtenir des anomalies gravimétriques d’un ordre de grandeur raisonnable. La

magnitude du signal est toutefois comparable aux résultats du levé 1 de la marge

glaciaire.

De plus, la forme des courbes anomales des deux levés est en total accord avec ce qui

est supposé être obtenu. Le signal négatif croit à mesure que l’épaisseur connue de

glace s’amincie et vice-versa. Cette réponse attendue du signal tend à laisser croire

que la méthode d’évaluation de l’épaisseur de glace sous-jacente est fiable, mais

qu’une étude minutieuse de la magnitude du signal devrait être accomplie.

192

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Détection de glaces massives en milieu pergélisolé par la ...€¦ · Détection de glaces massives en milieu pergélisolé par la technique géophysique de micro-gravimétrie