FORMATIONS ET STRUCTURES DES BASSES …grrebs.ete.inrs.ca/wp-content/uploads/2014/02/2010-V2-2...Les résultats d’une analyse pétrographique et structurale sont ajoutés aux observations

LITHOSTRATIGRAPHIE ET STRUCTURE DES BASSES-TERRES DU SAINT-LAURENT DANS LES RÉGIONS DE JOLIETTE, DE TROIS-RIVIÈRES ET DE NICOLET

(ÉTUDE DU TERRAIN)

RAPPORT INRSCO2-2010-V2.2

par

Elena Konstantinovskaya

Michel Malo

Soumis au Ministère du Développement durable, de l’Environnement et des Parcs 2010 – Québec

31 mars 2010 - Québec

R-1151

Institut national de la recherche scientifique – Centre Eau Terr Environnement, 490 de la Couronne, Québec, Qc, G1K 9A9

Téléphone : (418) 654-2535 ; Télécopieur : (418) 654-2600 ; Site internet : chaireco2.ete.inrs.ca

Projet INRSCO2-2010-V2.2 – Lithostratigraphie des Basses Terres du Saint-Laurent

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Préambule

Le Ministère du Développement durable, de l’Environnement et des Parcs (MDDEP) a octroyé une subvention à l’INRS-ETE pour mettre en place une chaire de recherche sur la séquestration géologique du CO2 au Québec. Le décret n° 714-2008 approuvant l’octroi a été adopté le 25 juin 2008. La subvention d’une durée de cinq ans (exercices financiers 2008-2009 à 2012-2013) provient du Fonds vert. La création de la chaire s’inscrit dans l’action 20 du Plan d’action 2006-20012 sur les changements climatiques intitulé « Le Québec et les changements climatiques, un défi pour l’avenir ».

Les travaux de la chaire permettront d’explorer les principales options de séquestration géologique du CO2 au Québec. Les objectifs principaux sont d’évaluer la capacité de stockage du CO2 au Québec, de tester quelques sites pour leur potentiel de rétention du CO2 après injection, et de former une expertise au Québec dans le domaine de la technologie du captage et de la séquestration du CO2 (CSC). Les objectifs secondaires pour arriver à répondre aux objectifs principaux sont de: 1) faire l’inventaire des réservoirs géologiques potentiels au Québec; 2) faire l’inventaire des sources majeures d’émission du CO2 au Québec; 3) compiler les travaux réalisés ailleurs dans le monde sur la technologie du CSC; 4) caractériser les paramètres géologiques et géophysiques des réservoirs potentiels; 5) évaluer leur capacité de stockage; 6) choisir des sites potentiels pour réaliser des essais d’injection du CO2; 7) tester un ou deux sites avec suivi sur une période d’un à deux ans pour évaluer la capacité de rétention du CO2 et les risques de fuite. En marge de l’atteinte des objectifs mentionnés plus haut, les travaux complémentaires concernent l’évaluation des enjeux socio-économiques de l’implantation de la technologie du CSC au Québec (lois, sécurité, etc.) et des études technico-économiques pour l’implantation d’une usine pilote.

Les cinq volets de recherche suivants permettront d’atteindre les objectifs et de réaliser les travaux complémentaires :

1. Inventaire

2. Caractérisation

3. Capacité de stockage

4. Test-pilote

5. Enjeux socio-économiques.

Le présent rapport sur la lithostratigraphie et la structure des Basses-Terres du Saint-Laurent dans les régions de Joliette, de Trois-Rivières et de Nicolet (étude du terrain) cadre dans le volet de recherche Caractérisation.


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Résumé

Ce rapport représente une description de la lithologie et des structures tectoniques observées sur terrain dans les roches des Basses-Terres du Saint-Laurent dans les régions de Joliette, Trois-Rivières et Nicolet. Les résultats d’une analyse pétrographique et structurale sont ajoutés aux observations de terrain. Le travail a été effectué dans le but d’échantillonner les formations de la plate-forme du Saint-Laurent et de reconnaître les principales structures tectoniques. Les unités sédimentaires de la plate-forme du Saint-Laurent ont été étudiées sur les rives nord et sud du fleuve Saint-Laurent. Il s’agit des grès du Groupe de Potsdam; des dolomies et des grès dolomitiques du Groupe de Beekmantown; des calcaires et des grès des Groupes de Chazy et de Black River; des calcaires argileux du Groupe de Trenton; des shales de l’Utica; des turbidites du Groupe de Lorraine, et de la molasse du Groupe de Queenston. La collection des échantillons représentatifs des formations de la plate-forme du Saint-Laurent dans la région d’étude aide à compléter la connaissance de la lithologie et de la pétrographie des différents faciès régionales. Ces échantillons peuvent servir dans nos études de caractérisation des paramètres pétro-physiques (porosité, perméabilité, densité, etc.) et géochimiques (réactivité minérale) des roches des séries sédimentaires de la plate-forme du Saint-Laurent. Les formations des groupes de Potsdam, de Beekmantown et de Trenton contiennent les aquifères salins profonds dans la région de Bécancour. La connaissance de propriétés pétro-physiques et géochimiques des différents faciès sédimentaires étudiés à partir des affleurements dans la région de Joliette-Trois-Rivières-Nicolet peut être appliquée dans l’analyse du potentiel de stockage du CO2 dans les aquifères salins profonds de la région de Bécancour (voir le rapport INRSCO2-2010-VC2.1).

TABLE DES MATIÈRES

Préambule ....................................................................................................................................... iii

Résumé ............................................................................................................................................. v

1. Introduction .............................................................................................................................. 9

2. Méthodologie .......................................................................................................................... 12

3. Lithologie et pétrographie des formations de la Plate-forme du Saint-Laurent, du parautochtone et de l’allochtone de la région d’étude ........................................................ 12

3.1 Les unités stratigraphiques de la plate-forme du Saint-Laurent ............................................... 12

3.2 Les unités stratigraphiques du parautochtone (Groupes de Sainte-Rosalie) ............................ 49

3.3 Les unités stratigraphiques de l’allochtone (groupes de Sillery et de Saint-Roch) .................. 51

3.4 Des roches ignées montéregiennes ........................................................................................... 54

4. Structures tectoniques ........................................................................................................... 564.1 La faille de Saint-Cuthbert ....................................................................................................... 56

4.2 Un décollement subhorizontal et un pli de rampe .................................................................... 58

4.3 La stratification et les plis ........................................................................................................ 59

4.4 La zone triangulaire .................................................................................................................. 62

4.5 Les écailles tectoniques du parautochtone ............................................................................... 64

4.6 L’écaille tectonique composée de basaltes en coussins du Groupe de Saint-Roch à Saint-Wenceslas ................................................................................................................................. 65

5. Conclusions ............................................................................................................................. 67

6. Remerciements ....................................................................................................................... 67

7. Références ............................................................................................................................... 68

ANNEXES ...................................................................................................................................... 71Annexe 1. Stations des affleurements étudiés dans la région de Joliette, Trois-Rivières et

Nicolet ...................................................................................................................................... 73

Annexe 2. Liste des échantillons des unités stratigraphiques et magmatiques de la région d’étude ...................................................................................................................................... 74


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Annexe 3. Direction et pendage de stratification dans les unités stratigraphiques de la région d’étude ...................................................................................................................................... 76

Annexe 4. Mesures de schistosité (S1/Sn), de plans de failles, de stries, d’axes de plis et de veines de la région d’étude ....................................................................................................... 77


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1. Introduction L’étude du terrain a été effectuée dans les

régions de Joliette, Trois-Rivières et Nicolet (Fig. 1) dans le but d’échantillonner les formations de la plate-forme du Saint-Laurent et de reconnaître les

principales structures tectoniques. La région d’étude est située dans la plate-forme du Saint-Laurent entre le socle grenvillien au nord-ouest et le front des écailles allochtones et parautochtones des Appalaches au sud-est représenté par la faille d’Aston et la Ligne Logan (Fig. 1).

Fig. 1. Localisation tectonique de la région d’étude (cadre rouge, Fig. 4). CFS – Synclinal Chambly-Fortierville. Les séquences sédimentaires de la plate-forme

du Saint-Laurent sont composées des séries du bassin de rift et de marge passive du Cambrien - Ordovicien inférieur-moyen et des séries du bassin d’avant-pays de l’Ordovicien moyen-supérieur (St-Julien et Hubert, 1975; Williams, 1979; Globensky, 1987; Lavoie et al., 2003; Comeau et al., 2004). La succession d’une épaisseur totale 1500-3000 m consiste de la base vers

le sommet (Fig. 2): des grès du Cambrien - Ordovicien inférieur d’un milieu marin peu profond à subaérien (Groupe de Potsdam); des dolomies et des grès dolomitiques de l’Ordovicien inférieur à moyen (Groupe de Beekmantown) et des calcaires gréseux (Groupes de Chazy, de Black River) et argileux (Groupe de Trenton) de l’Ordovicien moyen à supérieur d‘un milieu marin peu profond; du Shale


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d’Utica de l’Ordovicien supérieur du niveau marin profond; des turbidites syn-orogéniques (Groupe de

Lorraine) et la molasse post-taconienne (Groupe de Queenston) d’Ordovicien supérieur (Lavoie, 1994).

Fig. 2. Séquence stratigraphique de la plate-forme du Saint Laurent, d’après Lavoie (1994). Échelle de temps d’après Walker et Geissman (2009).

La discordance majeure de Sauk-Tippecanoe de l’Ordovicien moyen à la base du Groupe de Chazy (Fig. 2) marque le début de l’orogenèse taconienne et représente le changement de milieu sédimentaire de la marge passive (Cambrien - Ordovicien précoce) vers le bassin d’avant pays (Ordovicien moyen - tardif) progressivement de plus en plus profond avec le temps (Lavoie, 1994). Cette transition est produite probablement suite à la flexure de la lithosphère au front de la chaine appalachienne pendant l’orogenèse

taconienne (Quinlan et Beaumont, 1984). La charge des écailles de chevauchement et la flexure lithosphérique ont migré progressivement vers le nord-ouest en repoussant le bombement périphérique devant eux (Jacobi, 1981). L’érosion de la marge continentale carbonatée au niveau du bombement (Fig. 3) a créé la discordance de Sauk-Tippecanoe (Lavoie, 1994).

Fig. 3. Coupe schématique à travers le bassin d’avant-pays au front de la chaine appalachienne pendant l’orogenèse taconienne, d’après Quinlan et Beaumont (1984).


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La collection des échantillons représentatifs des formations de la plate-forme du Saint-Laurent dans la région d’étude aide à compléter la connaissance de la lithologie et de la pétrographie des différents faciès régionales. Ces échantillons peuvent servir dans l’étude de la porosité, de la perméabilité et d’autres paramètres pétro-physiques des séries sédimentaires de la plate-forme du Saint-Laurent. Les formations qui sont exposées sur les affleurements des régions de Joliette et de Trois-Rivières au nord du fleuve Saint-Laurent (Fig. 1) se trouvent en profondeur, au sud du fleuve, à environ de 1000 m dans les régions de Nicolet et de Bécancour où elles sont pénétrées par des puits de forage (Fig. 3). Les formations des groupes de Potsdam, de Beekmantown et de Trenton (Fig. 2) contiennent les aquifères salins profonds dans la région de Bécancour (Massé, 2009). La connaissance de propriétés pétro-physiques des différents faciès sédimentaires étudiés à partir des affleurements dans la région de Joliette et de Trois-Rivières peut être appliquée dans l’analyse du potentiel de stockage du

CO2 dans les aquifères salins profonds de la région de Bécancour (Konstantinovskaya et al., 2010 a, b).

Le socle grenvillien et les séquences sédimentaires de la plate-forme du Saint-Laurent sont affectés par une série de failles normales (Fig. 4) s’étendant du sud-ouest vers le nord-est et inclinées vers le sud-est (Séjourné et al., 2003; Castonguay et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2009). Une des ces failles, la faille normale de Saint-Cuthbert, est reconnue dans les régions de Joliette et de Trois-Rivières (Fig. 1). Ces failles normales, interprétées comme s’étant initiées pendant l’événement du rift dans l’océan Iapetus au Protérozoïque-Cambrien inférieur (Rankin, 1976; Thomas, 2006; Cawood et al., 2001; Hibbard et al., 2007), sont restées actives pendant l’ouverture de l’océan et ont ensuite été réactivées aux différents stades tectoniques syn- et post-taconiens lors d’emplacement des allochtones des Appalaches (St-Julien et Hubert, 1975; Globensky, 1987; Lavoie, 1994; Lemieux et al., 2003).

Fig. 4. Profil sismique M2002 dans la région de Nicolet, interprété par Castonguay et al. (2006). Le triangle rouge indique la localisation de la zone triangulaire. Voir Fig. 1 pour la localisation du profil. L'axe horizontal correspond à la localisation des

points de tir en surface. L’axe vertical est la profondeur en seconde (temps-double).

Les failles normales sont souvent interprétées

comme des failles de croissance car elles contrôlent l’épaisseur des séries sédimentaires comme étant le résultat de déplacement le long des failles pendant la sédimentation (Séjourné et al., 2003; Castonguay et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2009). Les failles

normales affectent localement les turbidites du Lorraine et la molasse du Queenston, faisant probablement suite à la réactivation déclenchée par l’emplacement et la charge des écailles tectoniques empilées au front des Appalaches (Séjourné et al., 2003). La réactivation inverse des failles normales

NO SE


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inclinées vers le sud-est a aussi été reconnue dans la plate-forme du Saint-Laurent comme le résultat du raccourcissement taconien (Faure et al., 2004; Konstantinovskaya et al., 2009).

La connaissance de la nature du déplacement le long de la faille de Saint-Cuthbert (Fig. 1) peut aider à mieux comprendre la cinématique de déplacements le long des failles normales qui affectent le socle grenvillien et sa couverture sédimentaire au-dessous du bassin d’avant-pays (Fig. 4).

Le pli synclinal régional de Chambly-Fortierville est étendu du sud-ouest vers le nord-est dans le domaine d’avant-pays au front des écailles tectoniques des Appalaches (Figs 1, 4). Le synclinal est considéré comme une structure syn-sédimentaire formée pendant la subsidence du bassin d’avant-pays suite à l’orogenèse taconienne (Castonguay et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2009).

Les écailles tectoniques du front des Appalaches affectent le flanc sud-est du synclinal de Chambly-Fortierville (Fig. 1). Les unités de la Formation de Nicolet sur le flanc sud-est du pli sont fortement plissées et faillées à vergence nord-ouest. La zone triangulaire (Fig. 4) est distinguée entre le flanc sud-est du synclinal et le front des écailles imbriquées de parautochtone et d’allochtone dans les Basses-Terres du Saint-Laurent (Castonguay et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2009). Des structures similaires de zones triangulaires au front des allochtones sont reconnues dans les Rocheuses canadiennes où elles sont prospectives pour l’exploration des hydrocarbures (Hrudey et al., 2003).

2. Méthodologie La région d’étude s’étend sur 35 km du nord-

ouest vers le sud-est (Fig. 1). Avant le départ sur terrain, une étude des rapports du MRNF de la région a été faite pour comprendre la variabilité des faciès sédimentaires des unités principales de la plate-forme du Saint-Laurent et déterminer la localisation GPS des affleurements importants déjà connus dans la région.

Ces données ont été utilisées pour planifier des traverses représentatives orientées nord-ouest - sud-est sur le terrain (Fig. 5).

La localisation des stations d’observation a été enregistrée avec le GPS (Annexe 1). Les stations et les données structurales ont été projetées sur les cartes topographiques et géologiques de la région d’étude dans le logiciel ArcGIS. 78 échantillons (Annexe 2) ont été récoltés pour assembler une banque de roches caractéristiques de tous les faciès typiques de chaque unité lithostratigraphique et magmatique reconnue dans la région d’étude. Une lame mince de chaque échantillon a été examinée au microscope optique à l’INRS-ETE. Les mesures structurales (Annexes 3, 4) ont été prises en appliquant la règle de la main droite.

Il faut noter que certains affleurements n’ont pas pu être étudiés à cause du niveau d’eau très haut au mois de juillet 2009. Pour les visiter, il faudrait y aller probablement au mois d’août en période sèche.

3. Lithologie et pétrographie des formations de la Plate-forme du Saint-Laurent, du parautochtone et de l’allochtone de la région d’étude

3.1 Les unités stratigraphiques de la plate-forme du Saint-Laurent

Les roches sédimentaires des groupes de Potsdam, de Beekmantown, de Chazy, de Black River, de Trenton et d’Utica ont été étudiées sur la rive nord du fleuve du Saint-Laurent dans les régions de Joliette et de Trois Rivières (Fig. 5). Les unités des groupes de Lorraine et de Queenston ont été observées sur la rive sud du fleuve au sud de Nicolet et de Bécancour.


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Fig. 5. La carte géologique de la région d’étude d’après Globensky (1987). Les lignes rouges indiquent la localisation de traverses réalisées sur le terrain. Les unités stratigraphiques de la plate-forme du Saint-Laurent (Fig. 2): Obe – Fm de Bécancour, Opo – Fm de Pontgravé, Oni – Fm de Nicolet, Out – Shale Utica, Ote – faciès de Terrebonne, Otv – Fm de

Tétreauville, Osm – Membre de Saint-Michel, Odc – Fms de Deschambault et d’Ouareau, Ole-gb – Fms de Leray et de La Gabelle, Olv – Fm de Laval, Obh – Fm de Beauharnois, Oth – Fm de Theresa, Cca – Fm de Cairnside, Och – Fm de Covey Hill. Les unités de parautochtone : Oss – Fm de Sainte-Sabine et d’allochtone : Csy – Groupe Sillery, Csr1 – Groupe de Saint-Roch; C mo – intrusion Montéregienne Crétacé. 1 - contact stratigraphique, 2 - axe de la zone triangulaire, 3 – faille inverse, 4 –faille

normale. Voir Fig. 1 pour la localisation de la carte.

Le Groupe de Potsdam a été observé à 1 km

au nord du Saint-Cuthbert dans la rivière Chicot (Fig. 6, s. 301-302) et au nord de Joliette dans la rivière

L’Ouareau (Fig. 9, s. 307). Le groupe est composé des formations de Covey Hill et de Cairnside (Fig. 2).


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Fig. 6. La carte géologique de la région de St-Cuthbert (stations 300-303) et de la rivière Bayonne (stations 304-305). Voir Fig. 5

pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées des stations.

La Formation de Covey Hill

Les grains de la matrice gréseuse de conglomérat sont mal triés (0,15 mm-0,5 mm à 1,5 mm) et anguleux, rarement légèrement arrondis (Fig.

8). Ils sont composés surtout de quartz avec quelques grains de quartzite, de grenat et de minéraux opaques. Les grains sont jointifs avec très peu de ciment micacé dans les pores ou au contact entre les grains. Les pores sont rares (1-3%) et disjonctifs, et remplis de matériel micacé (Fig. 8). Localement, on observe les contacts concavo-convexes et tangentiels entre les grains suite au processus de pression-dissolution (Fig. 8).

dans la rivière Chicot (Fig. 6, s. 301) est composée de conglomérat quartzeux couleur rouille qui forme des couches de 20-30 cm d’épaisseur à faible (5˚) pendage vers le sud-est. Les conglomérats sont composés des cailloux (jusqu’au 1,5 cm de diamètre) de quartz gris, blancs et transparent arrondis submergés dans une matrice de grès quartzeux à grain grossier (Fig. 7). Les cailloux composent 20-30% de la roche.


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Fig. 7. Conglomérat quartzeux, Fm de Covey Hill, s. 301, Saint-Cuthbert, rivière Chicot.

L’observation microscopique supporte une très faible (1-3%) porosité des conglomérats de Covey Hill dont les pores sont colmatés d’un matériel micacé (Fig. 8). Cette observation est concordante avec la conclusion sur la faible (<10%, 1-3% en moyenne)

porosité et l’absence de perméabilité dans les grès du Covey Hill de la région faite par Héroux et al. (1974) suite à une étude des retailles de 28 forages des Basses-Terres du Saint-Laurent.

Fig. 8. Matrice gréseuse de conglomérat quartzeux, X 2,5; Fm de Covey Hill, s. 301, Saint-Cuthbert, rivière Chicot. Noter une très faible (1-3%) présence de pores disjonctifs colmatés d’un matériel micacé dans la matrice.


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Fig. 9. La carte géologique de la région de la rivière L’Assomption (stations 306, 313, 314, 321), de la rivière L’Ouareau (stations 307-312), et de la rivière Rouge (station 320). Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1

pour les coordonnées de stations.

La Formation de Covey Hill dans la rivière L’Assomption (Fig. 9, au nord de s. 306) est composée de grès quartzeux blanc et friable à grain grossier, interstratifiés de lits de conglomérat de couleur rouille dont les cailloux atteignent 15 cm de diamètre (Clark et Globensky, 1976a). La stratification entrecroisée est typique pour ces grès. Ces afflerements étaient couverts d’eau pendant notre mission.

L’épaisseur totale de la Formation de Covey Hill est de 21 m dans la rivière Chicot et elle est

éstimée à 7-8 m dans la rivière L’Assomption (Clark et Globensky, 1976a).

La Formation de Cairnside

dans la rivière Chicot (Fig. 6, s. 302) est composée de grès quartzeux blanc à litage fin (Fig. 10) et de grès calcareux gris à stratifications entrecroisées avec quelques lits de conglomérat quartzeux.


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Fig. 10. Litage subhorizontal dans les grès quartzeux blanc, Fm de Cairnside, s. 302, Saint-Cuthbert, rivière Chicot.

Les congloméarts quartzeux forment des lits de 3 à 5 cm d’épaisseur. Ils contiennent des cailloux de quartz gris et transparents, mal triés (de 0,5 cm à 1-1,5 cm de diamètre) et moyennement arondis dans une matrice gréseuse de grès quartzeux à grain grossier. Les grains de quartz de la matrice sont mal triés (0,05-

0,3 mm), légèrement arrondis et jointifs (Fig. 11). Les contacts entre les grains sont concavo-convexes et tangentiels formés suite à la pression-dissolution (Fig. 11). Localement on observe les zones de surcroissance de quartz autour des grains. Le ciment de la matrcie est siliceux et ne compose que 1-2% de la roche.

Fig. 11. Microphotographie de la matrice gréseuse de conglomérat quartzeux, X 2,5; Fm de Cairnside, s. 302, Saint-Cuthbert, rivière Chicot. Noter une très faible (1-2%) proportion du ciment siliceux et les contactes concavo-convexes entre les grains suite

au processus de la pression-dissolution.


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Le grès quartzeux blanc à grain moyen forme des lits d’une épaisseur de 3 à 5 cm (Fig. 10) avec une stratification subhorizontale et fine. Les grains de quartz sont légèrement arrondis, mal triés (0,1-0,7 mm) et jointifs (Fig. 12). Le ciment silicieux est

distribué de façon hétérogène et forme de 1-2% en général jusqu’à 20-25% par endroit (Fig. 12). On observe les contacts de pression-dissolution entre les grains.

Fig. 12. Microphotographies du grès quartzeux à grain moyen, X 2,5 (à gauche) et X 10 (à droite); Fm de Cairnside, s. 302, Saint-Cuthbert, rivière Chicot. Grains de quartz jointifs, localement avec les contacts de pression-dissolution. Le ciment est

siliceux à la distribution hétérogène et compose par endroits de 1-2% (à gauche) à 20-25% (à droite) de la roche.

Les grès calcareux de couleur gris foncé

forment des lits de 3 à 5 cm d’épaisseur avec une stratification oblique. Les grès calcareux sont composés de grains de quartz avec quelques grains de quartzite et de minéraux opaques. Les grains sont mal

triés, leur taille varie de 0,1 mm à 1 mm de diamètre (Fig. 13). Les petits grains sont anguleux et les gros grains sont plutôt bien arrondis. Les grains sont peu jointifs. Le ciment calcareux compose 20-25% de la roche (Fig. 13).

Fig. 13. Microphotographies du grès calcareux gris foncé à grain moyen, X 2,5 (à gauche) et X 10 (à droite); Fm de Cairnside, s. 302, Saint-Cuthbert, rivière Chicot. Les grains de quartz mal triés et peu jointifs flottants dans le ciment calcareux.


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Fig. 14. Grès calcareux gris-brunâtre à grain moyen avec interlits verts enrichis en glauconite (vert), Fm de Cairnside, s. 307, rivière L’Ouareau.

Les grès calcareux de la Formation de Cairnside ont été observés dans la rivière L’Ouareau (Fig. 9, s. 307) où ils constituent la partie supérieure de la formation, près du contact avec la Formation de Theresa. Les grès calcareux de couleur gris-brunâtre à grain moyen forment des lits de 3 à 5 cm d’épaisseur (Fig. 14). La stratification est subhorizontale (pendage de 2˚ vers le sud-est), soulignée par la présence de

couches fines de grès à cailloux de quartz gris foncé et d’interlits enrichis en glauconite (Fig. 14).

Les grès calcareux gris brunâtres à grain moyen du Cairnside de la rivière L’Ouareau sont composés de grains relativement bien triés et bien arrondis non-jointifs flottant dans le ciment de calcite monocristalline qui compose 30% de la roche (Fig. 15). Les grès gris foncés à cailloux de quartz dans les interlits sont mal ou pas triés (Fig. 15).

Fig. 15. Microphotographies du grès calcareux gris brunâtre à grain moyen (à gauche) et du grès à cailloux de quartz gris foncé (à droite), X 2,5; Fm de Cairnside, s. 307, rivière L’Ouareau. Les grains de quartz sont bien arrondis et bien triés dans le grès à grain moyen et très mal triés dans le grès à cailloux. Dans les deux cas, les grains sont non-jointifs et flottent dans le ciment de

calcite monocristalline à l’extinction uniforme.


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Le ciment de calcite monocristalline est recristallisé en formant un espace intergranulaire en continuité optique, ce qui donne de fréquents reflets de clivage sur la surface de la roche fraichement cassée ou l’extinction uniforme dans les lames minces.

Les grès du Groupe de Potsdam sont caractérisés par la néoformation de liant dans les pores pendant la diagénèse avec la formation de quartz, carbonate, phyllo-silicate (en prédominance des illites), oxydes et sulfures (Héroux, 1974). L’illite en forme fibreuse peut former les ponts à l’entrée et à travers les pores en créant les barrières contre la diffusion de la silice dissoute et endommageant dramatiquement la perméabilité (Al-Aboud, 2003).

L’épaisseur de la Formation de Cairnside est de 7 à 8 m dans la rivière Chicot à cause de la faille de Saint-Cuthbert qui met en contact les grès du Cairnside et les calcaires de la Formation de Deschambault (Fig. 6). L’épaisseur totale de la formation calculée à partir de la carte (Figs 6, 9) en

utilisant le pendage de 5̊ dans la rivière Chicot et de 2˚ dans la rivière L’Ouareau est de l’ordre de 26 m.

L’épaisseur totale du Potsdam sur les sites visités (s. 301-302 et 307) est de 34-47 m. Elle est estimée de 108 m dans la région de Joliette (Clark et Globensky, 1976 a).

Le Groupe de Beekmantown a été observé sur les affleurements des rivières Bayonne (Fig. 6, s. 304), L’Assomption (Fig. 9, s. 306), L’Ouareau (Fig. 9, s. 308, 309, 312) et Maskinongé (Fig. 20, s. 341-342). Le Groupe est composé des formations de Theresa et de Beauharnois (Fig. 2).

La Formation de Theresa

dans la rivière L’Assomption (Fig. 9, s. 306) est composée de grès quartzeux blanc à grain moyen dont la surface altérée est rouillée. Le grès forme des lits de 20-30 cm d’épaisseur avec des laminations parallèles (Fig. 16).

Fig. 16. Lits de grès quartzeux blanc à la surface altérée de couleur rouille, Fm de Theresa, s. 306, rivière L’Assomption.

Le grès quartzeux blanc est composé presqu’entièrement des grains de quartz sans ciment (grainstone). On observe des contacts concavo-convexes et droits entre les grains et des surcroissances de quartz autour de grains (Fig. 17). Ces micro-textures correspondent à la réduction

importante de volume de grains subie par la roche pendant le processus de pression-dissolution.

La Formation de Theresa dans la rivière L’Ouareau (Fig. 9, s. 308) est composée de grès dolomitique gris-brunâtre formant des lits de 20-30 cm d’épaisseur avec des interlits (2-4 cm) de grès quartzeux à cailloux gris foncé non-calcareux. Le grès


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dolomitique est composé de grains moyens à grossiers de quartz bien triés et bien arrondis entourés par le ciment constitué d’un mélange de calcite et de dolomie

(Fig. 17). Le ciment est abondant et forme jusqu’au 25-30% du volume de la roche.

Fig. 17. Microphotographies : (à gauche) du grès quartzeux grainstone avec des micro-textures de pression-dissolution (voir le texte), X 2,5; Fm de Theresa, s. 306, rivière L’Assomption; et (à droite) du grès quartzeux au ciment calcareux-dolomitique (25-

30%), X 2,5; Fm de Theresa, s. 308, rivière L’Ouareau.

Fig. 18. Bancs épais de dolomie gréseuse, Fm de Beauharnois, s. 304, rivière Bayonne. Le litage de 2 à 3 cm à l’intérieur de banc est subparallèle, continus et légèrement onduleux.


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La Formation de Beauharnois

La dolomie gréseuse de la rivière Bayonne est gris clair à grain très fin, et massive. Elle est composée de grains fins (< 0.5-0.07 mm) de quartz et de feldspath avec quelques grains de minéraux opaques

dans le ciment calcareux-dolomitique. Dans les lames minces, on note la distribution hétérogène du ciment calcareux-dolomitique qui forme des zones irrégulières dans le grès quartzeux-feldspathique (Fig. 19).

dans la rivière Bayonne (Fig. 6, s. 304) est composée de dolomie gréseuse qui forme une série des bancs épais (50-70 cm) et lités à pendage très faible (2̊) vers le sud -est (Fig. 18). La Formation de Beauharnois dans la rivière

L’Ouareau (Fig. 9, s. 309, 312) est composée de dolomie micritique de couleur gris moyen (Fig. 20). La dolomie forme des lits de 10 à 15 cm d’épaisseur.

Fig. 19. Microphotographies de la dolomie gréseuse à grain très fin, X 2,5 (à gauche) et X 10 (à droite); Fm de Beauharnois, s. 304, rivière Bayonne. Noter la distribution hétérogène du ciment calcareux-dolomitique dans le grès quartzeux-feldspathique.

Fig. 20. Dolomie micritique, Fm de Beauharnois, s. 309, rivière Bayonne.


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Fig. 21. Microphotographies : (à gauche) de la dolomie micritique avec quelques grains de quartz, X 10; s. 309; et (à droite) de la dolomie à cristaux fin avec la minéralisation en pyrite, X 2,5; s. 312, au nord-est de St.-Jacques. Fm de Beauharnois, rivière

L’Ouareau.

Fig. 22. La carte géologique de la région de la rivière Maskinongé (stations 340-342). Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations.


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Fig. 23. Lits de grès dolomitiques sur le flanc sud-est du synclinal, Fm de Beauharnois, s. 342, rivière Maskinongé (en bas des chutes de Sainte Ursule). Les chutes dans le plan arrière sont composées de gneiss et de quartzite du socle grenvillien.

La dolomie est massive et composée de cristaux

très fins de dolomite avec quelques grains (0.02-0.05 mm) de quartz et de matière argileuse (Fig. 21). Près du contact avec le Groupe Chazy, on observe la forte présence de sulfures dans la dolomie à grain fin (Fig. 21).

La Formation de Beauharnois dans la rivière Maskinongé se trouve dans la zone de la faille de Saint-Cuthbert (Fig. 22, s. 341, 342). Les affleurements de la formation sont localisés en bas des chutes de Sainte-Ursule.

La Formation de Beauharnois est composée de grès quartzeux calcareux et dolomitiques qui sont en contact faillé avec le gneiss et le quartzite du socle grenvillien (voir la section sur la faille de Saint-Cuthbert). Les lits de grès forment un synclinal asymétrique (Figs 23, 76) avec le flanc nord-ouest plus raid que le flanc sud-est.

Les grès composent des lits d’une épaisseur de 10 à 15 cm (Fig. 23) avec une stratification parallèle à la base de la section qui devient entrecroisée dans les couches supérieures. Les grès sont gris clair à grain fin à moyen. Sur le flanc nord-ouest du synclinal, près du contact avec le quartzite du Grenville, on observe dans les grès une forte minéralisation en pyrite (Fig. 24).

Les grès dolomitiques contiennent en abondance des grains de quartz, de feldspath et de quartzites mal triés mais bien arrondis non-jointifs entourés du ciment calcareux-dolomitique qui compose 20-25% de la roche (Fig. 24).


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Fig. 24. Microphotographies du grès quartzeux à ciment calcareux-dolomitique, Fm de Beauharnois, s. 342 (à gauche), avec une minéralisation en pyrite, s. 341 (à droite), X 2,5; rivière Maskinongé, en bas de chutes de Sainte-Ursule.

Fig. 25. Microphotographies de la dolomie légèrement gréseuse finement litée avec des interlits de siltstone dolomitique, X 10 (à gauche); et du calcaire fossilifère, X 2,5 (à droite); Fm de Laval, s. 311, rivière L’Ouareau.

L’épaisseur totale de la Formation de Theresa

est de 153 m et de la Formation de Beauharnois est de 305 m dans la région de Joliette (Clark et Globensky, 1976a).

Le Groupe de Chazy a été observé sur les affleurements des rivières L’Assomption (Fig. 9, s. 313-314) et L’Ouareau (Fig. 9, s. 311). Le Groupe est composé de la Formation de Laval (Fig. 2) dans la région.

La base de la Formation de Laval

La Formation de Laval dans la rivière L’Assomption (Fig. 9, s. 313-314) est composée d’une alternance de grès calcareux à grain grossier et à cailloux de quartz et de feldspath et de calcirudite gréseux fossilifère. Les roches forment des lits épais (20-30 cm) à stratifications obliques (Fig. 26a,b).

est exposée dans la rivière L’Ouareau au nord-est de St.-Jacques

(Fig. 9, s. 311). Juste au-dessus de la dolomie à pyrite de la Formation de Beauharnois (Figs 9, 21, s. 312), on observe une alternance (10-15 cm) de lits de dolomie à laminations parallèles fines (1-2 cm) et de calcaire fossilifère (Fig. 25).


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Fig. 26a. Stratifications obliques dans les grès calcareux, Fm de Laval, s. 314, rivière L’Assomption.

Fig. 26b. Stratifications obliques et subhorizontales dans les grès calcareux et les calcirudites gréseuses, Fm de Laval, s. 314, rivière L’Assomption.


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Fig. 27. Microphotographies du grès quartz-feldspathique à grain grossier à ciment calcareux (à gauche) et du calcaire fossilifère gréseux (à droite), X 2,5; Fm de Laval, s. 314, rivière L’Assomption.

Les grès calcareux à grain grossier contiennent des grains de quartz et de feldspath dans le ciment calcareux (Fig. 27). Les grains sont mal ou moyennement triés, bien arrondis et non-jointifs. Le ciment de calcite forme jusqu’à 40-50% de la roche (wackstone). Les calcaires fossilifères sont légèrement gréseux (Fig. 27).

L’épaisseur totale du Chazy est de 100 m dans la région de Joliette (Clark et Globensky, 1976a).

Le Groupe de Black River a été observé sur les affleurements de la rivière L’Ouareau (Fig. 9, s. 310) et près du barrage sur la rivière Saint-Maurice

(Fig. 34, s. 322-324). Sur le premier site on distingue la Formation de Leray et sur le deuxième – la Formation de La Gabelle, les deux considérées comme les faciès qui se remplacent latéralement (Fig. 2) (Clark et Globensky, 1976b).

La Formation de Leray

de la rivière L’Ouareau (à Dalles, s. 310) est composée de calcarénite et de calcaire gris foncé très fossilifères qui forment des couches épaisses de 40 à 50 cm d’épaisseur (Figs 28, 29). On observe la présence de stylolites subhorizontaux, parallèles au litage dans les roches.

Fig. 28. Calcarénite et calcaire fossilifère de la Fm de Leray, s. 310, rivière L’Ouareau. Notez les stylolites subhorizontaux de couleur brunâtre.


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Fig. 29. Calcaire fossilifère de la Fm de Leray, s. 310, rivière L’Ouareau.

Fig. 30. Calcarénite de la Fm de Leray, X 2,5; s. 310, rivière L’Ouareau, Les Dalles. Noter la présence de stylolite (souligné flèches rouges) rempli de minéraux argileux noirs et de grains de quartz.

Les calcarénites sont composées des grains de calcaire argileux (0.1-0.3 mm) bien triés et arrondis, non-jointifs et de fragments de fossiles remplacées par de la calcite (Fig. 30). Le ciment de calcite micritique compose de 30 à 40% de la roche. Les stylolites sont remplis de minéraux argileux insolubles et de grains de quarts (Fig. 30).

La Formation de La Gabelle près du barrage de la rivière Saint-Maurice (Les Grès, s. 322-324) est

composée de grès et de conglomérats quartzeux à ciment siliceux ou calcareux. Les conglomérats et les grès à grain grossier forment des couches de 40 à 60 cm d’épaisseur avec des structures massives ou des stratifications obliques et entrecroisées (Fig. 31). Les grès à grain moyen et à grain fin composent les minces couches de 2-4 cm d’épaisseur.


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Fig. 31. Couches épaisses de conglomérats et de grès à grain grossier, massives ou avec des stratifications obliques. Fm de La Gabelle, s. 323, barrage de la rivière Saint-Maurice.

Les conglomérats quartzeux contiennent des cailloux et des grains de quartz et de feldspath de 1 à 3 cm de diamètre et bien arrondis. La matrice est composée de grès à grain grossier avec des grains de quartz et de feldspath moins bien arrondis et mal triés, jointifs. On observe beaucoup de contacts concavo-

convexes entre les grains (Fig. 32). Les pores entre les grains constituent 3 à 5% des roches et sont remplis de surcroissances de quartz ou de silice microcristalline (Fig. 32). On note la présence de nombreux grains de quartz avec la déformation intracristalline.

Fig. 32. Microphotographies de la matrice des conglomérats quartzeux, X 2,5; Fm La Gabelle, s. 322-323, rivière Saint-Maurice. Les grains de quartz et de feldspath ont des contacts concavo-convexes, les pores sont remplis de surcroissances de quartz (à

gauche) ou de silice microcristalline (à droite).


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Fig. 33. Microphotographies des grès quartzeux-feldspathiques à ciment siliceux-argileux (à gauche) et calcareux (à droite), X 2,5; Fm de La Gabelle, s. 322, 324, rivière Saint-Maurice.

Le grès quartzeux de la Formation de Gabelle est gris ou blanc et composé des grains de quartz, de feldspath, de grenat et de minéraux opaques dans un ciment siliceux ou calcareux (Fig. 33). Les grains sont faiblement arrondis, mal triés et entourés du ciment

qui compose de 5-7% jusqu’à 20-30% de la roche (fig. 33).

On note aussi la présence de lits nodulaires minces de calcaire magnésien dans la succession de grès de La Gabelle (Clark et Globensky, 1976 b).

Fig. 34. La carte géologique de la région des rivières Saint-Maurice (stations 322-324) et Yamachiche (s. 325). Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations.


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Les grès et les conglomérats quartzeux de la

Formation de La Gabelle reposent sur le gneiss du socle grenvillien (Fig. 34). Par leur composition et la position géologique en discordance sur le socle grenvillien, la séquence de la Formation de La Gabelle est similaire aux grès et conglomérats du Potsdam. Mais elle est considérée comme le faciès du Groupe de Black River car on y trouve deux fossiles du Black River de l’âge de la Formation de Leray : Foerstephyllum halli et Lophospira bicincta (Clark et Globensky, 1976b).

L’épaisseur totale du Black River (Formation de Leray) est de moins de 10-15 m dans la région de Joliette (Clark et Globensky, 1976a) et elle est d’environs de 6 m pour la Formation de La Gabelle près du barrage de la rivière Saint-Maurice (Clark et Globensky, 1976b).

Le Groupe de Trenton a été observé sur les

affleurements des rivières Chicot et Bayonne (Fig. 6, s. 300, 303, 305); L’Ouareau, Rouge et L’Assomption

(Fig. 9, s. 310, 320, 321); L’Achigan (Fig. 45, s. 315, 318) et Saint-Esprit (Fig. 43, s. 319); Yamachiche (Fig. 34, s. 325).

Le Groupe de Trenton dans les régions de Joliette et de Trois-Rivières est composée des formations suivantes (de la base vers le sommet) : Ouareau, Deschambault, Montréal (Membre de St-Michel), Tétreauville, faciès de Terrebonne.

La Formation d’Ouareau

dans la rivière L’Ouareau (Fig. 9, s. 310) est composée d’une alternance des lits minces et bien stratifiés (Fig. 35) de calcilutite (5-10 cm) avec des interlits de shale calcareux (2-3 cm). L’épaisseur de la formation est de 10 m dans la région de Joliette.

Fig. 35. Lits minces de calcilutite et de shale calcareux, Fm d’Ouareau, s.310, rivière L’Ouareau.


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Fig. 36. Microphotographies de la calcilutite (à gauche) et du shale calcareux (à droite) fossilifères, Fm d’Ouareau, s. 310, rivière L’Ouareau.

Fig. 37. Microphotographie de la calcarénite fossilifère, X 2,5; Fm de Deschambault, s. 303, rivière Bayonne.

La calcilutite est de couleur gris foncé,

argileuse, à grain fin. Le shale calcareux (ou calcaire argileux) est de couleur gris très foncé et micritique. Les roches sont très fossilifères (Fig. 36), contenant beaucoup de gastropodes.

La Formation de Deschambault

Les calcarénites et les shales calcareux sont très fossilifères (Fig. 37). On observe souvent les veines subverticales remplies de calcédoine (Fig. 38). dans la rivière

Chicot (Fig. 6, s. 300, 303) est composée de calcarénite gris clair-moyen à grain moyen à grossier

qui forme des lits épais et uniformes de 20 cm à 1 m d’épaisseur. Le shale calcareux forme des interlts fins (1 cm).

L’épaisseur de la formation est de 3 à 30 m dans la région de Joliette.


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Fig. 38. Calcarénite fossilifère, Fm de Deschambault, s. 303, rivière Bayonne. Photo de la surface de couche. Noter les veines subverticales de calcédoine noire.

Fig. 39. À gauche : calcarénite gris clair interstratifiée par le nodule de calcédoine noire; à droite : microphotographie du contact entre la calcarénite fossilifère (blanc) et le nodule de calcédoine enrichi en matière organique (noir), X 2,5;

Fm de Deschambault, s. 325, rivière Yamachiche.


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Les calcarénites de la Formation de Deschambault dans la rivière Yamachiche (Fig. 34, s. 325) contiennent des nodules de calcédoine noire allongés parallèle aux strates. Nous y avons observé les nodules de calcédoine noire enrichis en matière organique (Fig. 39).

La Formation de Montréal dans la rivière Rouge est présentée par le Membre de Saint Michel

(Fig. 9, s. 320). Le Membre de Saint Michel est

composé de calcaire fossilifère et de calcaire oolitique (Figs 41, 42) qui forment des lits de 5 à 15 cm d’épaisseur. Les lits sont irréguliers et séparés par des minces interlits de shale calcareux (Fig. 40). L’épaisseur du membre est de 60 à 130 m dans la région.

Fig. 40. Litage fin et irrégulier dans les calcaires argileux et oolitiques, Membre de Saint Michel (Fm de Montréal), s. 320, rivière Rouge.

Fig. 41. Calcaire oolitique, Membre de Saint Michel (Fm de Montréal), s. 320, rivière Rouge.


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Fig. 42. Microphotographies du calcaire oolitique (à gauche) et du calcaire fossilifère (à droite), X 2,5; Membre de Saint Michel (Fm de Montréal), s. 320, rivière Rouge.

Fig. 43. Carte géologique de la région des rivières L’Achigan (s. 315-318) et Saint Esprit (s. 319). Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations. Le cadre montre la localisation de la carte détaillée

de L’Épiphanie (Fig. 73).


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La Formation de Tétreauville À l’intérieur de lits étendus et réguliers, les calcaires forment souvent de nodules en forme de lentilles dont l’épaisseur varie de 3 à 15 cm (Fig. 45). L’espace entre les nodules de calcaires massifs est rempli de shale calcareux. Le calcaire et le shale sont fossilifères.

dans la rivière de L’Assomption (Fig. 9, s. 321) et de Saint Esprit (Fig. 43, s. 319) est composée de calcaire gris-foncé et de calcilutite argileuse fossilifères qui forment des strates très régulières (15-20 cm) séparées par des interlits de shale calcareux (Fig. 44). L’épaisseur de la formation est de 110 à 140 m dans la région.

Fig. 44. Litage régulier des calcaires séparé par des interlits de shale calcareux, Fm de Tétreauville, s. 319, rivière Saint-Esprit.

Fig. 45. Les couches nodulaires de calcilutite dans les shales calcareux, Fm de Tétreauville, s. 319, rivière Saint-Esprit.


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Fig. 46. Microphotographies de la calcilutite (à gauche) et du shale calcareux (à droite), x 2,5; Fm de Tétreauville, s. 319, rivière Saint-Esprit.

La calcilutite est composée de mélange irrégulier de micro-globules de carbonate et de matière argileuse dont la proportion augmente dans les interlits de shale calcareux (Fig. 46).

Le faciès de Terrebonne

est distingué dans la partie supérieure de la Formation de Tétreauville. Le

facies est composé de lits nodulaires fins de calcilutite et de shale calcareux fossilifères (Fig. 47). Les lits nodulaires de calcilutite sont très irréguliers et donnent à la roche l’aspect caillouteux.

Fig. 47. Alternance de calcilutite nodulaire et de shale calcareux (à gauche) et microphotographie du shale calcareux (à droite), x 2,5; Fm de Tétreauville, s. 315, rivière Saint-Esprit.

Les épaisseurs estimées et mesurées des

formations du Groupe de Trenton dans la région de Joliette sont les suivantes : Formation d’Ouareau 5 m, Formation de Deschambault 27 m, Formation de Montréal 34 m, Formation de Tétreauville (avec le

faciès de Terrebonne) 82-145 m, pour une épaisseur totale du Trenton de 211 m (Clark et Globensky, 1976a; 1977). La proportion du shale calcareux augmente dans la partie supérieure du Trenton.


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Le contact stratigraphique entre le calcaire du facies de Terrebonne et le shale calcareux de l’Utica est exposé dans la rivière L’Achigan, près de L’Épiphanie (s. 316, Fig. 43). Le contact est net et concordant avec la disparition des lits de calcaire (Fig.

48) et la présence de couche de la kaolinite de 2,5 cm entre les deux formations (Clark et Globensky, 1977). Le même contact est discordant dans la carrière de l’Épiphanie (Clark et Globensky, 1977).

Fig. 48. Contact stratigraphique entre le calcaire du facies de Terrebonne et le shale de l’Utica. Le marteau est posé sur la

surface de la dernière couche du calcaire micritique (à droite) du contact, s. 316, rivière L’Achigan, Épiphanie.

Le Shale d’Utica est composé de shale calcareux à litage fin (0,5-1 cm) et régulier avec une alternance des couches plus argileuses et plus calcareuses (Fig. 49).

Les shales de l’Utica dans la rivière L’Achigan et la carrière de L’Épiphanie contiennent la faune de graptolites accompagnés de nombreux petits brachiopodes et d’un conodonte Scolopodus (Clark et Globensky, 1977). Les graptolites appartiennent à la partie supérieure de la zone Climacograptus pygmaeus de l’Utica supérieur, d’après la communication personnelle de John Riva (Clark et Globensky, 1977)

indiquant la présence de discontinuité entre le Trenton et le Shale d’Utica. On note la transition graduelle entre le calcaire du Trenton et le shale de l’Utica au nord-est de la région, près de Québec, et la discordance entre ces unités à Grondines dans la rivière du Moulin (Globensky, 1987). Cette transition marque le changement radical des conditions de sédimentation d’eaux claires de mer peu profonde pendant l’accumulation des calcaires du Trenton vers un environnement d’eaux très profondes pour les dépôts océaniques de l’Utica.


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Fig. 49. Shale calcareux de l’Utica 1 m au-dessus du contact avec le facies de Terrebonne, s. 316, rivière L’Achigan, Épiphanie.

Le shale de l’Utica est calcareux (Tableau 1). Il

est de couleur gris foncé dans les couches argileuses et de couleur gris-moyen dans les interlits plus calcareux. Dans le shale, on remarque le micro-litage (0,1-0,2 mm) avec alternance des niveaux composés de carbonates avec quelques grains de quartz et de feldspath et des niveaux riches en minéraux argileux et

matière organique avec les micro-feuillets de biotite authigène (Fig. 50).

La datation de la biotite dans le shale de l’Utica montre que cette biotite n’est pas liée à l’intrusion montérégienne de la région de L’Épiphanie (voir plus bas). L’âge de biotite est de 402±25 Ma (Dévonien inférieur) par K-Ar et de 550±75 Ma (Cambrien inférieur) par Rb-Sr (Clark et Globensky, 1977).

Fig. 50. Microphotographie des micro-lits dans le shale calcareux enrichis en carbonates et en argile avec les micro-feuillets de

biotite authigène, X 10; Shale d’Utica, s. 316, rivière L’Achigan, Épiphanie.


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Tableau 1. Composition des shales de l’Utica et du Lorraine par diffraction-X (valeurs moyennes) dans les Basses-Terres du Saint-Laurent, d’après Thériault (2008).

LORRAINE UTICA SUPÉRIEUR

UTICA INFÉRIEUR

Argiles* 50 20 25Quartz 25 15 10Calcite 5 50 50

Dolomie 5 5 5Feldspaths 10 5 5

*Argiles = 65-85% Illite, 10-25% Chlorite, 5% Kaolinite

Tableau 2. Valeurs de Carbone Organique Total (COT, %) et de l’Index de Hydrogène (HI) dans les shales de l’Utica et du Lorraine dans les Basses-Terres du Saint-Laurent, d’après Thériault (2008).

nord sud moyen nord sud moyen nord sud moyenCOT, % 72 1.42 1.03 1.09 0.95 1.04 0.71 0.42 0.61

HI 84 32 62 116 39 84 116 45 90n* 220 170 390 185 115 300 160 85 245

LORRAINE UTICA SUPÉRIEUR UTICA INFÉRIEUR

*Les échantillons provenant des écailles des Appalaches ne sont pas compris.

La proportion de matière organique varie dans

les shales de l’Utica étant plus élevée dans la partie supérieure de la formation et au nord de Basses-Terres du Saint-Laurent (Tableau 2).

L’épaisseur du Shale d’Utica est de l’ordre de 5 m sur la rivière L’Achigan et dans la carrière de L’Épiphanie. L’épaisseur du Shale d’Utica sur les affleurements de la région de Trois-Rivières varie entre 12 m et 21 m (Clark et Globensky, 1976 b).

Le Groupe de Lorraine a été observé sur la rive sud du Saint-Laurent (Figs 51, 57), sur les affleurements des rivières Nicolet (s. 326-328, 348), Nicolet sud-ouest (s. 331-334) et Bécancour (s. 343-346). Le Groupe de Lorraine est composée des formations de Nicolet et de Pontgravé (Fig. 2).

La Formation de Nicolet

Le shale est gris, fissile, siliceux et micacé (Tableau 1), et contient une proportion variable de matière organique (Tableau 2). Le grès est gris quartzeux-feldspathique à grain fin avec des laminations parallèles ou entrecroisées (Fig. 52). La matrice du grès est calcareuse. Les lits sont continus mais souvent sont en forme de lentilles avec une diminution d’épaisseur de 5-7 cm à 2-3 cm en fonction de la présence de chenaux (Fig. 52). La base des couches de grès est nette avec les structures de charge. On note la séquence turbiditique A-B-C-D de Bouma (Fig. 53) dans les couches de grès avec le granuloclassement normal à la base (A), les stratifications parallèles (B) suivies de celles entrecroisées (C), et les laminations parallèles dans le siltstone (D). Les plis syn-sédimentaires des couches de grès sont observés dans le siltstone (Fig. 54) ainsi que les empreintes de structures de charge sur la surface des couches de grès (Fig. 55).

(s. 326-328, 334, 348, Fig. 51; 343-346, Fig. 57) est composée d’une alternance rythmique (Figs 52, 55) de shale ou de siltstone argileux (30-50 cm) et de grès quartzeux à matrice calcareuse (5-15 cm). La présence de calcaire gréseux est notée vers le sommet de la formation. Les roches sont fossilifères.


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Fig. 51. Carte géologique de la région des rivières Nicolet (s. 326-329, 347-348) et Nicolet sud-ouest (s. 330-336). Voir Fig. 5

pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations.

Fig. 52. Les stratifications obliques et horizontales dans les grès (à gauche) et le lit de grès en lentille - dépôt de chenal- dans les siltstones (à droite), Fm de Nicolet, s. 327, rivière Nicolet.


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Fig. 53. La séquence de Bouma dans le grès avec le granuloclassement normal bioclastique à la base (A), les stratifications parallèles (B) suivies de celles entrecroisées (C), et les laminations parallèles dans le siltstone (D),

Fm de Nicolet, s. 328, rivière Nicolet.


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Fig. 54. Un pli syn-sédimentaire dans une couche de grès dans le siltstone, Fm de Nicolet, s. 344, rivière Bécancour.

Fig. 55. Alternance turbiditique de grès et de siltstone (à gauche) et les empreintes de structures de charge sur la surface de grès (à droite), Fm de Nicolet, s. 344, rivière Bécancour.


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Les grès à grain fin de la Formation de Nicolet

contiennent des grains de quartz et de feldspath, de la glauconite, des feuillets de mica et des minéraux opaques dans un ciment calcareux (Fig. 56). Les grains sont mal arrondis, moyennement triés et localement jointifs. Le ciment compose 15-20% de la roche.

L’épaisseur totale de la Formation de Nicolet est estimée à 760 m (Clark, 1964; Clark et Globensky, 1976c).

Fig. 56. Microphotographie du grès à grain fin quartzo-feldspathique à ciment calcareux, s. 326, X 10; Fm de Nicolet.

Fig. 57. Carte géologique de la région de la rivière Bécancour (s. 338, 343-346, 349). Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations.


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Fig. 58. Alternance de grès calcareux bioclastique et de shale calcareux, Fm de Pontgravé, s. 332, rivière Nicolet sud-ouest.

La Formation de Pontgravé

Les couches de grès sont continues mais souvent elles sont en forme de lentilles d’une épaisseur variable de 5-8 cm à 3-4 cm. Les bancs de shale calcareux sont épais (20-25cm) et contiennent des

nombreux interlits de calcaires et de grès calcareux de 1 à 2 cm d’épaisseur.

(s. 331-333, Fig. 51) est composée d’une alternance rythmique de lits de calcaire coquinoïdal et de grès calcareux bioclastique avec des bancs de shale silteux ou gréseux calcareux (Fig. 58). La caractéristique principale de la formation est l’abondance des coquilles de brachiopodes et de pélécypodes, et de coraux dans une série d’une épaisseur très réduite de 30 à 60 m.

Le grès calcareux est composé de grains de quartz, de feldspath, de mica, de glauconite et de minéraux opaques non-jointifs dans le ciment calcareux. Le ciment compose jusqu’au 40-50% de la roche. Les fragments de coquillages sont abondants dans le grès (Fig. 59). Le shale silteux calcareux est composé d’un mélange de minéraux argileux et de calcaires avec quelques grains de quartz et de feldspath, de glauconite, de mica et de matière organique (Fig. 59).

Fig. 59. Microphotographies : (à gauche) du grès à grain fin calcareux bioclastique, X 2,5; s. 331; (à droite) du shale silteux calcareux, X 10; s. 333; Fm de Pontgravé, rivière Nicolet sud-ouest.


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Fig. 60. La transition (marqué par la flèche) vers la partie supérieure de la Formations de Pontgravé (en haut), s. 331, rivière Nicolet sud-ouest.

La partie supérieure de la Formations de Pontgravé se distingue bien par l’augmentation abrupte de la proportion des couches de grès bioclastique calcareux dans la séquence (Fig. 60).

L’épaisseur totale du Groupe de Lorraine est de 790 à 820 m (Clark, 1964; Clark et Globensky, 1976c).

Le Groupe de Queenston a été observé sur les affleurements (Fig. 51) des rivières Nicolet (s. 329, 347) et Nicolet sud-ouest (s. 330-331). Le Groupe de Lorraine est composée des shales silteux rouges et de grès verts de la Formation de Bécancour (Fig. 2). À la base de cette formation, on distingue le Membre de Carmel dont les shales et les grès sont gris verdâtres.

Les roches ne sont ni calcareuses, ni fossilifères et représentent des dépôts continentaux et subaériens deltaïques (Globensky, 1987).

Le Membre de Carmel (s. 330, 331)

est composé d’une alternance rythmique (Fig. 61) de lits (2-10 cm) de grès gris verdâtre à grain très fin et de couches (2-15 cm) de siltstone et de shale gris. Dans les couches de grès, on distingue le granuloclassement normal. Les grès forment des couches en lentilles déposées par des chenaux.


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Fig. 61. Les grès et les shales gris verdâtres, Membre de Carmel, Fm de Bécancour, s. 330, rivière Nicolet sud-ouest.

Fig. 62. Microphotographies du grès à grain très fin avec des spicules d’éponges, X 10 (à gauche) et du siltstone avec des structures de bioturbation remplies de shale, X 2,5 (à droite), Membre de Carmel, s. 330, rivière Nicolet sud-ouest.


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Le grès du Membre de Carmel contient des grains de quartz, de feldspath, de mica, de glauconite et des minéraux opaques dans un ciment argileux-siliceux parfois contenant des spicules d’éponges (Fig. 62). Le shale et le siltstone contiennent quelques grains de la même composition dans une matrice siliceuse-argileuse. On y observe des structures de bioturbation (Fig. 62).

La Formation de Bécancour

est composée d’une alternance de lits (5-8 cm) grès gris-verdâtre et de couches (40-50 cm) de siltstone et de shale rouges (Fig. 63). On y note la présence de lentilles de gypse et d’anhydrite (Clark, 1964; Clark et Globensky, 1976c).

Fig. 63. Alternance de grès vert et de siltstone et de shale rouges, Fm de Bécancour, s. 347, rivière Nicolet, Sainte-Monique.

Le grès à grain fin est composé de grains de

quartz, de feldspath, de glauconite, de mica et de minéraux opaques dans un ciment siliceux-argileux (Fig. 64). Les grains sont mal triés et anguleux. Le

siltstone et le shale sont caractérisés par la présence abondante d’hématite dans le ciment (Fig. 64).

L’épaisseur totale de la Formation de Bécancour est de 610 m (Globensky, 1987).


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Fig. 64. Microphotographies du grès verdâtre à glauconite, X 10 (à gauche); et du siltstone gréseux rouge à hématite, X 2,5 (à droite), Fm de Bécancour, s. 347, rivière Nicolet, Sainte-Monique.

3.2 Les unités stratigraphiques du parautochtone (Groupe de Sainte-Rosalie)

Le Groupe de Sainte-Rosalie a été observé sur les affleurements des rivières Nicolet sud-ouest (Fig. 51, s. 335-336) et Bécancour (Fig. 57, s. 338). Le Groupe de Sainte-Rosalie est représenté dans la région par les formations de Sainte-Sabine et Les Fonds.

La Formation de Sainte-Sabine

La Formation de Sainte-Sabine est équivalente à la

sur la rivière Nicolet sud-ouest (à Sainte-Brigitte-des-Saults) est composée d’ardoises contenant des lits boudinés de dolomie et de calcaire. Les ardoises sont de couleur gris foncé, fortement replissées (voir plus bas). La dolomie montre une texture à cristaux très fins (0,03 mm), de couleur gris foncé sur la surface fraîchement cassée et chamois sur la surface altérée (Fig. 65, 67). Elle forme des boudins d’une épaisseur de 15 à 25 cm et de longueur 2 à 3 m dans les ardoises fortement plissées. Le calcaire est de couleur gris foncé à noir et forme de minces (2-5 cm) couches boudinées dans les

ardoises (Fig. 66). Les couches de calcaire sont très aplaties et montrent un système de stylolites subparallèles (Fig. 67).

Formation de Les Fonds

La faune de l’Utica est observée dans la Formation de Sainte-Sabine et elle est composée uniquement de graptolites (Globensky, 1987).

des régions de Bécancour, Aston et Portneuf (Globensky, 1987). Sur la rivière Bécancour (Fig. 57, s. 338), elle est composée d’une alternance de shale schisteux noir et siliceux, et de grès quartzeux gris foncé recristallisé. Les roches des deux formations représentent une séquence de flysch accumulée à l’avant de l’allochtone taconien (Globensky, 1987) mais dans l’environnement plus profond que celui de la séquence du bassin d’avant-pays (Comeau et al., 2004).

Les roches du Groupe Sainte-Rosalie sont présentes au sein d’écailles imbriquées et plissées coincées entre la ligne Logan et la faille d’Aston. L’épaisseur des deux formations est difficile à évaluer à cause de fort plissement et des failles inverses (voir plus bas).


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Fig. 65. Boudins de dolomie micritique dans les ardoises plissées, Fm de Sainte-Sabine, s. 335, rivière Nicolet sud-ouest.

Fig. 66. Couches minces de carbonate noir (Ca) boudinées dans les ardoises, Fm de Sainte-Sabine, s. 335, rivière Nicolet sud-ouest.

Ca


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Fig. 67. Microphotographies de la dolomie à cristaux très fins, X 10 (à gauche) et du calcaire stylolitique, X 2,5 (à droite) dans l’ardoise, Fm de Sainte-Sabine, s. 335, rivière Nicolet sud-ouest.

3.3 Les unités stratigraphiques de l’allochtone (groupes de Sillery et de Saint-Roch)

Le Groupe de Sillery a été observé sur l’affleurement de la rivière Bécancour (Fig. 57, s. 349). Le groupe est composé d’une alternance rythmique de micaschiste gris et de schiste ardoisier de couleur rouge et verte (Fig. 68).

Le micaschiste est caractérisé par la présence de plans de schistosité soulignés de feuillets co-orientés de biotite verte qui séparent les leucosomes constituées de quartz, de feldspath et de minéraux accessoires (Fig. 69).


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Fig. 68. Micaschiste gris et schistes ardoisiers rouges, Groupe de Sillery, s. 349, rivière Bécancour.

Fig. 69. Microphotographie du micaschiste, Groupe de Sillery, X 10; s. 349, rivière Bécancour.

Le Groupe de Saint-Roch a été observé dans une carrière au sud de Saint-Wenceslas (Fig. 51, s. 337). Il est composé des basaltes de couleur verte et rouge qui forment deux séries de laves en coussins. Le basalte vert forme une série à la base de la séquence

observée qui est surplombée par une série de basalte rouge (Fig. 70). Les deux séries sont séparées par une zone de faille et un niveau de brèche de basaltes carbonatisés associé à la zone de la faille (voir plus bas).


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Les basaltes forment une écaille tectonique dans les failles imbriquées de la partie frontale de l’allochtone (Fig. 51).

Les basaltes ont une structure ophitique composée d’aiguilles de plagioclase et de verre volcanique (Fig. 71.) Les fractures dans les coussins et

dans la partie centrale de coussins sont remplies de calcite cristalline et d’hématite (Fig. 71).

L’épaisseur observée de la séquence de basaltes en coussins du Groupe de Saint-Roch est de 35-40 m.

Fig. 70. Basalte rouge en coussins, Groupe de Saint-Roch, s. 337, Saint-Wenceslas.

Fig. 71. Microphotographie de la texture ophitique du basalte, X 2,5 (à gauche), basalte vert en coussins (à droite), Groupe de Saint-Roch, s. 337, St. Wenceslas.


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3.4 Des roches ignées montéregiennes

Des roches ignées probablement associées à l’activité ignée des collines montéregiennes (Crétacé) (Fig. 72) ont été observées près de la carrière de L’Épiphanie (Fig. 73). Les roches mafiques alcalines

forment un sill sur le toit de la carrière et une série de petites intrusions autour de la carrière. Le shale de l’Utica sous le sill est dur et cassant probablement suite à une légère cuisson par le sill (Clark et Globensky, 1977).

Fig. 72. Microphotographie de la roche mafique alcaline d’un sill d’âge Crétacé (intrusion montérégienne), s. 317, L’Épiphanie.


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Fig. 73. Localisation des roches ignées montéregiennes sur la carte géologique de la région de L’Épiphanie. Voir Fig. 5 pour les indices des unités stratigraphiques. Voir Annexe 1 pour les coordonnées de stations.


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4. Structures tectoniques

L’analyse des structures tectoniques de la région d’étude est présentée du nord-ouest vers le sud-est, à travers l’orientation des structures régionales.

4.1 La faille de Saint-Cuthbert

La faille de Saint-Cuthbert est une faille normale régionale orientée sud-ouest – nord-est qui affecte les roches du Grenville et des Basses-Terres du Saint-Laurent dans les régions de Joliette et de Trois-

Rivières (Fig. 5). Le déplacement le long de cette faille augmente du sud-ouest vers le nord-est.

Au sud-ouest, près de Joliette (Fig. 9), la faille de Saint-Cuthbert sépare les différentes formations du Trenton supérieur avec un déplacement estimé de 131 m (Clark et Globensky, 1976a). Les couches de la Formation de Tétreauville sont redressées avec un pendage de 20° vers le sud-est sur le flanc sud-est de la faille (Fig. 74), tandis que le pendage général des strates de la région est de 0° à 5° vers le sud-est.

Fig. 74. Couches de calcaires et de shales calcareux de la Formation de Tétreauville redressées avec un pendage de 20˚ vers le sud-est sur le flanc sud-est de la Faille de Saint-Cuthbert, s. 321, rivière L’Assomption.


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Fig. 75. Calcirudite (à gauche) et couches de calcaires plissées sur le flanc sud-est de la Faille de Saint-Cuthbert (à droite), s. 305, rivière Bayonne.

Dans le segment central (Fig. 6), la faille de

Saint-Cuthbert sépare les couches gréseuses du Beekmantown et du Postdam des séries calcareuses du Trenton avec un déplacement estimé de 147 m sur la rivière Bayonne à 298 m sur la rivière Chicot (Clark et Globensky, 1976a). Des failles secondaires normales affectent les grès dolomitiques du Beauharnois sur le flanc nord-ouest de la faille. Les calcirudites (conglomérats calcareux) apparaissent dans la Formation de Tétreauville près du plan de la faille sur son flanc sud-est (Fig. 75). L’accumulation de ces conglomérats est probablement locale et liée au

mouvement syn-sédimentaire le long de la faille car on ne décrit pas ce type de dépôts comme caractéristique de la Formation de Tétreauville (Clark et Globensky, 1976a). Les couches de calcaires sont redressées et plissées près de la faille (Fig. 75).

Au nord-est, aux chutes de Sainte-Ursule de la rivière Maskinongé (Fig. 22), la faille de Saint-Cuthbert sépare le gneiss et le quartzite du socle grenvillien des grès dolomitiques du Beekmantown. Le déplacement dans ce segment de la faille est estimé à 367 m (Clark et Globensky, 1976a).

Fig. 76. Coupe schématique à travers la faille de Saint-Cuthbert, chutes de Sainte-Ursule, modifié d’après Clark et Globensky

(1976a). s. 341 indique la localisation de quartzites mylonitiques (Fig. 77). Voir Fig. 22 pour la localisation de la coupe.

On observe des zones de cisaillement dans le

gneiss et le quartzite du socle précambrien, localement remplies de pyrite (Fig. 76). L’attitude de la zone de cisaillement dans le gneiss près de la faille de Saint-


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Cuthbert est N64˚/58˚ (Annexe 4, s. 340). Dans la zone de la faille de Saint-Cuthbert, le quartzite a subi une déformation ductile avec la recristallisation

dynamique du quartz et le développement de structures mylonitiques de type « core-and-mantle structure» (Fig. 77).

Fig. 77. Microphotographie du quartzite mylonitique, X 2,5; faille de Saint-Cuthbert, s. 341, chutes de Sainte-Ursule.

Les couches de grès dolomitique du

Beekmantown forment un synclinal asymétrique avec un pendage plus fort sur le flanc nord-ouest du pli (45˚) et plus faible sur son flanc sud-est (8˚) (Figs 23, 76). L’axe du pli plonge légèrement (7˚) vers le nord-est (N38). Les couches de grès près de la faille sont enrichies en pyrite (Fig. 24).

Au nord de Trois-Rivières (Fig. 34), la faille de Saint-Cuthbert sépare le gneiss du socle grenvillien et le grès et le calcaire du Black River et du Trenton. La faille est bien prononcée dans le relief marquant la falaise de 40 m d’hauteur.

4.2 Un décollement subhorizontal et un pli de rampe

Un décollement subhorizontal et un pli de rampe ont été observés dans les calcaires de la Formation de Tétreauville sur l’affleurement de la rivière L’Achigan à Saint-Roch-de-l’Achigan. Le pli est formé dans les calcaires au-dessus d’une rampe du décollement se propageant parallèlement aux interlits de shale calcareux (Fig. 78). L’amplitude visible du pli de rampe est de 80-100 cm.


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Fig. 78. Décollement subhorizontal (ligne rouge) et pli de rampe dans les calcaires de la Formation de Tétreauville, s. 318, la rivière L’Achigan, Saint-Roch-de-l’Achigan.

Le développement de décollement horizontal et

de pli de rampe est typique dans des régions ayant subi un raccourcissement sous l’effet d’une contrainte principale horizontale. La présence de ces structures dans les couches de la plate-forme du Saint-Laurent sur la rive nord du fleuve pourrait être expliquée par la propagation de la déformation dans la couverture sédimentaire lors de la réactivation inverse des failles normales dans le socle grenvillien pendant les phases tardives de l’orogenèse taconienne. Les alternances rythmiques de couches de calcaire et de shale calcareux de la Formation de Tétreauville à pendage faible sont très favorables pour la propagation lointaine des décollements subhorizontaux.

4.3 La stratification et les plis

La stratification et les plis ont été analysés dans les unités sédimentaires des Basses-Terres du Saint-Laurent sur les deux rives du fleuve de Saint-Laurent.

Le pendage de couches des unités des Basses-Terres du Saint-Laurent des régions de Joliette et de Trois-Rivières est généralement très faible variant de

3˚ à 5˚ vers le sud-est (Annexe 3). Les couches sont légèrement redressées jusqu’à 12̊ -20˚ près de la faille de Saint-Cuthbert (Figs 74-75). En tenant compte du redressement de couches, l’attitude moyenne des plans de stratification sur la rive nord du fleuve est de N47/11 (Fig. 79).

Le pendage des couches des turbidites du Lorraine sur le flanc sud-est du synclinal de Chambly-Fortierville est vers le nord-ouest (Fig. 80) avec une valeur moyenne de 13˚ (Fig. 79). Dans la zone proche de l’axe du pli, le pendage des strates de la Formation de Bécancour est plus faible, 4˚ vers le nord-ouest (s. 347, Annexe 3).


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Fig. 79. Pôles des plans de la stratification (S0) dans les unités des Basses-Terres du Saint-Laurent de la région d’étude. Projection sur l’hémisphère inférieur. CF synclinal – synclinal de Chambly-Fortierville. Les pôles des plans des strates sont

montrés en: cercles – du flanc NO du synclinal CF, carrés – du flanc SE du synclinal CF, et diamants – du flanc SE de la zone triangulaire. Les axes des plis mésoscopiques sont en triangles.

En utilisant les plans moyens de la stratification observée sur les rives nord et sud du Saint-Laurent (Fig. 79), on détermine l’axe et la géométrie du pli régional. L’axe du pli est subhorizontal et plonge très faiblement vers le sud-ouest (N234/01). Le plan regroupant des pôles de plans de stratification πS0 est subvertical N144/89 (Fig. 79). Le plan axial du pli est subvertical avec un pendage très fort vers le sud-est (N50/88). Le pli est droit, symétrique et ouvert (angle d’ouverture de 156° entre les flancs). La contrainte principale responsable du développement de pli régional est subhorizontale et orientée nord-ouest – sud-est (Fig. 79). Cette orientation correspond bien à la contrainte de raccourcissement régional NO-SE

existante pendant l’orogenèse taconienne (Faure et al., 2004).

Le synclinal de Chambly-Fortierville s’est développé dans les roches du Lorraine et du Queenston au-dessus du niveau Trenton-Utica (Fig. 4). Le pli est considéré comme syn-sédimentaire s’étant développé dans le bassin d’avant-pays pendant son approfondissement suite à une flexure lithosphérique (Fig. 3) sous l’effet de la charge des écailles tectoniques du front orogénique des Appalaches pendant l’orogenèse taconienne (Castonguay et al., 2006; Konstantinovskaya et al., 2009).

Les turbidites du Lorraine au front de la faille d’Aston sont affectées par la déformation liée à


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l’emplacement des écailles tectoniques de l’allochtone. Dans une bande de 5 à 8 km au front de la faille d’Aston (Fig. 82), les couches du Lorraine sont redressées à pendage fort vers le sud-est (Fig. 81) avec

attitude moyenne de la stratification de N53/67 (Fig. 79). On observe des plis et des failles inverses à vergence nord-ouest qui affectent les séries turbiditiques.

Fig. 80. Le pendage vers le nord-ouest dans les turbidites du Lorraine sur le flanc sud-est du synclinal de Chambly-Fortierville, s. 327, rivière Nicolet.

Fig. 81. Le pendage vers le sud-est dans les turbidites du Lorraine sur le flanc sud-est de la zone triangulaire, s. 334, rivière Nicolet sud-ouest.


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4.4 La zone triangulaire

La zone triangulaire se trouve entre le flanc sud-est du synclinal de Chambly-Fortierville et le front des écailles imbriquées des allochtones (Fig. 82), à environ 5 à 8 km de la faille d’Aston. Cette structure avait été auparavant reconnue comme un pli anticlinal (Clark, 1964). Plus récemment, l’interprétation du profil sismique M2002 (Castonguay et al., 2006) a permis de démontrer que les décollements subhorizontaux se propagent dans les turbidites du

Lorraine au-dessous du flanc sud-est du synclinal de Chambly-Fortierville jusqu’à la zone axiale du pli (Fig. 4). Au-dessus de ces décollements, les strates et les failles inverses convergent vers l’axe du pli anticlinal (Fig. 82) entre le synclinal de Chambly-Fortierville et le front des allochtones (Fig. 4). L’ensemble de ces structures correspond à la géométrie des zones triangulaires (Fig. 83) reconnues au front des Rocheuses Canadiennes (Hrudey et al., 2003).

Fig. 82. Carte géologique de la région des rivières Nicolet, Nicolet sud-ouest et Bécancour. Voir Fig. 5 pour les indices stratigraphiques et structuraux. L’axe de la zone triangulaire délimite le front de déformation dans les turbidites du Lorraine

liée à l’emplacement des écailles tectoniques des allochtones.


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Fig. 83. La coupe à travers la zone triangulaire de la région de la rivière Lovett, Alberta Centrale, d’après Hrudey et al. (2003).

Fig. 84. Les plis dans les turbidites du Lorraine, la partie axiale de la zone triangulaire, s. 345, Breault, rivière Bécancour.

La série turbiditique du Lorraine est fortement

plissée dans la partie axiale de la zone triangulaire (Fig. 84). Les axes des plis mésoscopiques plongent de 9°-10° vers le sud-ouest (Fig. 79, Annexe 4).

Les axes des plis mésoscopiques de la zone triangulaire sont parallèles à l’axe du synclinal de Chambly-Fortierville et à l’axe du plissement régional (N234/01) qui a été déterminé à partir des données de

la stratification (Fig. 79). Les axes des plis régionaux dans les unités de Basses-Terres du Saint-Laurent de la région d’étude sont parallèles à la direction des failles inverses dans les écailles imbriquées des allochtones (Fig. 82).

La zone triangulaire s’est développée dans les séries du bassin d’avant-pays au-dessus des niveaux de décollements subhorizontaux (Fig. 4) qui s’étaient propagés dans les shales de l’Utica et du Lorraine suite


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au raccourcissement et à l’avancée des écailles tectoniques au front des Appalaches pendant l’orogenèse taconienne.

4.5 Les écailles tectoniques du parautochtone

Les écailles tectoniques du parautochtone ont été observées sur les affleurements de la rivière Nicolet sud-ouest à Sainte-Brigitte-des-Sault (Fig. 51). Les roches de la Formation de Sainte-Sabine forment une bande fortement déformée entre la faille d’Aston

et la Ligne Logan. Les ardoises forment des plis isoclinaux très serrés (Fig. 85) dont les axes plongent de 22˚ vers le nord-est (Fig. 79; Annexe 4, s. 335). Les couches de dolomie et de calcaire sont boudinées (Figs 65, 66). Le plan de schistosité dans les ardoises est parallèle au pendage des strates boudinées sur les flancs des plis serrés (Fig. 85). De nombreuses failles inverses orientées N60/70 affectent la série de Sainte-Sabine. Les stries sur les plans de ces failles sont recristallisées en calcite (Fig. 86) et plongent vers le sud-est (N160/63) (Annexe 4, s. 335).

Fig. 85. Les plis isoclinaux serrés (lignes jaunes) et les failles inverses (lignes rouges) dans les ardoises et dolomies, Fm Sainte-Sabine, s. 335, rivière Nicolet sud-ouest.


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Fig. 86. Stries en calcite sur le plan de la faille inverse qui affecte les ardoises de Sainte-Sabine, s. 335, rivière Nicolet sud-ouest.

4.6 L’écaille tectonique composée de basaltes en coussins du Groupe de Saint-Roch à Saint-Wenceslas

Dans la partie frontale de la nappe de la Chaudière, on observe une écaille tectonique composée de basaltes en coussins du Groupe de Saint-Roch à Saint-Wenceslas.

Les séries des laves en coussins sont inclinées de 30˚ vers le sud-ouest (Annexe 3). La faille inverse

avec une forte composante de décrochement affecte les basaltes dans cette écaille (Fig. 87). La faille est d’attitude N110/25 avec des stries de décrochement senestre (N305/20) (Fig. 88). Elle sépare la partie inférieure de la séquence composée de basaltes verts de la partie supérieure de basaltes rouges.

Une zone de brèche de basaltes est observée dans la zone de faille. Les basaltes sont fracturés et carbonatisés sur une zone de 2 m au-dessus de la faille (Figs 87-88).


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Fig. 87. La faille inverse avec une composante de décrochement sénestre (ligne blanche) affecte le contact entre les séries de basaltes en coussins verts (à droite) et rouges (à gauche). Noter la forte fracturation et carbonatisation des laves au-dessus du

plan de la faille. Groupe de Saint-Roch, s. 337, St.-Wenceslas.

Fig. 88. Les stries de décrochement senestre sur le plan de la faille (à gauche) et la brèche des basaltes fracturés et carbonatisés au-dessus de la faille (à droite), Groupe de Saint-Roch, s. 337, Saint-Wenceslas.


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5. Conclusions

Ce rapport représente la description et l’analyse détaillées de la lithologie, de la pétrographie et des structures tectoniques observées sur terrain dans les roches des Basses-Terres du Saint-Laurent des régions de Joliette, Trois-Rivières et Nicolet. Une collection de 78 échantillons a été récoltée pour représenter toutes les formations de la plate-forme du Saint-Laurent. Les unités sédimentaires étudiées sur les rives nord et sud du fleuve sont les suivantes: des grès du Groupe de Potsdam; des dolomies et des grès dolomitiques du Groupe de Beekmantown; des calcaires et des grès des groupes de Chazy et de Black River; des calcaires argileux du Groupe de Trenton; le shale de l’Utica; des turbidites du Groupe de Lorraine et la molasse du Groupe de Queenston. La faille normale de Saint-Cuthbert, le pli de Chambly-Fortierville et les plis mésoscopiques, la zone triangulaire du bassin d’avant-pays, les écailles tectoniques du parautochtone et des allochtones ont été décrites. La collection des échantillons représentatifs des formations de la plate-forme du Saint-Laurent dans la région d’étude aide à compléter la connaissance de la lithologie et de la pétrographie des différents faciès régionaux. Ces

échantillons pourront également servir dans l’étude de la porosité, de la perméabilité et d’autres paramètres pétro-physiques des séries sédimentaires de la plate-forme du Saint-Laurent. Les formations des Groupes de Potsdam, de Beekmantown et de Trenton contiennent les aquifères salins profonds dans la région de Bécancour. La connaissance de propriétés pétro-physiques des différents faciès sédimentaires étudiés à partir des affleurements dans les régions de Joliette et de Trois-Rivières peut être appliquée dans l’analyse du potentiel de stockage du CO2 dans les aquifères salins profonds de la région de Bécancour.

6. Remerciements Le projet a été développé au sein de la Chaire

de Séquestration du CO2 (INRS-ETE) supportée par le Ministère du Développement durable, de l’Environnement et des Parcs du Québec (MDDEP). Nous sommes très reconnaissants à Marie-Claude Brunet-Ladrie, stagiaire de l’INRS-ETE et assistante sur terrain. Nous remercions Yves Duchaine pour le support et les conseils efficaces.


68

7. Références Al-Aboud N., 2003. Observation et quantification des mécanismes de pression-dissolution dans un réservoir gréseux. Thèse Ph. D., L’université des sciences et technologies de Lille, France.

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ANNEXES


73

Annexe 1. Stations des affleurements étudiés dans la région de Joliette, Trois-Rivières et Nicolet

Les coordonnées sont en format UTM NAD 83, zone 18N. Station X_UTM Y_UTM Zone Région Fm Gp

300 636894.55 5113260.69 18 St-Cuthbère Odc Tr301 636681.67 5113471.15 18 St-Cuthbère Cch Po302 636771.44 5113316.46 18 St-Cuthbère Cca Po303 636881.43 5113312.74 18 St-Cuthbère Odc Tr304 632734.93 5106539.12 18 r. Bayonne Obh Bm305 632757.62 5106503.25 18 r. Bayonne Otv Tr306 616794.19 5103052.79 18 r. Assomption (N) Oth Bm307 607903.38 5097012.99 18 r. Ouareau (N) Cca Po308 610756.84 5096156.85 18 r. Ouareau (N) Oth Bm309 612455.72 5094539.83 18 r. Ouareau (N) Obh Bm310 615224.73 5093976.66 18 r. Ouareau, Les Dalles Ole BR311 609607.30 5093143.05 18 NE de St Jacques Olv Chz312 609904.99 5093458.05 18 NE de St Jacques Obh Bm313 621238.69 5097952.14 18 r. Ass, Joliette Olv Chz314 621222.24 5097867.36 18 r. Ass, Joliette Olv Chz315 617460.80 5077953.54 18 r. Assomption (S) Epiphanie Ote Tr316 617452.45 5077896.48 18 r. Assomption (S) Epiphanie Out Ut317 616837.48 5077571.88 18 r. Achigan, St-Roch-de-l'Achigan Cmo intrusion318 609449.20 5078683.06 18 r. Achigan, St-Roch-de-l'Achigan Otv Tr319 612728.99 5081771.67 18 r. St Esprit, Laurence Otv Tr320 616330.42 5093754.80 18 r. Rouge, Les Dalles Osm (mo) Tr321 622139.70 5096212.77 18 r. Assomption, Joliette Otv Tr322 671176.61 5147832.21 18 r. St Maurice, Les Grès Ogb BR323 671302.66 5147566.00 18 r. St Maurice, Les Grès Ogb BR324 671633.69 5147399.63 18 r. St Maurice, Les Grès Ogb BR325 665354.44 5142146.07 18 r. Yamachiche, Bornival Odc Tr326 695382.01 5112255.20 18 r. Nicolet, S du Ste Monique Oni Lor327 693708.25 5112818.12 18 r. Nicolet, S du Ste Monique Oni Lor328 693738.77 5112846.46 18 r. Nicolet, S du Ste Monique Oni Lor329 693540.34 5113543.37 18 r. Nicolet, S du Ste Monique Obe Qst330 688160.02 5109613.07 18 r. Nicolet SW, S de La Visitation Obe(crm) Qst331 687970.77 5109288.81 18 r. Nicolet SW, S de La Visitation Opo-be(crm) Lor-Qst332 688003.09 5109317.07 18 r. Nicolet SW, S de La Visitation Opo Lor333 688033.46 5109078.38 18 r. Nicolet SW, S de La Visitation Opo Lor334 689614.50 5107430.36 18 r. Nicolet SW, S de La Visitation Oni Lor335 695036.53 5100510.62 18 r. Nicolet SW, SteBrigitte-des-Saults Oss SteRos336 696200.04 5100748.97 18 r. Nicolet SW, E du SteBrigitte-des-Saults Oss SteRos337 708187.37 5112217.40 18 S du St-Wenceslas Csr1 St Roch338 715941.18 5119181.53 18 r. Bécancour, S Oss SteRos339 646803.06 5129079.86 18 Chutes Ste Ursule, r. Maskinongé Grenville PC340 646821.22 5128857.19 18 Chutes Ste Ursule, r. Maskinongé Grenville PC341 646893.03 5128822.65 18 Chutes Ste Ursule, r. Maskinongé Gren/Obh PC/Bm342 646887.62 5128804.32 18 Chutes Ste Ursule, r. Maskinongé Obh Bm343 706592.90 5120933.65 18 Breault, r. Bécancour Oni Lor344 706667.25 5121002.72 18 Breault, r. Bécancour Oni Lor345 706600.42 5121022.49 18 Breault, r. Bécancour Oni Lor346 706813.86 5121018.02 18 Breault, r. Bécancour Oni Lor347 690160.64 5114248.76 18 r. Nicolet, Ste Monique Obe Qst348 696084.26 5111767.58 18 r. Nicolet, S du Ste Monique Oni Lor349 717974.52 5121216.19 18 r. Bécancour, St Sylvère Csy Sillery


74

Annexe 2. Liste des échantillons des unités stratigraphiques et magmatiques de la région d’étude.

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302

305

310

311

313

319

320

322

Annexe 2. (continue).


76

Annexe 3. Direction et pendage de stratification dans les unités stratigraphiques de la région d’étude

Station Easting Northing dir S0 pend S0 Station Easting Northing dir S0 pend S0300 636894.55 5113260.69 105 14 324 671633.69 5147399.63 75 3301 636681.67 5113471.15 75 5 325 665354.44 5142146.07 63 3302 636771.44 5113316.46 65 4 326 695382.01 5112255.20 54 48303 636881.43 5113312.74 57 14 327 693708.25 5112818.12 242 14304 632734.93 5106539.12 63 2 328 693738.77 5112846.46 245 16305 632757.62 5106503.25 112 43 329 693540.34 5113543.37 245 25306 616794.19 5103052.79 15 3 330 688160.02 5109613.07 208 14307 607903.38 5097012.99 0 0 331 687970.77 5109288.81 210 15308 610756.84 5096156.85 12 7 332 688003.09 5109317.07 225 8309 612455.72 5094539.83 53 15 333 688033.46 5109078.38 210 18310 615224.73 5093976.66 20 12 334 689614.50 5107430.36 53 70311 609607.30 5093143.05 8 7 335 695036.53 5100510.62 42 66312 609904.99 5093458.05 5 5 337 708187.37 5112217.40 115 30313 621238.69 5097952.14 320 8 338 715941.18 5119181.53 30 82314 621222.24 5097867.36 240 20 341 646893.03 5128822.65 30 45315 617460.80 5077953.54 50 4 342 646887.62 5128804.32 308 8316 617452.45 5077896.48 40 4 344 706667.25 5121002.72 55 66319 612728.99 5081771.67 340 3 345 706600.42 5121022.49 55 68320 616330.42 5093754.80 50 4 346 706813.86 5121018.02 255 75321 622139.70 5096212.77 40 20 347 690160.64 5114248.76 270 4322 671176.61 5147832.21 140 4 348 696084.26 5111767.58 235 63323 671302.66 5147566.00 85 4 349 717974.52 5121216.19 60 68

Note : Les mesures structurales (Annexes 3, 4) ont été prises en appliquant la règle de la main droite.


77

Annexe 4. Mesures de schistosité (S1/Sn), de plans de failles, de stries, d’axes de plis et de veines de la région d’étude

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348

2533

964

6803

.06

5129

079.

8610

3234

064

6821

.22

5128

857.

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022.

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251

2102

2.49

234

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6813

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0222

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347

6901

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à 28

290

Documents

FORMATIONS ET STRUCTURES DES BASSES …grrebs.ete.inrs.ca/wp-content/uploads/2014/02/2010-V2-2...Les résultats d’une analyse pétrographique et structurale sont ajoutés aux observations