Alexandre Normandeau

TRANSFERT SEDIMENTAIRE EXTRACOTIER RÉCENT VIA UN SYSTÈME CHENAL-LEVÉE AU

LARGE DE SEPT-ÎLES, EST DU QUÉBEC

Mémoire présenté à la Faculté des études supérieures et postdoctorales de l'Université Laval

dans le cadre du programme de maîtrise en sciences géographiques pour l'obtention du grade de maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)

DEPARTEMENT DE GEOGRAPHIE FACULTÉ DE FORESTERIE, DE GÉOGRAPHIE ET DE GÉOMATIQUE

UNIVERSITÉ LAVAL QUÉBEC

2011

Alexandre Normandeau, 2011

Résumé L'érosion côtière affecte actuellement plus de 50% des côtes de l'estuaire et du golfe du

Saint-Laurent. Dans ce contexte, il est important de comprendre le transfert sédimentaire

vers le milieu marin puisque les sédiments sont exportés du système littoral et contribuent

ainsi à la perte de sédiments sur la côte. L'objet de cette étude est donc de caractériser le

transfert sédimentaire le long de la baie de la Boule vers le milieu marin via un système

chenal-levée au large de la Pointe-aux-Basques (Sept-îles, Côte-Nord) afin de déterminer si

ce système contribue présentement à transférer des sédiments côtiers erodes vers le large.

Pour atteindre cet objectif, des données bathymétriques à haute résolution, de sonar à

balayage latéral, de profileur acoustique de sous-surface, de magnétomètre marin et LiDAR

ont été acquises dans la région de Sept-îles. De plus, huit carottes boîtes ont été prélevées

de la colonne sédimentaire à même le système chenal-levée afin d'analyser les propriétés

physiques et chimiques des sédiments ainsi que le profil de décroissance radioactive du 210Pb.

Les résultats de cette étude confirment que la région est affectée par une dynamique

sédimentaire côtière très active, où plus de 400 000 m3 de sédiments ont été transportés sur

la côte entre 2006 et 2008. En milieu marin peu profond, les données granulométriques

démontrent qu'un système de dunes prograde vers l'ouest. Ces dunes permettent de

transférer les sédiments vers la Pointe-aux-Basques où le rétrécissement du plateau côtier

engendre le débordement des sédiments et la formation de courants gravitaires. Ces

courants gravitaires sont à l'origine du système chenal-levée et sont visibles sous la forme

d'événements ponctuels dans les carottes de sédiments. Les données de sous-surface

suggèrent également l'activité récente du système par la morphologie et la stratigraphie des

chenaux. De plus, les analyses au 210Pb confirment que le système est présentement actif et

affecté par des événements de sédimentation rapides et ponctuels. Les données provenant

du magnétomètre marin et de la susceptibilité magnétique des carottes suggèrent quant à

elles que les sédiments proviennent bel et bien du littoral, contribuant ainsi dans une

certaine mesure, à une perte de sédiments sur la côte.

Ill

Abstract Coastal erosion currently affects more than 50% of the coastline of the Estuary and Gulf of

St. Lawrence. In this context, it is important to understand the transfer of eroded coastal

sediments to the marine environment and its contribution to the loss of sediments along the

coast. The aim of this study is to describe the sediment transfer along the baie de la Boule

to the marine environment through a channel-levee system offshore Pointe-aux-Basques

(Sept-îles, North Shore) and to determine whether this system currently contributes to the

offshore transfer of eroded coastal sediments. To reach this objective, high-resolution

bathymetry, sidescan sonar, subbottom profiler, marine magnetometer and LiDAR data

were acquired in the region of Sept-Des. In addition, eight cores were collected from box-

corers in the channel-levee system in order to analyze the physical and chemical properties

of sediments and the 2l0Pb profiles.

The results from this study confirm that the region is affected by an active transport of

coastal sediment, where more than 400 000 m of sediments were transported along the

coast between 2006 and 2008. In the shallow marine environment, grain-size data shows

that a system of shore-connected ridges prograde westward. These shore-connected ridges

transfer sediments to Pointe-aux-Basques, where the narrowing of the coastal shelf creates

an overflow of sediment and the formation of gravity currents. These gravity currents are

responsible for the construction of the channel-levee system and are visible as pulses in the

sediment cores. The seismic data allowed us to examine the morphology and stratigraphy

of the channels and indicates a recent activity in the system. 2l0Pb data confirms that the

system is currently active and is affected by punctual events of rapid sedimentation. On the

other hand, data from the marine magnetometer and magnetic susceptibility of cores

suggest that sediments originate mainly from coastal erosion or coastal transport, thus

contributing to the loss of sediments on the coast.

Avant-Propos La réalisation de ce mémoire a été rendue possible grâce au soutien financier du Fonds

Québécois de Recherche sur la Nature et les Technologies (FQRNT), du Centre de

recherche en géochimie et en géodynamique (GEOTOP) et de GÉN1VAR ainsi que de

subventions de recherche du Conseil national de recherche en sciences naturelles et en

génie (CRSNG) (subventions à la découverte et de temps-navire), de la Fondation

canadienne pour l'innovation (FCI) et du Ministère de l'éducation, du loisir et des sports du

Québec.

Je tiens sincèrement à remercier mon directeur Patrick Lajeunesse pour sa grande

disponibilité, pour les discussions enrichissantes et pour sa confiance tout au long de la

réalisation de ce mémoire. Je tiens également à remercier mon codirecteur Guillaume St-

Onge pour sa disponibilité malgré son éloignement, sa grande aide sur les propriétés

physiques des sédiments et la chance qu'il m'a donnée d'utiliser les laboratoires de

l'ISMER. Merci également à Jacques Locat pour ses critiques constructives lors de

l'évaluation du mémoire.

Je remercie François Morneau (Ministère de la Sécurité publique), Jean-Denis Bouchard

(Ministère du Développement durable, de l'Environnement et des Parcs), Guy Parenteau

(Ville de Sept-îles), et le Centre Interdisciplinaire en Cartographie des Océans (CIDCO)

pour les données bathymétriques côtières et LiDAR ainsi que le Service hydrographique du

Canada (SHC) pour les données bathymétriques profondes. Je remercie également

l'équipage du N/R Coriolis II pour leur aide lors des deux missions de recherche, Urs

Neumeier pour son aide lors de la mission COR1001, l'équipe du Laboratoire de

géomorphologie marine (LGM) pour leur aide lors de la mission COR 1002 et les

discussions enrichissantes durant les deux dernières années, Jacques Labrie et Francesco

Barletta pour leur aide au laboratoire de paléomagnétisme sédimentaire de l'ISMER,

Bassam Ghaleb pour son aide lors des manipulations du 210Pb au laboratoire du GEOTOP

ainsi que pour les discussions sur la méthode et Claude Hillaire-Marcel pour les discussions

sur le 10Pb. Finalement, je désire remercier celle qui m'a aidé durant toutes les étapes de la

maîtrise, de la collecte des données aux analyses de laboratoire, Geneviève Philibert.

Table des matières

Résumé ii Abstract iii Avant-Propos iv Table des matières v Liste des tableaux vii Liste des figures viii

Introduction 1

CHAPITRE 1 Site d'étude 4 1.1 Géologie et sédimentologie 4 1.2 Évolution côtière 6

1.2.1 Évolution côtière holocène 6 1.2.2 Évolution côtière récente 8

1.3 Océanographie 9 1.4 Influence de la rivière Moisie 10 1.5 Vents et conditions météorologiques 11 1.6 Port de Sept-îles et artificialité de la côte 12

CHAPITRE 2 Méthodologie 14 2.1 Données géophysiques 14

2.1.1 Données bathymétriques 14 2.1.2 Données de sous-surface 14 2.1.3 Données de sonar à balayage latéral 15 2.1.4 Données magnétiques 15 2.1.5 Données LiDAR 17

2.2 Échantillonnage 20 2.3 Analyses en laboratoire 20

2.3.1 Tomodensitométrie 20 2.3.2 Multi-sensor core logger (MSCL) 22 2.3.3 210Pb 23 2.3.4 Granulométrie 24

CHAPITRE 3 25 Résultats et analyses 25 3.1 Transfert sédimentaire côtier : LiDAR 25

3.1.1 Changements topographiques 25 3.1.2 Changements volumétriques bruts 25 3.1.3 Changements volumétriques nets 26 3.1.4 Changements volumétriques spécifiques 29

3.2 Transfert sédimentaire marin côtier : dunes et barres d'avant-plage 31 3.2.1 Morphométrie 31

VI

3.2.2 Patron granulométrique des dunes 33 3.2.3 Barres d'avant-plage 34

3.3 Transfert sédimentaire marin : système chenal-levée 35 3.3.1 Bathymétrie multifaisceaux 35 3.3.2 Données de sonar à balayage latéral 37 3.3.3 Données de sous-surface 41

3.3.3.1 Unités 41 3.3.3.2 Terminaisons stratigraphiques 42 3.3.3.3 Chenal principal 42 3.3.3.4 Chenal secondaire est 44 3.3.3.5 Chenal secondaire sud 44 3.3.3.6 Lobe de déposition 44

3.3.4 Propriétés physiques et chimiques des sédiments 47 3.3.4.1 COR1002-13BC 47 3.3.4.2 COR1002-15BC 47 3.3.4.3 COR1002-16BC 49 3.3.4.4 COR1002-17BC 49 3.3.4.5 COR1002-18BC 50 3.3.4.6 COR1002-19BC 50 3.3.4.7 COR1002-20BC 52 3.3.4.8 COR1002-21BC 52

3.3.5 Granulométrie de surface 53 3.3.6 Distribution magnétique 54 3.3.7 Coquilles 55 3.3.8 Profil de décroissance radioactive du 210Pb 57

CHAPITRE 4 Dynamique sédimentaire récente 60 4.1 Transfert sédimentaire récent 60

4.1.1 Transfert sédimentaire côtier 60 4.1.2 Transfert sédimentaire marin via les dunes 62 4.1.3 La morpho-sédimentologie du système chenal-levée 65

4.1.3.1 La formation du système chenal-levée 65 4.1.3.2 L'évolution du système chenal-levée 69

4.1.4 L'activité récente du système chenal-levée 71 4.1.5 L'origine des sédiments 73

Conclusion 76

Références 78

Liste des tableaux

Tableau 1 : Description des carottes du système chenal-levée 21 Tableau 2 : Bilan sédimentaire côtier de la baie de la Boule (VN = Volume net; VS =

Volume spécifique) 30

Liste des figures

Figure 1 : Localisation du site d'étude. Les flèches noires indiquent la direction des principaux courants de Sept-îles 5

Figure 2 : Géologie superficielle de la région de Sept-îles (modifiée de Dredge (1983)). La ville de Sept-îles repose principalement sur une séquence deltaïque 7

Figure 3 : Débit minimal, moyen et maximal de la rivière Moisie, Québec (Centre d'expertise hydrique du Québec, 2011), montrant une légère augmentation des débits à partir des années 1990 11

Figure 4 : Localisation des différents levés au large de Sept-îles. A) Données du magnétomètre marin, B) Données de sonar à balayage latéral, C) Données sismiques sparker, et D) Données de sous-surface XStar 16

Figure 5 : Corrélation entre la susceptibilité magnétique des carottes et l'intensité magnétique mesurée à l'aide du magnétomètre marin 17

Figure 6 : Schéma illustrant l'approche utilisée pour définir la ligne de rivage de référence. 20

Figure 7 : Localisation des stations d'échantillonnage sur le système chenal-levée 22 Figure 8 : Changements topographiques et volumétriques de la baie de la Boule entre les

années 2006 et 2008. A) Différence d'altitude entre les années 2006 et 2008; B) Volume brut accumulé ou érodé entre les années 2006 et 2008; C) Volume net (m3/m2) accumulé ou érodé entre les années 2006 et 2008. Les flèches indiquent une tendance à la sédimentation vers l'ouest et une tendance à l'érosion vers l'est pour les deux années d'étude 27

Figure 9 : A) Photographie aérienne montrant la présence de barres sableuses en milieu côtier; B) Différence d'altitude entre 2006 et 2008 montrant sur un transect perpendiculaire à la plage, une zone d'accumulation et une zone d'érosion (emplacement des barres sableuses sur la photographie aérienne en pointillé) 28

Figure 10 : Impacts des structures artificielles sur le bilan sédimentaire des côtes de Sept-îles (effet de bout) 29

Figure 11 : Volume de sédiments érodé et accumulé en fonction de la superficie respective (volume spécifique) 31

Figure 12 : Cartographie des pentes des dunes et leurs orientations 33 Figure 13 : Caractérisation granulométrique des dunes 34 Figure 14 : Exemple de barres de commutation (bar switching) dans la baie de la Boule

(cercle) 35 Figure 15 : Profil cumulatif de la pente côtière de Sept-îles. Ce profil correspond au type 2

(sigmoïde) de la classification de O'Grady et al. (2000) 36 Figure 16 : A) Bathymétrie multifaisceaux du système chenal-levée; B) Carte

géomorphologique du système chenal-levée illustrant ces composantes et un chenal en formation 38

Figure 17 : Profils bathymétriques du système chenal-levée en fonction de leur éloignement de la source 39

Figure 18 : Données de sonar à balayage latéral illustrant le système chenal-levée (SCL). Les mégarides témoignent du transport sédimentaire au-dessus du système 40

IX

Figure 19 : A) Système chenal-levée superposant un autre système turbiditique; B) Profil sismique croisé montrant les trois unités du secteur à l'étude; C) Biseaux de progradation (downlaps) et toplaps du système chenal-levée et de l'ancien système turbiditique 43

Figure 20 : Profils de sous-surface représentant le chenal principal et le chenal secondaire de l'est recueillis à l'aide du profileur de sous-surface X-Star. Les profondeurs ont été établies en considérant une vitesse du son dans l'eau de 1500 m/s. Les lignes rouges représentent des réflecteurs qui semblent être tronqués 45

Figure 21 : Profils de sous-surface représentant le chenal secondaire du sud et le lobe de déposition recueillis à l'aide du profileur de sous-surface X-Star. Les profondeurs ont été établies en considérant une vitesse du son dans l'eau de 1500 m/s 46

Figure 22 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 13BC. La bande grise représente un lit de matière organique propre à cette carotte 48

Figure 23 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 15BC. La bande grise représente un hausse générale des propriétés physiques et chimiques des sédiments 48

Figure 24 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 16BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 49

Figure 25 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 17BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 50

Figure 26 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 18BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 51

Figure 27 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 19BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 51

Figure 28 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 20BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable 52

Figure 29 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 21BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable 53

Figure 30 : Interpolation de la granulométrie de surface du système chenal-levée. La distribution de la granulométrie présente une forme en U vers le bas de la pente, suggérant le passage de courants gravitaires 54

Figure 31 : Champ magnétique total en fonction de la bathymétrie. Le système chenal-levée présente une plus forte intensité magnétique que le niveau de base 56

Figure 32 : Image tomodensitométrique illustrant la présence d'une importante coquille (Clinocardium ciliatum) dans la carotte 17BC 57

Figure 33 : Activité du 210Pb pour les trois carottes montrant un profil en escalier et une augmentation récente dans les taux de sédimentation 59

Figure 34 : Schématisation de la progradation des dunes de Sept-îles vers la tête du système chenal-levée 63

Figure 35 : Localisation des dunes en fonction de la direction principale des vents 64 Figure 36 : Image multispectrale illustrant le transport sédimentaire vers l'ouest à

l'embouchure de la rivière Moisie 64 Figure 37 : Caractéristiques des principaux courants gravitaires (modifiée de Mulder et

Alexander, 2001) 68 Figure 38 : Différence entre la séquence de Bouma et le dépôt de bouffée turbide du

système chenal-levée (séquence de Bouma modifiée de Shanmugan (1997; 2002). Les structures sédimentaires dépendent principalement du temps d'écoulement du

courant gravitaire. Le faciès Ta de la bouffée turbide est utilisé à titre de comparaison avec la séquence de Bouma seulement 69

Figure 39 : Évolution des bouffées turbides selon l'emplacement sur le système chenal-levée. La force des courants est représentée par l'épaisseur de la flèche. Les forces relatives du courant ont été établies grâce à la granulométrie de surface (en pointillé) 72

Figure 40 : Distribution de la magnetite, en pourcentage par poids, région du delta de la rivière Moisie (SCL = système chenal-levée; modifié de Hein et al., (1993)) 75

Introduction

L'érosion du littoral est un phénomène qui affecte la majorité des communautés côtières.

Ainsi, plus de 70% des plages sableuses dans le Monde sont présentement en érosion,

contre 10% qui sont en progradation et 20% qui sont relativement stables (Bird, 1985).

Dans l'estuaire et le golfe du Saint-Laurent, c'est plus de 50% des côtes qui sont sensibles à

l'érosion du littoral (Savard et a l , 2009). En général, ce phénomène est associée à la hausse

du niveau marin relatif (NMR), la hausse de la fréquence et de la sévérité des tempêtes et à

l'interférence humaine (Zhang et al., 2004). Or, la situation dans le Saint-Laurent est plus

complexe puisque plusieurs agents d'érosion régionaux peuvent avoir de grands impacts

sur la côte (e.g., Bernatchez et al., 2011). Dans cette perspective, plusieurs travaux ont été

réalisés afin de mieux comprendre la dynamique littorale (e.g., Drapeau, 1992; Dionne,

1999; Bernatchez et Dubois, 2004). Les recherches effectuées jusqu'à présent se sont

notamment concentrées sur la morphologie et la géomorphologie des systèmes côtiers (e.g.,

Armon et McCann, 1979; Hatvany, 2003), la quantification de divers processus d'érosion

(Bernatchez et Dubois, 2008; Bernatchez et al., 2011), le rôle de la glace sur l'érosion

(Dionne, 1969, 1971, 1984; Allard, 1981; Brodeur, 1987; Troudes et Sérodes, 1988), l'effet

des tempêtes sur la côte (Valton et al., 1983; Forbes et al., 2004), l'effet des structures

rigides sur la côte (Bernatchez et al., 2008; Leclerc, 2010), le Quaternaire des systèmes

côtiers (Fox et al., 1995; Bernatchez, 2003), le calcul du bilan sédimentaire côtier (Drapeau

et Mercier, 1990) et, plus récemment, sur la perception de la population face à ce

phénomène (Friesinger et Bernatchez, 2008). Dans la région de Sept-îles, quelques études

et rapports ont porté sur les modifications du littoral depuis le début du 20e siècle (Dubois

et al., 2006; Bernatchez et al., 2008a; Boudjerda, 2010), la modélisation des courants de la

baie de la Boule (Ropars, 2007) et l'évolution holocène de la côte (Lessard et Dubois,

1984).

La plupart de ces études se sont concentrées sur la dynamique terrestre de l'érosion côtière

ou sur le transfert sédimentaire dû aux courants littoraux. Cependant, pour bien comprendre

l'ensemble du phénomène, il est important de considérer le transfert sédimentaire du milieu

côtier au milieu marin puisque les sédiments érodés sont souvent exportés du système

littoral vers des bassins sous-marins (Pauli et al., 2005; Boyd et al., 2008; Gagné et a l ,

2009; Yoshikawa et Nemoto, 2010). Selon Dionne (1999), cette perte de sédiments peut

contribuer à l'une des principales causes de l'érosion au Québec, soit le déficit sédimentaire

des plages. En effet, l'arrivée de sédiments sur les plages peut être inférieure à son

exportation vers les bassins sous-marins. Dans ce contexte, il importe d'identifier les voies

de transports de sédiments vers le large, de tenter de déterminer l'importance de la perte et

de vérifier s'il y a augmentation récente de l'apport sédimentaire en milieu marin en lien

avec l'augmentation récente de l'érosion côtière (Bernatchez et Dubois, 2004). Quelques

études réalisées au Québec au cours des années 1980 ont porté sur la problématique des

échanges sédimentaires entre le milieu terrestre et le milieu marin dans l'estuaire du Saint-

Laurent (d'Anglejan et al., 1981; Lucotte et d'Anglejan, 1986), sans toutefois faire le lien

direct avec l'érosion du littoral. Ainsi, de récentes études réalisées sur la Côte-Nord ont

permis d'identifier des systèmes de canyons et de chenaux sous-marins dans le secteur des

Escoumins (Gagné et al., 2009), de Baie-Comeau (Duchesne et al., 2003; Bolduc, 2008) et

de Betsiamites (Cauchon-Voyer et al., 2008) ainsi qu'un système chenal-levée au large de

la ville de Sept-îles (Lajeunesse et al., 2007). Lorsqu'ils sont actifs, les canyons et systèmes

chenal-levées sont reconnus comme étant les principaux modes de transport de sédiments

élastiques vers le milieu marin (e.g., Nakajima et al., 1998; Gervais et al., 2001; Skene et

a l , 2002; Deptuck et a l , 2003; Kneller, 2003; Kolla, 2007; Wynn et a l , 2007; Covault et

Romans, 2009; Piper et Normark, 2009; Gladstone et Pritchard, 2010; Kane et a l , 2010).

La majorité des systèmes observés dans le monde se développent en milieu marin profond,

à l'embouchure de rivières qui apportent une quantité importante de sédiments à leurs têtes,

(e.g., Schwalbach et al., 1996; Normark, 1999; Babonneau et a l , 2002; Posamentier, 2003;

Zuhlsdorff et al., 2007). Le système chenal-levée observé à Sept-îles se distingue de ces

derniers car il se situe en milieu côtier à de relativement faibles profondeurs (± 50 m) et il

n'est pas connecté à un canyon sur la pente continentale, mais plutôt directement à la côte.

Il jouerait donc un rôle important dans le transfert des sédiments érodés de la côte vers le

milieu marin plus profond.

Cette recherche vise à mieux comprendre la formation et l'évolution récente du système

chenal-levée de Sept-îles et évaluer son rôle dans le transfert des sédiments côtiers. Plus

spécifiquement, cette recherche vise à : 1) relier ce système à d'autres voies de transport

sédimentaire situées près ou sur le littoral, notamment des dunes; 2) identifier les processus

sédimentaires responsables de la formation de ce système; et 3) déterminer si ce système est

présentement actif et s'il joue un rôle important dans le transfert sédimentaire de la côte

vers le milieu marin plus profond.

CHAPITRE 1 Site d'étude

1.1 Géologie et sédimentologie La zone d'étude se situe sur la Côte-Nord du golfe du Saint-Laurent, au large de la ville de

Sept-D.es (figure 1). Plus précisément, il s'agit du secteur entre la rivière Moisie et la

Pointe-aux-Basques, nommé baie de la Boule (50°11'N ; 66°14'W). Le système chenal-

levée se situe pour sa part entre les îles Grande Basque et Petite Boule.

Deux provinces géologiques ont été identifiées au large de Sept-îles (Faessler, 1942) soit :

1) les roches sédimentaires paléozoïques de la plate-forme du Saint-Laurent qui se trouvent

au sud et qui forment des cuestas (Loring et Nota, 1973); et 2) les roches cristallines du

Précambrien de la province géologique du Grenville qui contiennent quelques intrusions

mafiques d'anorthosites, de gabbros, de monzogabbros et qui se retrouvent au nord, plus

près de la côte (figure 2) (Higgins et Doig, 1981; Dredge, 1983; Higgins, 1991; Loncarevic

et a l , 1990; Higgins, 2005; Namur et a l , 2007; Tollari et a l , 2008). La jonction des deux

provinces géologiques est caractérisée par des failles longitudinales et transverses. Les

blocs surélevés forment les îles de Sept-îles (Lajeunesse et a l , 2007). La région montre

également une importante anomalie magnétique positive de forme circulaire due à une

intrusion mafique (Higgins, 1991). Cette anomalie est caractérisée par une concentration en

oxydes Fe-Ti très élevée (Loncarevic et al., 1990) et à des couches riches en magnetite

(Higgins, 2005).

Au large de Sept-îles, des unités lithostratigraphiques et sismostratigraphiques relatent

l'avancée et le retrait de l'Inlandsis laurentidien, la transgression et la régression

laurentienne ainsi que la remobilisation des dépôts post-glaciaires (Hein et a l , 1993). Cinq

grandes unités ont été identifiées grâce aux profils sismiques dans l'estuaire et le golfe du

Saint-Laurent et au large de la région de Sept-îles, soit : 1) des dépôts de contact glaciaire

(till); 2) du sable et du silt glaciomarins de contact glaciaire; 3) des dépôts marins d'eau

profonde de la mer de Goldthwait; 4) des sédiments sableux et fins deltaïques

paraglaciaires; et 5) des sédiments graveleux, sableux et silteux post-glaciaires (Syvitski et

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et a l , 2008; Duchesne et a l , 2010).

Lors de la déglaciation vers 9,4 ka 14C BP (King, 1985), la mer de Goldthwait a atteint

130 m au-dessus du niveau marin actuel dans la région de Sept-îles (Dredge, 1983).

Jusqu'à 240 m de sédiments glaciomarins ont été identifiés près du littoral, relatant cette

transgression marine alors qu'au large, des dépôts quaternaires d'une épaisseur comprise

entre 25 et 125 m recouvrent le roc précambrien (Hein et al., 1993). Les sables formant les

dépôts superficiels de la région de Sept-îles résultent de la coalescence des deltas des

rivières Moisie et Sainte-Marguerite (figure 2) (Dredge, 1983).

Les taux de sédimentation actuels dans l'estuaire du Saint-Laurent sont de 0,07 cm/année

alors que dans le golfe du Saint-Laurent, ils diminuent à 0,04 cm/année (Smith et Schafer,

1999). Dans la région de Sept-îles, deux carottes ont été analysées pour en déterminer les

taux de sédimentation récents. L'une recueillie par Lajeunesse et al. (2007) 10 km au large

de Sept-îles révèle des taux de 0,14 cm/année alors que l'autre prise par Boyer-Villemaire

(2009) 8 km au sud-ouest de l'embouchure de la rivière Moisie révèle des taux de

0,09 cm/année. Ces deux carottes ont été prélevées en amont du Chenal laurentien, ce qui

justifie une sédimentation plus importante.

1.2 Evolution côtière _»

1.2.1 Evolution côtière holocène Durant le Wisconsinien, l'Inlandsis laurentidien s'est étendu jusqu'à la marge continentale

de l'océan Atlantique (Shaw et al., 2002). Le recul a ensuite débuté vers 13,5 ka 14C BP et a

atteint la côte de Sept-îles vers 10,5 ka 14C BP (Dubois, 1979; Dubois et Lessard, 1984;

King, 1985; Shaw et al., 2002). La région a été entièrement déglacée à partir de 9,4 ka 14C

BP (Dubois, 1979; King, 1985). Suite à la déglaciation, le NMR a augmenté, formant la

mer de Goldthwait (Dionne, 1977) et a atteint son altitude maximale de 130 m au-dessus du

niveau marin actuel aux environs de 9 ka 14C BP (King, 1985). Le NMR a ensuite diminué

de 54 m de 9 ka 14C BP à 7,8 ka 14C BP suite au relèvement glacio-isostatique très rapide

de 6 m/siècle. Entre 7,8 et 7,2 ka 14C BP, la rivière Moisie a connu une phase de

:

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déglacement final. La côte a alors été alimentée par les eaux de fonte des glaciers qui ont

transporté une quantité importante de sédiments vers l'embouchure des rivières Moisie et

Sainte-Marguerite (Dubois et Lessard, 1984). Vers 7,5 ka 14C BP, la mer a atteint un niveau

de 61 m au-dessus du niveau actuel. Le delta a alors connu une érosion importante et les

sédiments érodés ont été transportés vers l'ouest, suggérant une dérive littorale d'est en

ouest. Vers 7,2 ka 14C BP, la mer a diminué à 46 m d'altitude et le delta s'est formé

principalement vers l'ouest, alors que le sud était toujours soumis à l'érosion. Il y avait

aussi éolisation du delta comme le démontrent les sédiments éoliens de Sept-îles (figure 2).

Vers 6,7 ka 14C BP, la mer a atteint 30 m d'altitude. La ligne de rivage se situait alors à

3 km au large de la côte actuelle. Vers 5,2 ka 14C BP, le NMR était à 15 m au dessus du

niveau actuel. Lors de cette emersion, la rivière Moisie s'est encaissée dans son propre

delta (Dubois et Lessard, 1984). Deux hypothèses sont avancées pour expliquer l'évolution

côtière à partir de 5,2 ka 14C BP. La première suggère que le NMR a continué de diminuer

de 5,2 ka 14C BP à nos jours (Dubois et Lessard 1984; Lessard et Dubois, 1984; Hein et al.,

1993). Selon cette hypothèse, malgré une baisse du NMR, la côte aurait continué de reculer

jusqu'à sa position actuelle. La deuxième hypothèse suggère une hausse du NMR d'environ

10 à 15 m entre 6 et 4 ka 14C BP qui correspondrait à la transgression laurentienne. Cette

hausse a notamment été répertoriée dans la région de Baie-Comeau-Betsiamites

(Bernatchez, 2003), de Rivière-du-Loup (Dionne, 2002), de Matane (Dionne et Coli, 1995),

de Montmagny (Dionne, 2003) et de Havre-Saint-Pierre (Magnan et Garneau, comm.

personnelle). Ces nouvelles données suggèrent donc que la transgression laurentienne aurait

affecté tout l'estuaire et le golfe du Saint-Laurent. La falaise morte et les dépôts pré-

littoraux de la région de Sept-îles identifiés sur la figure 2 seraient ainsi associés à cette

hausse du NMR. À partir d'environ 4 ka 14C BP, le NMR aurait ensuite diminué jusqu'au

niveau actuel, dévoilant des dépôts pré-littoraux sur la côte émergée.

1.2.2 Evolution côtière récente Le déplacement de la ligne de rivage de 1931 à aujourd'hui a été examiné par plusieurs

études (Dubois et a l , 2006; Bernatchez et a l , 2008a; Boudjerda, 2010). Afin de

caractériser ce déplacement, les chercheurs ont interprété les photographies aériennes de

1931, 1965, 1979, 1996, et 2006. Bernatchez et al. (2008a) mentionne que la côte de la baie

de la Boule est en équilibre, voire en légère accretion depuis 1931, alors que Boudjerda

(2010) mentionne que la côte a subi un léger recul depuis 1950. Ces travaux suggèrent que

la côte est en équilibre général, traduit par des zones d'érosion et d'accumulation.

Spécifiquement, les moyennes globales seraient positives pour toutes les années sauf pour

la période 1996-2006, où il y a eu un léger taux d'érosion (-0,06 m/an). De 1931 à 1965, la

côte a avancé à un rythme moyen de 0,43 m/an. Elle a ensuite avancé de 0,01 m/an de 1965

à 1979 et de 0,56 m/an de 1979 à 1996 (Bernatchez et a l , 2008a). Suite à l'analyse de ces

résultats, certains chercheurs (Bernatchez et al., 2008a; Savard et al., 2009) suggèrent qu'il

y a tendance à l'érosion et que cette situation ira en s'empirant, en conséquence du

réchauffement climatique mondial actuel (GIEC, 2007).

Dans le secteur à l'étude, l'embouchure de la rivière Moisie est le principal secteur qui

enregistre une érosion importante des côtes (Lessard et Dubois, 1984; Dubois et al., 2006).

La baie de la Boule est très dynamique, subissant des périodes d'érosion et de

sédimentation. En effet, dans le secteur de la Pointe-aux-Basques, la tendance générale est à

la sédimentation en raison de la dérive littorale est-ouest qui transporte une grande quantité

de sédiments côtiers. À la pointe Moisie, la tendance est plutôt bimodale. Il y a donc

érosion ou sédimentation selon les périodes d'analyse (Bernatchez et al, 2008a). D'ailleurs,

le village de Moisie a dû être déménagé en 1976 suite au recul important de la côte

(Bernatchez et Dubois, 2004).

1.3 Océanographie Alors que le sud et l'est du golfe du Saint-Laurent subissent une hausse du NMR (Forbes et

al., 2004), la Côte-Nord du Saint-Laurent serait plutôt stable. Cette relative stabilité est due

au relèvement glacio-isostatique qui se poursuit au même rythme que la hausse eustatique

du niveau marin (2 mm/an) (Tarasov et Peltier, 2004; Xu et al., 2006). Par contre, dans le

contexte actuel du réchauffement climatique, certains auteurs prévoient que la hausse

eustatique récente du niveau de la mer dépassera la vitesse du relèvement glacio-isostatique

dans les prochaines décennies, menant à une submersion côtière (Bernatchez et al., 2008a;

Savard et a l , 2009).

10

Les marées de la région sont de type mixte semi-diurne et ont une amplitude moyenne de

2,3 m (Service hydrographique du Canada, 2007). La hauteur moyenne des vagues a été

évaluée à 1,65 m, et moins de 10% de celles-ci ne dépassent les 3 m (Ouellet et Llamas,

1979). Cette faible hauteur de vague est probablement due à la pente du profil de plage

(aérienne et marine) de Sept-îles qui est généralement faible (0,62% pour le secteur de la

baie de la Boule) (Lessard et Dubois, 1984). Une analyse des vagues réalisée par Ropars

(2007) indique que les vagues les plus fortes proviennent de l'est-sud-est. D'ailleurs, les

vagues supérieures à 3 m proviennent en grande majorité de cette direction.

Une modélisation des courants lors de tempêtes confirme que pour une tempête provenant

de l'est, les courants littoraux sont orientés d'est en ouest (Ropars, 2007). Selon cette même

modélisation, leur vitesse peut dépasser 0,5 m/s sur la côte alors qu'à une profondeur de 3-

5 m, elle peut atteindre 0,1 à 0,3 m/s (Ropars, 2007).

1.4 Influence de la rivière Moisie La rivière Moisie est une rivière d'ordre 9, ayant un bassin versant de 19 871 km2. La

largeur moyenne de la rivière est de 208 m et la profondeur moyenne varie autour de 2,5 m.

La pente moyenne est de 0,16% et le débit moyen se situe entre 400 et 500 m3/s, selon les

années. Enfin, le substrat de la rivière est généralement sableux ou graveleux (Naiman,

1982). La rivière n'est pas influencée par un barrage hydroélectrique, ce qui n'entrave pas

le transport des sédiments vers son embouchure (Boyer-Villemaire, 2009).

Les apports sédimentaires de la rivière Moisie dépendent essentiellement du débit de la

rivière (e.g., Boateng et al., 2012). On remarque ainsi que le débit était relativement élevé

dans les années 1960 et qu'il a diminué jusqu'aux années 1990 (figure 3). D'ailleurs, un

important volume de sédiments a été transporté à la rivière en 1966 suite à un

mégaravinement engendré par des crues importantes de la rivière (Dredge et Thom, 1976).

Depuis 1990, le débit montre une légère tendance à la hausse (Centre d'expertise hydrique,

2011), ce qui provoquerait une légère hausse des apports sédimentaires à l'embouchure.

11

1300

1000-

t/.

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I Maximum • Moyen # Minimum

1965

Années Figure 3 : Débit minimal, moyen et maximal de la rivière Moisie, Québec (Centre d'expertise hydrique du Québec, 2011), montrant une légère augmentation des débits à partir des années 1990.

1.5 Vents et conditions météorologiques La région de Sept-îles est l'endroit le plus affecté par les vents au Québec maritime en

raison du fetch du sud-est qui s'étend jusqu'à l'océan Atlantique et celui du sud qui s'étend

sur 200 km. Le fetch provenant de l'ouest est négligeable alors que les vents du nord

n'affectent vraisemblablement pas, ou peu la côte. La firme Génivar (2007) a étudié en

détail les vents de la région de Sept-îles pour la période 1953 - 2006. Ils ont observé que la

fréquence des vents de plus de 30 km/h a nettement diminué durant cette période, passant

de -800 heures à ~400 heures. Cette tendance s'observe d'ailleurs pour toutes les saisons

séparément. Les vents dominants pour le printemps et l'été sont majoritairement de l'est

alors qu'à l'automne et à l'hiver, les vents sont majoritairement de l'ouest et du nord.

L'automne enregistre tout de même des vents importants provenant de l'est. Les tempêtes

sont également plus fréquentes durant les mois de septembre à décembre.

12

Depuis 1953, les vitesses maximales des vents horaires extrêmes ont également diminué,

passant d'environ 85 km/h à 65-70 km/h. Selon les projections de Savard et al. (2008), la

fréquence et l'intensité des tempêtes devraient continuer de diminuer dans le golfe du

Saint-Laurent durant les 50 prochaines années.

Les données météorologiques n'indiquent aucune augmentation des températures sur une

période de 61 ans (1945-2006) dans la région de Sept-Êes (Bernatchez et al., 2008a). Les

variations de température annuelle montrent toutefois une tendance sinusoïdale, où

l'augmentation et la diminution des températures s'alternent. Depuis le milieu des années

1980, la tendance serait à la hausse, comparable aux années 1950 et 1970. Cette légère

tendance à la hausse expliquerait l'observation de Senneville et Saucier (2007) quant à la

diminution de 36 jours de la durée du couvert de glace entre 1997 et 2003.

Conséquemment, le nombre de jours où la côte est susceptible d'être affectée par des

tempêtes est augmenté. Dans cette optique, Friesinger et Bernatchez (2008) ont affirmé que

le nombre de tempêtes affectant la côte a augmenté en raison de la diminution du couvert

de glace, et ce, malgré une diminution de la fréquence des tempêtes. Cependant, des études

devront être réalisées afin de vérifier cette hypothèse, d'autant plus que les vents dominants

d'hiver proviennent principalement du nord et du nord-ouest (Génivar, 2007), ce qui a

vraisemblablement un impact moindre sur la côte.

JK.

1.6 Port de Sept-îles et artificial ité de la côte Le développement économique de la ville de Sept-îles est intimement lié à l'exploitation du

minerai de fer de Schefferville qui a débuté dans les années 1950. Cette exploitation a

engendré la construction du chemin de fer reliant Schefferville et Sept-Êes, et

l'aménagement d'un quai de chargement au port de Sept-Êes qui permettait l'exportation

des minerais de fer. C'est à partir de 1955 que les wagons chargés de minerais sont entrés

dans le port de Sept-Êes (Journaux et Taillefer, 1957). En 1970, le port devient le principal

exportateur de fer au Canada avec 23 000 000 tonnes de fer exportées annuellement

(Beauregard, 1973).

L'aménagement du port de Sept-Êes a obligé la construction de structures artificielles qui

avaient pour but de protéger la côte. En 1965, 12% de la côte entre la Pointe-aux-Basques

13

et la rivière Moisie était artificielle. Cette artificialité a augmenté pour atteindre 18% en

1979, 21% en 2001 et 24% en 2006. Les enrochements, les murets de bois et de béton, les

quais, les remblais et les infrastructures portuaires sont parmi les infrastructures qui

protègent le littoral (Bernatchez et a l , 2008a).

CHAPITRE 2 Méthodologie

2.1 Données géophysiques

2.1.1 Données bathymétriques Les données bathymétriques en eaux profondes (plus de 20 m) ont été acquises par le

Service hydrographique du Canada (SHC) à bord du F.G. Creed en 2004 à l'aide d'un

échosondeur multifaisceaux Kongsberg Simrad EM-1000 (95 kHz). Les données

bathymétriques côtières de la baie de la Boule (5-20 m) ont pour leur part été acquises en

2006 par le Centre Interdisciplinaire de Développement en Cartographie des Océans

(CIDCO) à l'aide d'un Reson Seabat 8101 (240 kHz) et d'un sonar interférométrique SEA

SwathPlus (234 kHz). Ces données ont ensuite été traitées à l'aide du logiciel CARIS

HIPS/SIPS® et visualisées grâce aux logiciels Fledermaus® et ArcGIS® 9.3. Enfin, les

données bathymétriques de la zone de moins de 5 m ont été acquises par les Entreprises

Normand Juneau inc. à l'aide d'un sondeur électronique standard (Ropars, 2007).

2.1.2 Données de sous-surface La majorité des profils de sous-surface a été acquise à l'aide d'un système Edgetech X-Star

2.1 installé à même la coque du navire de recherche Coriolis II (figure 4D). Ce système

opère à une fréquence allant de 2 à 12 kHz. La pénétration du signal dans les sédiments

sableux et grossiers est donc restreinte en raison des hautes fréquences et de la faible

énergie du signal émis. Afin de pallier ce manque, d'autres données sismiques ont été

acquises à l'aide d'un étinceleur - SQUID 2000 Sparker (2,4 kJ). Cet instrument est équipé

du système d'acquisition Coda Octopus DA2000 et de 12 hydrophones. D permet une

pénétration de plusieurs centaines de mètres dans les sédiments grossiers. Afin d'obtenir

une couverture optimale du système chenal-levée ainsi que la majorité de ces composantes

(lobes et chenaux secondaires), un profil en étoile a été tracé au-dessus du système (figure

4C). Les données ont ensuite été visualisées et analysées à l'aide du logiciel The Kingdom

Suite . Il a ainsi été possible d'étudier la structure interne du système chenal-levée et de

calculer le volume approximatif de sédiments. Les profondeurs ont été estimées en utilisant

une vitesse des ondes sonores dans l'eau de 1500 m/s.

15

2.1.3 Données de sonar à balayage latéral Les données de rétrodiffusion acoustique ont été acquises à l'aide d'un sonar à balayage

latéral de type Klein 3000 au-dessus du système chenal-levée. E s'agit d'un sonar bi-

fréquence opérant à 100 et 500 kHz. Les données ont été acquises à l'aide du logiciel Sonar

Pro 11.3®. Les lignes étaient espacées de 150 m entre elles. Afin de recouvrir le nadir de

chaque ligne, un deuxième passage a été nécessaire, à 75 m des lignes principales (figure

4B). Les données ont ensuite été traitées à l'aide du logiciel SonarWiz 5.0®. Des corrections

géométriques (retrait du nadir) et radiométriques (modification de la valeur du pixel en

fonction de sa distance par rapport au nadir, correction du gain) (Chavez et al., 2002;

Blondel, 2009) ont été apportées aux données brutes. La mosaïque générée suite à ces

modifications a été intégrée dans ArcGIS 9.3® pour l'analyse morpho-sédimentaire.

2.1.4 Données magnétiques Un relevé aéromagnétique de 1 X 1 km a été réalisé en 2004 sur l'ensemble du Québec.

Cette carte ne révèle aucune différence significative sur le système chenal-levée. Cette

homogénéité sur le système est due aux lignes de sondage qui se situent en marge du

système. Afin de préciser le magnétisme régional du système, un relevé au 150 m a été

effectué dans la région du système chenal-levée (figure 4A). L'intensité magnétique du

fond marin a été calculée à l'aide d'un magnétomètre SeaSpy de Marine Magnetics. La

gamme de mesure est de 18 000 à 120 000 nT avec une précision absolue de 0,2 nT.

L'instrument a été tiré à une distance de 50 m à l'arrière du navire sur une période de 10

heures. Les données ont été enregistrées à l'aide du logiciel SeaLINK®. Un fichier indiquant

une position xy et une valeur d'intensité magnétique exprimée en unité nanotesla (nT) a été

généré. L'intensité magnétique varie selon le type de roche, la concentration en minéraux

ferromagnétiques et l'intensité du champ magnétique de la terre.

16

Ml?-., m-21 Tas * - » « - * ranvtrnvifci m w »t

«•JTTïw »-3tTV- ^»w » wïor.ï H* '»».-. I"».)-* «"'ÏTW MMfJCvy

Figure 4 : Localisation des différents levés au large de Sept-îles. A) Données du magnétomètre marin, B) Données de sonar à balayage latéral, C) Données sismiques sparker, et D) Données de sous-surface XStar.

Les données du magnétomètre sont généralement traitées pour les variations diurnes du

champ magnétique et pour la profondeur d'eau (Boyce et a l , 2002; Eyles et a l , 2003;

Boyce et a l , 2004; Pozza et a l , 2004). Toutefois, les données analysées dans le cadre de

cette étude sont brutes puisque l'appareil mesurant les variations diurnes n'était pas

fonctionnel lors du relevé. Eyles et al. (2003) ont remarqué que pour un lac de 70 m de

profondeur, les variations d'intensité magnétique dues à la bathymétrie et aux variations

diurnes étaient de 40 nT. Cette valeur est minime par rapport aux valeurs observées sur le

17

système chenal-levée. L'influence de la bathymétrie sur l'interprétation des résultats est

donc négligeable. Toutefois, afin d'assurer la validité des données provenant du

magnétomètre, la susceptibilité magnétique des carottes a été corrélée à l'intensité

magnétique (nT). Puisque le magnétomètre peut intégrer des données sur plusieurs

centaines de mètres, la susceptibilité magnétique a été multipliée par l'épaisseur du système

chenal-levée à la position de la carotte. L'échantillon 21BC a été supprimé de l'analyse en

raison de la proximité du roc avec la surface qui influençait à la hausse les données du

magnétomètre. La corrélation montre un coefficient de détermination de 0,73, ce qui est

suffisant pour suggérer que l'intensité magnétique est principalement influencée par les

sédiments de surface et donc, par le système chenal-levée (figure 5).

3

"S 20

S * 16 "D W

I l 12 II « • 8 2 E _ = -<u it Q. S .

R.-473

54600 1

54650 1

54700 1

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Champ magnétique total (nT)

Figure 5 : Corrélation entre la susceptibilité magnétique des carottes et l'intensité magnétique mesurée à l'aide du magnétomètre marin.

2.1.5 Données LiDAR Les données Light Detection And Ranging (LiDAR) ont été acquises par la firme Lasermap

(GPR/Rousseau-Babin et ass.) au compte du Ministère de la Sécurité publique du Québec

en 2006 et 2008 (Ropars, 2007). Le LiDAR permet d'obtenir un modèle numérique de

terrain à haute résolution (centime.rique).

18

Généralement, l'erreur quadratique moyenne (EQM) verticale des données LiDAR au-

dessus d'une plage est estimée à 15 cm (Sallenger et al., 2003). Puisque deux jeux de

données étaient disponibles, l'EQM verticale a pu être calculée avec plus de précision.

Ainsi, l'EQM a été estimée sur un transect de 500 m où l'élévation est demeurée constante

entre 2006 et 2008, soit une portion de la rue des Esterlets. L'EQM verticale a été calculée

en utilisant l'équation 1 (Federal Geographic Data commitee, 1998) :

2_ (zai-zbi)1

EQMz = * (1)

Où:

zat = Élévation du pixel en 2008

zbt = Élévation du pixel en 2006

n = nombre de pixels

L'EQM verticale a été calculée à 17 cm.

Le LiDAR est un instrument intéressant puisqu'il permet de cartographier à haute

résolution les changements rapides du littoral dus notamment aux variations climatiques,

aux variations du NMR, aux événements de tempêtes, et à l'intervention humaine (Irish et

White, 1998; Sallenger et al., 2003; White et Wang, 2003; Kidner et al., 2004; Webster et

a l , 2004; Saye et a l , 2005; Zhang et a l , 2005; Gares et al., 2006; Young et Ashford, 2006;

Robertson et a l , 2007; Thornton et a l , 2007; Poulter et Halpin, 2008). Les données LiDAR

ont permis de recueillir les données d'élévation de la côte de la baie de la Boule, de la

Pointe-aux-Basques à la rivière Moisie, afin d'étudier les variations volumétriques de la

plage de Sept-îles entre 2006 et 2008. Ces données ont donc permis de délimiter le contact

eau/côte au moment de l'acquisition, mais elles ne représentent pas la ligne de rivage en

raison de la fluctuation du niveau de l'eau lors des marées (Brock et a l , 2001). Ainsi, le

contact eau/côte délimite plutôt la limite de détection du LiDAR et par conséquent, la limite

vers le large de l'analyse volumétrique de la présente étude. Cette limite n'est pas constante

en altitude en raison des mares d'eau qui ne se drainent pas lors des marées basses, ce qui

peut influencer les résultats du bilan sédimentaire. Dans le cas présent, la limite correspond

19

à environ 1 m au-dessus du niveau marin. Afin de délimiter la ligne de rivage grâce aux

données LiDAR, des contours d'élévation de 0,5 m ont été générés dans ArcGIS 9.3®. Ces

contours ont ensuite été superposés à la photographie aérienne haute résolution acquise

simultanément aux données LiDAR. Le contour correspondant à la ligne de rivage de la

photographie aérienne a été retenu. Cette méthode peut comporter des erreurs, là où il y a

d'importantes barres d'avant-plage (Robertson et a l , 2004). C'est pourquoi quelques

opérations manuelles ont été effectuées là où nécessaire pour corriger les imperfections de

la méthode (Zhou et Xie, 2009). Comme il s'agit d'une analyse de la zone active de la

plage, cette étude ne prend pas en compte les variations d'élévations dues à la végétation,

les constructions ou autres infrastructures qui ne sont pas en lien avec l'érosion et la

sédimentation et qui pourraient être des sources d'erreurs dans les données (Kidner et a l ,

2004). De plus, les limites terrestres des deux jeux de données correspondant à la côte de

2006 et 2008 ont été combinées pour en ressortir la ligne de rivage de référence (figure 6).

Cette ligne de rivage de référence a pour but d'évaluer autant les variations positives que

négatives du bilan sédimentaire côtier. Par exemple, en utilisant la ligne de rivage de 2008

uniquement, le volume accumulé entre 2006 et 2008 aurait été écarté de l'analyse et ne

correspondrait pas au véritable bilan sédimentaire.

Dans le but de visualiser les changements dans le volume de sédiments de la côte entre

2006 et 2008, la baie de la Boule a été divisée en huit secteurs d'intérêt, correspondant à

des zones connues, et présentant une dynamique sédimentaire différente. Afin d'évaluer et

de calculer les changements morphologiques et volumétriques, l'élévation de 2006 a été

soustraite à l'élévation de 2008. La différence d'altitude a pu être calculée pour chaque

pixel et le volume (m3) a été calculé pour chaque zone. Une valeur positive, négative ou

neutre correspond respectivement à l'accumulation, l'érosion ou le non-changement de la

plage. Le bilan a été effectué en additionnant les valeurs positives et négatives de chacune

des zones. Pour ce faire, la fonction Raster calculation dans ArcGIS 9.3® a permis de

calculer la différence d'altitude par pixel alors que le volume de sédiments accumulé ou

érodé a été calculé grâce à la fonction cut/fill, où le eut représente le volume entre le plan

horizontal zéro et la surface positive des données sus-jacentes, et où le fill représente le

volume entre le plan horizontal zéro et la surface négative des données sus-jacentes (Zhang

et a l , 2005). Comme chaque secteur n'occupe pas la même superficie, le volume brut de

20

chaque secteur a été divisé par la superficie respective (Zhou et Xie, 2009). Ces résultats

représentent les changements volumétriques nets (m3/m2) et permettent la comparaison du

bilan sédimentaire entre secteurs. Enfin, le volume érodé et accumulé a également été

divisé par la superficie érodée ou accumulée pour chaque secteur et permet d'évaluer si

l'érosion et l'accumulation sont concentrées ou si elles s'étendent sur une grande

superficie. H s'agit des changements volumétriques spécifiques.

Ligne de rivage 2006

Ligne de rivage 2008 Ligne de rivage de référence pour l'analyse volumétrique

Figure 6 : Schéma illustrant l'approche utilisée pour définir la ligne de rivage de référence.

2.2 Echantillonnage Onze échantillons ont été prélevés de la surface du système chenal-levée à bord du N/R

Coriolis II (Philibert et al., 2010) (figure 7; tableau 1). Huit échantillons de la colonne

sédimentaire ont été prélevés à l'aide d'un carottier à boîte et ont permis de recueillir des

carottes de 15 à 35 cm de longueur. Trois échantillons ont été prélevés avec une benne de

type Shipeck afin de recueillir les sédiments de surface.

Une centaine d'échantillons a également été récoltée dans la baie de la Boule en 2006 par

les Entreprises Normand Juneau inc (Ropars, 2007).

2.3 Analyses en laboratoire 2.3.1 Tomodensitométrie Les carottes de sédiments ont été analysées au tomodensitomètre (CT-Scan) de type

Siemens somatum volume access au laboratoire multidisciplinaire de scanographie pour les

21

ressources naturelles et le génie civil de l'Institut national de la recherche scientifique

(INRS) à Québec. Cet instrument permet une visualisation rapide et non destructive de

sections longitudinales (topogrammes) et transverses (tomogrammes) de la carotte. Il

permet ainsi d'évaluer la densité des sédiments grâce à l'atténuation des rayons X. Le

niveau de gris obtenu indique une faible ou une haute atténuation des rayons X pour les

zones plus foncées et plus claires respectivement. Ces variations du ton de gris sont

exprimées en nombre CT et sont reliées à la densité, la minéralogie et la porosité du

sédiment (Boespflug et a l , 1995; Crémer et a l , 2002; St-Onge et a l , 2007; St-Onge et

Long, 2009). Ainsi, le tomodensitomètre peut permettre de reconnaître les structures

sédimentaires, d'établir une stratigraphie à haute résolution et de déterminer l'espace

occupé par les organismes benthiques (Crémer et al., 2002; Michaud et a l , 2003; Dufour et

a l , 2005 ; St-Onge et Long, 2009; Gagnoud et a l , 2009).

Tableau 1 : Description des carottes du système chenal-levée.

Nom Type Longueur (cm) Profondeur (m) Forme associée

COR 1002-13BC Boîte 22 54 Centre-bas du système

COR1002-15BC Boîte 15 60 Chenal secondaire sud

COR1002-16BC Boîte 27 58 Lobe de déposition sud

COR1002-17BC Boîte 28 53 Chenal secondaire est

COR 1002-18BC Boîte 18 45 Centre-haut du système

COR1002-19BC Boîte 25 33 Levée du chenal principal

COR1002-20BC Boîte 18 35 Thalweg du chenal principal

COR1002-21BC Boîte 26 55 Lobe de déposition nord

Latitude Longitude

50°10.5073 66°20.1616

50°10.3466 66°19.8696

50°10.3208 66°20.5610

50°10.7133 66°19.8735

50°10.7856 66°20.3374

50*"11.1367 66°20.4487

50°11.1069 66°20.5556

5C10.5610 66°20.6577

22

e__ri5.v e6-2rm« «"aHS-v. 1930TV e6'1__rw

Figure 7 : Localisation des stations d'échantillonnage sur le système chenal-levée.

2.3.2 Multi-sensor core logger (MSCL) Les carottes ont ensuite été ouvertes et décrites visuellement avant d'être analysées au banc

d'analyse MSCL. Cet instrument a permis de mesurer simultanément et en continu les

propriétés physiques et chimiques des sédiments à haute résolution, soit à tous les 0,5 cm.

Les paramètres physiques étudiés sont : 1) la densité, par atténuation des rayons gamma;

2) la susceptibilité magnétique, qui permet d'estimer la quantité de minéraux

ferromagnétiques et également de corréler les carottes entre elles; 3) la couleur par

réflectance diffuse d'une source de lumière connue ayant des longueurs d'onde variant

entre 400 et 700 nm (spectre visible). La couleur est ensuite convertie en L*a*b* de la

commission internationale de l'éclairage où L* représente les variations du niveau de gris,

a* les variations du rouge au vert et b* les variations du jaune au bleu; et 4) la composition

en éléments par fluorescence X (St-Onge et al., 2007).

23

2.3.3 210Pb Le2 rb est une méthode largement utilisée dans l'étude des environnements sédimentaires

récents grâce à la demi-vie de 22,3 ans. D constitue un excellent isotope pour dater les

sédiments récents de l'ordre de 100 à 150 ans (Ghaleb, 2009). Le profil de décroissance

radioactive du 210Pb permet généralement d'établir des taux de sédimentation, la

chronologie ainsi que d'interpréter le type de sédimentation (Arnaud et al., 2002; Huh et

al., 2006). Généralement, lorsque la sédimentation est continue et uniforme dans le temps,

le profil de décroissance radioactive affiche une forme exponentielle.

Le 21<Tb est un isotope radioactif faisant partie de la série de désintégration de l'238U. -)-10 "/0f\ 000

L'isotope U se désintègre en Ra, qui lui-même se désintègre en Rn. Ce dernier est

très volatile, et la majeure partie s'échappe dans l'atmosphère alors qu'une infime partie est

érodée et transportée dans les plans d'eau. Le 222Rn se désintègre ensuite en 210Pb. Le 210Pb

présent dans l'atmosphère s'absorbe sur les particules, et retombe dans les plans d'eau.

Comme il n'est pas soluble, il se dépose rapidement à la surface du plan d'eau. H s'agit de 210Pb non-supporté. Le 222Rn érodé et transporté se désintègre également en 210Pb et se

dépose dans le fond de l'eau. H s'agit du 210Pb supporté. Le 210Pb total mesuré inclut le 210Pb supporté et le 210Pb non-supporté. Il est donc essentiel de soustraire le 210Pb supporté

puisqu'il se retrouve déjà dans les sédiments et ne forme pas un marqueur chronologique

(Sorgente et a l , 1999; Appleby, 2001; Walker, 2005).

Des analyses au 210Pb ont été réalisées sur les carottes 13BC, 16BC et 17BC en utilisant la

méthode par rayonnement alpha des isotopes de 210Po (Sorgente et al., 1999; Appleby,

2001; Ghaleb, 2009). Le 210Po est issu de la désintégration du 210Pb et est présumé être en

équilibre séculaire avec le 210Pb après 750 jours (Ghaleb, 2009). Le 209Po a été utilisé

comme traceur dans les échantillons. Ces derniers ont été traités chimiquement à l'eau

régale (HCL+HNO3), à l'acide fluorhydrique (HF), à l'acide borique (H3BO4) et au

peroxyde d'hydrogène (H2O2) afin d'éliminer les carbonates, les oxydes, les hydroxydes,

les silicates, la matière organique et les liens entre les argiles. Le 210Po a ensuite été déposé

sur un disque d'argent pur à l'aide d'une solution de HCL 0,5M, puis mis dans un compteur

de type EGG-Ortec Type 576AUn (Zhang, 2000), pendant plus de deux jours.

24

2.3.4 Granulométrie La granulométrie a été effectuée à l'aide d'un granulomere laser Beckman Coulter™

LSI3320 laser sizer à chaque centimètre. Avant l'analyse, les sédiments ont été dilués dans

une solution de calgon et secoués pendant 3 heures pour ensuite être soumis à des ultrasons

pendant 10 minutes (Matthews, 1991), puis tamisés au 2 mm. Les résultats d'au moins 3

mesures ont été moyennes. Les statistiques (moyenne, D50, indice de tri, d'asymétrie

kurtosis, contenu en sable, etc.) ont ensuite été établies grâce au logiciel Gradistat (Blott et

Pye, 2001). La méthode des moments géométriques a été privilégiée pour l'analyse

granulométrique.

BF ? NGRPD 2 P pr iq qp bq k ivpbp

2-0 Ro kpcboq p afj bkq fob çqfbo 9 J fC? P 2-0-0 Be kdbj bkqp ql ml do mefnr bp J bp al kk bp J fC? P l kq mboj fp ab obmo pbkqbo ibp e kdbj bkqp ql ml do mefnr bp ab i _ fb

ab i Al r ib bkqob ibp kk bp 1/ / 5 bq 1/ / 7 ' cfdr ob 7? (- Dk j fifbr çqfbo+ ibp afcc obk bp

a iqfqr ab s ofbkq bkqob ,2 j bq *2 j bkqob bp abr u kk bp- J cfdr ob 8 j l kqob ml r o p m oq

nr b i ol pfl k bq i p afj bkq qfl k mbr sbkq pb mol ar fob pr o r k j Éj b qo kpb q mbombkaf r i fob

z i çqb+ m oqf r if~obj bkq iz l é fi v mo pbk b ab _ oobp a s kq,mi db- ? fkpf+ boq fkp

pb qbr op ar ml oq ab Qbmq,àibp bq abp mi dbp K l k de k+ Ebodr ppl k+ Pl r qefbo bq J sbpnr b pl kq

o q ofp p m o r kb p afj bkq qfl k pr o ib e r q ab mi db il op nr b ib _ p ab mi db bpq j onr

m o r kb ol pfl k- Cb mir p+ ibp e kdbj bkqp ql ml do mefnr bp mboj bqqbkq ab l kpq qbo i fj m q

abp pqor qr obp oqfcf fbiibp+ m oqf r if~obj bkq r u mi dbp Ebodr ppl k bq K l k de k ' cfdr ob 0/ (-

Bbp pb qbr op mo pbkqbkq ab cl oqp q r u a ol pfl k afob qbj bkq bk j odb abp pqor qr obp nr f

mol q~dbkq i çqb- J bp j ufj r j p a ol pfl k pl kq a fiibr op qqbfkqp z bp bkaol fqp-

2-0-1 Be kdbj bkqp s l ir j qofnr bp _or qp J bp abr u kk bp ab e kdbj bkqp s l ir j qofnr bp _or qp pl kq nr kqfcf bp a kp ib q _ib r 1 bq

i cfdr ob 7A- J bp al kk bp _or qbp j l kqobkq nr b ib _fi k p afj bkq fob ql q i bpq ml pfqfc+ v kq

r j r i ar o kq i m ofl ab 1/ / 5,1/ / 7+ 167 568 j 2 ab p afj bkqp+ b nr f l oobpml ka z r kb

r j r i qfl k kkr biib j l vbkkb ab / +00 j 2.j 1. k- N o l kqob+ ibp al kk bp j l kqobkq

d ibj bkq nr b 047 048 j 2 ab p afj bkqp l kq q ol a p ar o kq bqqb m ofl ab il op nr b

325 727 j 2 ab p afj bkqp l kq q r j r i p- Gi p dfq a r kb r j r i qfl k bq r kb ol pfl k è2 ,v )X /

kkr biib j l vbkkb ab / +14 j .j . k bq ,/ +08 j .j . k obpmb qfsbj bkq- J bp s l ir j bp ol a p

s ofbkq pbil k ibp pb qbr op bkqob ,6 841 bq ,32 588 j 2 il op nr b ibp s l ir j bp r j r i p

s ofbkq bkqob 12 / 23 bq 82 143 j 2- Bbp fj ml oq kqbp s of qfl kp pl kq kl q j j bkq ar bp z i

pr mbocf fb abp pb qbr op nr f s ofb+ j fp d ibj bkq r u mol bppr p p afj bkq fobp nr f s ofbkq

a r k pb qbr o z i r qob- J bp s l ir j bp _or qp fkafnr bkq d ibj bkq nr b ib pb qbr o ab K ifl q k j

bpq i bkaol fq nr f bkobdfpqob z i cl fp ib mir p do ka s l ir j b ol a + pl fq ,32 588 j bq ib mir p v

do ka s l ir j b r j r i + pl fq 82 143 j - Bb o pr iq q kb pr omobka m p+ l j mqb qbkr ar c fq

nr b bpq ib pb qbr o nr f l r sob i mir p do kab pr mbocf fb ' 241 452 j 1(- J mi db K l k de k

15

ml r o p m oq r j r i ib j l fkp ab p afj bkqp mbka kq i m ofl ab a qr ab ' 12 / 23 j 2( il op

nr b i mi db J sbpnr b bpq ib pb qbr o v kq l kkr ib s l ir j b ol a ib j l fkp ibs

' ,6 841 j 2(- J b _fi k p afj bkq fob j l kqob nr b i mi db K l k de k bpq ib pbr i pb qbr o nr f fq

bkobdfpqo r k _fi k k d qfc r l r op abp kk bp 1/ / 5 z 1/ / 7+ v kq mboar r k s l ir j b ab 32/

j - J b pb qbr o v kq l kkr r k _fi k ml pfqfc ib mir p cl oq bpq i mi db J sbpnr b+ sb r k _fi k

ml pfqfc ab 5/ 26/ j 2-

2-0-2 Be kdbj bkqp s l ir j qofnr bp kbqp J bp o pr iq qp abp e kdbj bkqp s l ir j qofnr bp kbqp ' cfdr ob 7B: q _ib r 1( j l kqobkq nr b ib

"I /

_fi k p afj bkq fob dil _ i obpqb ml pfqfc+ sb r kb r j r i qfl k ab / +11 j .j - Bb _fi k

ml pfqfc bpq j onr m o r kb r j r i qfl k ql q ib ab / +24 j 2.j 1bq r kb ol pfl k ql q ib ab ,/ +02 v , v

j .j - N o l kqob+ ibp al kk bp s ofbkq _b r l r m pbil k ibp pb qbr op- ? fkpf+ ib _fi k dil _ i

s ofb bkqob / j 2.j 1 z i mi db K l k de k bq / +51 j 2.j 1 z i mi db Ebodr ppl k- J mi db

K l k de k pr _fq ib _fi k k d qfc ib mir p ibs + sb ,/ +12 j Tj 1+ bq i mi db Ebodr ppl k

l kk fq i r j r i qfl k i mir p fj ml oq kqb+ sb / +60 j 2.j 1- J bpq ab i _ fb ab i Al r ib bpq

mir p cl oqbj bkq qqbfkq m o i ol pfl k il op nr b i l r bpq ab i _ fb l kk fq abp q r u

a r j r i qfl k mir p cl oqp- J mi db K l k de k c fq bu bmqfl k a kp b l kpq q+ q kq ib pbr i

pb qbr o nr f kb l kk fq m p ab _fi k ml pfqfc bkqob 1/ / 5 bq 1/ / 7- Bbp al kk bp mboj bqqbkq al k

ab l kpq qbo r kb qbka k b z i ol pfl k bq z i p afj bkq qfl k pr o i çqb pbil k ib pb qbr o- Bbqqb

qbka k b bpq,l r bpq mbr q Éqob obif b r pbkp ab i a ofsb ifqql o ib+ nr f ol ab ibp p afj bkqp ab

i bpq bq ibp qo kpml oqb sbop i l r bpq-

27

u *4 - j —

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17

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wl x f f r r f R H x rA f B 2 B ,0( 0(

GD QN / . /3

u/ afd fd d

A.: r 3 22 d- .j ; + Sl W.4 j T.- lo

29

66-18'CrW 66-.7-.5-W 66-l7-30"W 66*iri5"-V. 6617'0-W

66°18'0"W 66'17'45"W 66°-\T30"W 66"i7.5"W 66'17'0"W

Figure 10 : Impacts des structures artificielles sur le bilan sédimentaire des côtes de Sept-îles (effet de bout).

3.1.4 Changements volumétriques spécifiques Les données des changements volumétriques spécifiques (figure 11; tableau 2) montrent

que les plages Monaghan et Fergusson et les secteurs Malioténam Est et Moisie connaissent

une érosion importante sur une petite superficie (-0,49 à -0,92 m3/m2). En effet, à la plage

Fergusson, l'érosion est très localisée avec une valeur de -0,92 m3/m2. Pour les secteurs de

la plage Fergusson et Monaghan, cette érosion localisée est due aux structures rigides

protégeant la côte qui permettent l'érosion accentuée de chaque côté des structures (figure

10). Au contraire, les secteurs du port de Sept-îles, des plages Routhier et Lévesque et le

secteur de Malioténam connaissent une érosion qui s'étend sur un plus grand territoire

(- 0,21 à -0,34 m3/m2). Pour leur part, les zones d'accumulation sont sensiblement étendues,

le volume spécifique variant autour de 0,4 m3/m2. Seuls les secteurs du port de Sept-îles, de

la plage Fergusson et de la plage Lévesque connaissent une accumulation par superficie

plus forte, variant entre 0,65 et 0,79 m3/m2.

41

R _ib r 1 9 Afi k p afj bkq fob çqfbo ab i _ fb ab i Al r ib ' TL < Tl ir j b kbq: TQ < Tl ir j b pm fcfnr b(-

QDBRDS P RWND T MJ S K D ' j 2(

QS NDP EGBGD 'k),,1(

TQ ' j Tj 1(

TL ' j Tj 1(

? r j r i qfl k 57 7/ / 0/ 52/ / / +54 / +38

Nl oq ab Qbmq,àibp f yol pfl k ,0/ 46/ 22 731 ,/ +20 ,/ +/ 7 Afi k 47 118 03/ 031 / +31 / +31

? r j r i qfl k 12 / 23 47 8/ 2 / +28 / +12 Ni db K l k de k Dol pfl k ,12 353 30388 ,/ +46 ,/ +12

0 Afi k ,32/ 0/ / 3/ 1 / +/ / / +/ /

? r j r i qfl k 54 067 70884 / +68 / +60 Ni db Ebodr ppl k G yol pfl k ,7 687 8 463 ,/ +81 ,/ +0/

Afi k 45 270 80458 / +51 / +51

G ? r j r i qfl k 21 276 73 807 / +27 / +15 Ni db P l r qefbo Dol pfl k ,8 323 30610 ,/ +12 ,/ +/ 6

0 Afi k 11 842 015 528 / +07 / +07

? r j r i qfl k 57 211 81 262 / +63 / +41 Ni db J sbpnr b 0 yol pfl k ,6 841 26 767 ,/ +10 ,/ +/ 5

Afi k 5/ 26/ 02/ 140 / +35 / +35

0 ? r j r i qfl k 82 143 112 880 / +31 / +15 K ifl q k j Dol pfl k ,32 588 017 461 ,/ +23 ,/ +01

0 Afi k 38 444 241 452 / +03 / +03

? r j r i qfl k 28 328 72 061 / +36 / +23 K ifl q k j Dpq 0 yol pfl k ,07 2/ 0 22 074 ,/ +44 ,/ +05

Afi k 10 026 005 245 / +07 / +07

0 ? r j r i qfl k 35 314 008 018 / +28 / +13 K l fpfb Dol pfl k ,24 83/ 62 6/ 4 ,/ +38 ,/ +08

0 Afi k 0/ 374 081 723 / +/ 4 / +/ 4

? r j r i qfl k 325 727 74/ 67/ / +40 / +24 Rl q i 0 yol pfl k ,047 048 288 864 ,/ +3/ ,/ +02

Afi k 167 568 014/ 644 / +11 / +11

20

Cffxpxodwlrq Hurvlrq

Efdr ob 00 9 Tl ir j b ab p afj bkqp ol a bq r j r i bk cl k qfl k ab i pr mbocf fb obpmb qfsb ' s l ir j b pm fcfnr b(-

2-1 Ro kpcboq p afj bkq fob j ofk çqfbo 9 ar kbp bq _ oobp a s kq,mi db 2-1-0 K l omel j qofb J b mi qb r çqfbo ab i _ fb ab i Al r ib bpq o q ofp m o r kb i odbr o j ufj ib ab

4 / / / j - J b mi qb r o qo fq bkpr fqb a bpq bk l r bpq cfk a qqbfkaob r kb i odbr o ab 2/ / j r

i odb ab i Nl fkqb, r u,A pnr bp- Qr o b mi qb r + abr u mbqfqp e j mp ab ar kbp l kq q

o mboql of p+ i r k z i bpq bq i r qob z i l r bpq- Bbp ar kbp l r mbkq r k bpm b ab 4 hj ab

il kdr br o- J mbkqb çqf~ob pb pfqr b afob qbj bkq r pr a+ z nr binr bp j ~qobp pbr ibj bkq- J bp

ar kbp pb pfqr bkq bkqob 4/ / bq 7/ / j ab i çqb+ z r kb mol cl kabr o s of kq bkqob 2 bq 5+7 j -

C kp ib _r q ab o q ofpbo ibp ar kbp çqf~obp ab Qbmq,àibp+ abp m o j ~qobp j l omel j qofnr bp

l kq q i r i p r bkqob ab i oÉqb+ mbombkaf r i fobj bkq z i l ofbkq qfl k abp ar kbp- J bp

m o j ~qobp qr af p pl kq i e r qbr o+ i il kdr br o+ ibp mbkqbp bpq bq l r bpq+ ib o qfl ab i mbkqb

bpq.l r bpq ' pvj qofb(+ i l ofbkq qfl k bq i kdib abp ar kbp m o o mml oq z i çqb- J e r qbr o abp

ar kbp s ofb bkqob 0+4 bq 3 j + sb r kb j l vbkkb ab 1+4 j - J br o il kdr br o a l kab bpq afccf fib

32

à déterminer puisqu'elles ne sont pas également espacées entre elles. Leur longueur a donc

été estimée visuellement sur chacune des dunes et varie entre 50 et 300 m. D s'agit donc de

petites dunes par rapport à celles étudiées le long de la côte est américaine (Swift et Field,

1981). Une carte des pentes a été réalisée et est présentée à la figure 12. La pente est a une

valeur moyenne de 1,7° avec un écart-type de 0,7 et la pente ouest a une valeur moyenne de

4,4° avec un écart-type de 2,3. Un indice d'asymétrie a également été établi en effectuant le

ratio pente est/ouest. Un ratio >1 indique un profil asymétrique vers l'est (pente plus forte

vers l'est) et un ratio <1 indique un profil asymétrique vers l'ouest (pente plus forte vers

l'ouest). L'indice d'asymétrie moyen est de 0,49 et toutes les dunes sont asymétriques vers

l'ouest à l'exception d'une seule. Le rapport hauteur/longueur a également été calculé afin

de caractériser la morphologie et l'activité des dunes. Les dunes de Sept-îles ont un rapport

hauteur/longueur moyen de 0,019, ce qui indique qu'elles sont actives. En effet, un ratio

hauteur/longueur de plus de 0,01 indique généralement que les dunes progradent (Amos et

King, 1984; Dyer, 1986; Ashley, 1990). De plus, les dimensions et la pente constituent

généralement de bons indicateurs du développement des dunes en fonction des conditions

hydrodynamiques (Li et King, 2007). Les caractéristiques morphométriques des dunes de

Sept-îles suggèrent donc qu'elles sont bien développées et que les conditions

hydrodynamiques propices au transport sédimentaire telles que les tempêtes sont assez

fréquentes et intenses. L'orientation des dunes a également été prise en compte afin de

connaître la direction du transport sédimentaire et est résumée à la figure 12. L'orientation

permet de distinguer deux champs de dunes. Le champ situé à l'ouest a des orientations

variant entre 20° et 30° alors que celui à l'est a des orientations variant entre 40° et 50°.

L'angle par rapport à la côte varie également entre les dunes. Il varie entre 30° et 70°, avec

une moyenne de 49°. Ces orientations concordent bien avec le modèle de Huthnance

(1982), qui explique que l'angle des dunes par rapport à la côte dépend de l'angle avec

lequel les courants sont réfractés. Ainsi, un courant arrivant de façon oblique à la côte

engendrera des angles supérieurs à 30°.

33

66-19-0-W ee-is'o-w wir»-w 66-16-30-W ee-iffo-w

ee-io'o-w ee ,ff3o-w

Figure 12 : Cartographie des pentes des dunes et leurs orientations.

3.2.2 Patron granulométrique des dunes Les données granulométriques (D50) ont été tirées de l'étude de Ropars (2007). Ainsi, la

baie est essentiellement composée de sable fin à moyen. Il existe par contre d'importantes

variations au-dessus des dunes. Ces variations sont illustrées à la figure 13, où la

granulométrie a été analysée en fonction de la profondeur de l'eau. Pour les dunes situées à

l'est, la granulométrie a généralement de plus fortes valeurs sur la crête des dunes. Au

contraire, les dépressions ont des valeurs granulométriques plus faibles. Malheureusement,

le manque d'échantillons de surface sur les dunes de l'ouest en limite leur analyse

granulométrique. Par contre, la dune la plus à l'ouest correspond au même patron

granulométrique décrit précédemment.

34

Distance (km)

Figure 13 : Caractérisation granulométrique des dunes.

3.2.3 Barres d'avant-plage Les données bathymétriques en eaux peu profondes ont également révélé la présence de

barres d'avant-plage. À l'est de la plage Fergusson, deux barres d'avant-plage sont visibles

à des profondeurs de 0 m et 1 m. Plus à l'ouest, vers le port de Sept-îles, les barres se

trouvent jusqu'à une profondeur de 2 m. Ces barres s'étendent jusqu'à 400 m de la ligne de

rivage. Leur largeur varie entre 100 et 150 m et leur hauteur est d'environ 1,5 m. Elles sont

généralement asymétriques vers la côte. Ce type de barres correspondrait

vraisemblablement au type V de Greenwood et Davidson-Arnott (1979). Les barres

d'avant-plage de la baie de la Boule présentent également des caractéristiques similaires

aux barres de commutation (bars switching) (figure 14) (Shand et a l , 2001; Shand, 2003).

Ce phénomène implique que des barres parallèles deviennent discontinues et que les barres

près de la côte se réalignent et rejoignent les barres plus au large.

35

Figure 14 : Exemple de barres de commutation (bar switching) dans la baie de la Boule (cercle).

3.3 Transfert sédimentaire marin : système chenal-levée 3.3.1 Bathymétrie multifaisceaux

La pente est un élément essentiel à la description des canyons et des systèmes chenal-levées

puisque la présence et la récurrence des canyons peuvent être reliées au type de pente

(Twitchell et Roberts, 1982). À Sept-Êes, la pente cumulative au large de la Pointe-aux-

Basques atteint rapidement 5,8% à 400 m de la côte et diminue aussitôt avec la distance

(figure 15). Ce profil correspond au type 2 selon la classification de O'Grady et al., (2000)

et a une forme de sigmoïde. Ce type de pente est généralement associé à un fort apport

sédimentaire, ayant une architecture et une géométrie interne progradante. La pente peut

donc être associée à l'avancé d'un delta qui présente généralement des clinoformes

progradants.

36

Pente O*: f»ro*.ldela,»«ntideSept-il«

1 Douce

0" T 10*

Apport sédimentaire important

moderne Apport

Instable

Peu ou pas de canyons

Stgmotde

P Abrupte et

r 10* o* 5* i<r <r Pente du plancher marin

sedt Tien taire Important

Stradgrapt. i e progr adatœnelle

Peu de canyons

Apport sédimentaire moderne faible

Architecture torque et exposée

Plusieurs canyons présents

Apport sédimentaire faible

Architecture progradante et

Beaucoup de canyons

5* 10*

Apport sédknentawe modère

Plusieurs facteurs ont W uencé la morphologie au cours des temps géologiques

Figure 15 : Profil cumulatif de la pente côtière de Sept-îles. Ce profil correspond au type 2 (sigmoïde) de la classification de O'Grady et al. (2000).

Les données bathymétriques présentées à la figure 16 ont permis de constater que la pente

côtière de la Pointe-aux-Basques est marquée d'un seul chenal mature. Ce chenal est

directement relié à la côte, ce qui diffère des modèles théoriques où le chenal est relié à un

canyon. En effet, les systèmes chenal-levées sont généralement la continuité des canyons,

lorsque la pente devient faible (e.g., Damuth et Flood, 1984; Babonneau et al., 2002;

Haflidason et al., 2007; Lastras et al., 2009). Es présentent généralement une morphologie

en V lors de l'incision dans le plateau côtier et deviennent progressivement en U vers le bas

de la pente, pour former le système chenal-levée. Le système de Sept-îles se distingue

également par le fait qu'il n'est pas connecté à un système de drainage terrestre. La rivière

Moisie se situe à 22 km à l'est du secteur. Le chenal incise la côte du nord au sud à une

profondeur de 5 m et à une distance de 350 m de la côte et se présente en forme de U

(figure 17). Le chenal principal a une largeur de 200 m. Le relief du chenal (profondeur

levée - profondeur thalweg) mesure 4 m près de la source et diminue à moins de 1 m à

900 m de la tête du chenal. De plus, la levée ouest est légèrement plus développée que la

levée est (figure 17, profil 1 et 2). Ce chenal s'étend sur 500 m et évolue par déposition

différentielle avant de s'étendre en lobe chenalisé au bas de la pente sur plus de 2 000 m.

Ce lobe chenalisé a une largeur maximale de 1 600 m, ce qui lui donne une superficie de

2,41 km2. Il est composé de 2 chenaux secondaires, situés à l'est et de deux lobes de

déposition, situés à l'ouest (figure 16B). Les chenaux secondaires ont une profondeur

37

moyenne de 1 m et une largeur moyenne de 60 m. Les deux lobes de déposition ont une

longueur d'environ 500 m et une largeur d'environ 200 m. Le lobe chenalisé de Sept-Êes

est également caractérisé par des mégarides à la surface. Certaines de ces mégarides

présentent une morphologie en forme d'antidune, où la pente terrestre est plus abrupte et

plus courte que la pente marine. En s'éloignant de la source, ces formes ressemblent à des

ondulations régulières de plus petite ampleur.

À l'ouest du système chenal-levée, de petites ondulations indiquent que des courants

gravitaires tendent à éroder la pente côtière. Un chenal est d'ailleurs en voie de se former

(figure 16B). D débute à une profondeur de 3 m et a une largeur de -100 m. D n'est

toutefois pas mature et doit rarement servir de conduit.

3.3.2 Données de sonar à balayage latéral Les données de sonar à balayage latéral acquises sur le système chenal-levée ont permis

d'illustrer le système en 2010 (figure 18). Ainsi, les chenaux et les mégarides sont toujours

visibles à la surface du système. Ces mégarides témoignent du transport sédimentaire et

donc de la récurrence de courants gravitaires sur le système. Par conséquent, ces

informations indiquent que le système est toujours actif. Les données de sonar à balayage

latéral n'ont toutefois pas permis de cartographier les sédiments de surface en raison de

données trop homogènes. Cette homogénéité est probablement due au fait que le sonar à

balayage latéral n'était pas assez près du fond marin lors des levés, empêchant la détection

de variations dans la granulométrie et la densité des sédiments. D a donc été impossible

d'évaluer la distribution granulométrique du système chenal-levée à partir des données de

sonar à balayage latéral (e.g., Davis et al., 1996; Goff et al., 2000; Migeon et al., 2010).

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27

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Figure 18 : Données de sonar à balayage latéral illustrant le système chenal-levée (SCL). Les mégarides témoignent du transport sédimentaire au-dessus du système.

41

3.3.3 Données de sous-surface

3.3.3.1 Unités Les profils sismiques provenant de l'étinceleur acquis sur le système chenal-levée

présentent 3 unités (figure 19) : 1) une première unité (Ul) est caractérisée par des

réflecteurs parallèles; 2) une deuxième unité (U2) est composée de réflecteurs chaotiques et

repose de manière progradante au-dessus de Ul; et 3) une troisième unité (U3) est

également composée de réflecteurs chaotiques et repose de manière progradante au-dessus

des unités 1 et 2. La première unité s'est vraisemblablement mise en place par

sédimentation normale en milieu marin profond, lorsque le NMR était à 130 m au-dessus

du niveau marin actuel. Ces sédiments se seraient donc déposés dans plus de 190 m d'eau,

au large du delta de la rivière Moisie et Sainte-Marguerite. Les unités 2 et 3 sont associées à

des mouvements de masse de faible ou de haute densité en raison de leur faciès sismique

chaotique (Sangree et Widmier, 1979; Mansor, 2004). Ce faciès sismique chaotique n'a

toutefois pas eu la même source, ni ne s'est développé simultanément. L'unité 2 s'est

probablement mise en place lors de l'évolution du delta de la rivière Moisie où l'export

sédimentaire vers le milieu marin était important. Enfin, l'unité 3, qui correspond au

système chenal-levée à l'étude, a évolué suite au déplacement du delta de la rivière Moisie

vers l'ouest.

Les données de sous-surface révèlent également que l'épaisseur de dépôt est plus grande

directement au bas de la pente, soit à environ 700 m de la tête du chenal (figure 19C). Dans

ce secteur, 25 m de sédiments se sont accumulés et cette épaisseur diminue en forme de

biseau vers le sud. Les profils de sous-surface ont également permis d'estimer la quantité

de sédiments faisant partie du système chenal-levée. En identifiant les réflecteurs de la base

du système, il a été possible de les extrapoler pour en faire une carte isopaque qui a ensuite

été soustraite à la bathymétrie. D en résulte un volume approximatif de sédiments de plus

de 14 000 000 m3 pour ce système.

42

3.3.3.2 Terminaisons stratigraphiques La figure 19C présente le type de conformité entre les réflecteurs chaotiques et parallèles.

Les profils sismiques révèlent la présence de biseaux de progradation (downlaps), qui sont

définis comme étant la jonction entre des clinoformes inclinés contre une surface ayant un

angle faible. Us représentent la base de l'unité sédimentaire à la base de la déposition. Les

biseaux de progradation représentent donc le contact entre la sédimentation progradante et

la déposition dans un environnement marin profond (Catuneaunu, 2006). Ainsi, ce type de

terminaison indique la progradation des clinoformes de l'ancien système turbiditique et du

système chenal-levée récent. Il y a également sédimentation normale au large à mesure que

le système chenal-levée prograde (figure 19C). Les biseaux de progradation ne s'appuient

donc pas sur le même réflecteur à la base à mesure que le front du système s'éloigne de la

source. Les réflecteurs au large se sont donc mis en place alors que le système était moins

étendu. Le système chenal-levée a ensuite progradé au-dessus de la sédimentation normale

précédente.

3.3.3.3 Chenal principal Le chenal principal du système chenal-levée présente une morphologie qui diffère en

fonction de son éloignement de la source. Un profil près de la source montre une

morphologie franche, où les parois sont abruptes et dont l'épaisseur des levées est plus

importante que l'accumulation dans le chenal (figure 20A). De plus, les sédiments ne

drapent pas conformément l'ensemble du chenal, ce qui indique que la morphologie et la

stratigraphie du chenal sont influencées par le passage de courants gravitaires.

La figure 20B illustre le même chenal, mais en milieu distal, directement au bas de la pente.

Les sédiments ne drapent pas le chenal. Par contre, le thalweg se remplit plus rapidement

que les levées, ce qui indique un chenal accumulatif où il y a plus de sédimentation que

d'érosion. Cette différence entre le milieu proximal et distal démontre que le régime

sédimentaire varie au sein du chenal, passant d'un régime où les courants gravitaires sont

majoritairement confinés à un régime où l'écoulement se disperse, ce qui explique la faible

épaisseur des levées.

54

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44

3.3.3.4 Chenal secondaire est Les profils de sous-surface révèlent qu'en milieu proximal, le chenal secondaire de l'est

présente une forme en auge. Les levées sont importantes, ayant un peu plus d'un mètre de

hauteur. Un réflecteur semble également être tronqué (figure 20C). Un second profil en

milieu distal est caractérisé par une morphologie en V (figure 20D). Les levées sur ce profil

sont de moindres importances. Par contre, le premier réflecteur sous la surface est

également tronqué, ce qui indique que le chenal est encore influencé par des courants

gravitaires.

3.3.3.5 Chenal secondaire sud En milieu proximal, le chenal secondaire du sud présente une morphologie en auge, avec

des parois abruptes et franches (figure 21 A). Les levées sont importantes, de l'ordre d'un

mètre de hauteur. Le chenal s'est probablement formé par déposition différentielle puisque

le thalweg est surélevé par rapport au niveau de base.

Le même chenal en milieu distal présente une forme en V (figure 21B). Les levées sont

également importantes, de l'ordre d'un mètre. Il présente également les caractéristiques de

la déposition différentielle. Ces indicateurs suggèrent également que des courants

gravitaires influencent toujours la morphologie et la stratigraphie du chenal

3.3.3.6 Lobe de déposition Un profil de sous-surface sur le lobe de déposition a permis d'identifier un ancien chenal

(figure 21C). En effet, le chenal présente aujourd'hui une sédimentation conforme qui le

drape, sans toutefois l'avoir complètement recouvert. Ces données suggèrent que le lobe est

soit inactif, c'est-à-dire que les courants gravitaires ne l'influencent plus, ou que la

compétence des courants gravitaires n'est pas assez grande pour le canaliser. Ainsi, la

queue du courant gravitaire ne fait que se déposer de façon conforme.

56

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47

3.3.4 Propriétés physiques et chimiques des sédiments

3.3.4.1 COR1002-13BC La carotte 13BC (50°10,5073' N ; 66°20,1616' W; figure 7) se situe à 53 m de profondeur,

au centre du système chenal-levée et mesure 22 cm de longueur (figure 22). La base est de

couleur gris très foncé et est composée à environ 80-90% de sable. Quelques feuilles sont

présentes dans les sédiments. Entre 15 et 16 cm, une brindille en position verticale suggère

la mise en place des sédiments par des courants gravitaires. Un lit de matière organique est

également observé vers 15 cm grâce à une importante diminution du nombre CT, de la

densité, de la susceptibilité magnétique (k) et des valeurs de L*. Cette unité est propre à la

carotte 13BC. Les 16 premiers cm sont pour leur part composés à 60-70% de sable. Le

nombre CT et la densité diminuent vers le haut, ce qui concorde également avec une

diminution progressive du contenu en sable. Quelques hausses marquées sont toutefois

visibles à 4,5, 8,5 et 12,5 cm. Quant à elle, la susceptibilité magnétique augmente vers le

haut pour atteindre les 1000 SI. Les valeurs de susceptibilité magnétique sont très fortes par

rapport aux autres carottes prises dans le golfe et l'estuaire du Saint-Laurent (e.g.,

Lajeunesse et al., 2007; Cauchon-Voyer et al., 2008). Ces importantes valeurs sont

probablement dues aux fortes valeurs de Fe et de Ti. Le Fe augmente d'ailleurs de façon

marquée à 10 cm, passant d'environ 17 000 ppm à 23 000 ppm. Cette augmentation est

associée au transbordement du fer au port de Sept-Ees qui a débuté dans les années 1955

(Journaux et Taillefer, 1957). Ainsi, cette hausse du contenu en fer est un marqueur

chronologique pour la fin des années 1950 et le début des années 1960. Le Ti présente

également une hausse marquée de son contenu, ce qui soutient cette hypothèse.

3.3.4.2 COR1002-15BC La carotte 15BC (50° 10,3466' N ; 66° 19,8696 W; figure 7) se situe à 60 m de profondeur,

près du chenal secondaire du sud du système chenal-levée et mesure 15 cm de longueur

(figure 23). La base de la carotte est de couleur gris très foncé et est composée à 65-70% de

sable. Elle est marquée par une augmentation de la susceptibilité magnétique, du Fe et du

Ti. Un contact granulométrique franc distingue ces sédiments de ceux au-dessus. Les 12

premiers cm contiennent pour leur part 50-55% de sable. Es sont caractérisés par une légère

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49

3.3.4.3 COR1002-16BC La carotte 16BC (50°10,3208'N ; 66°20,5610' W; figure 7) se situe à 58 m de profondeur,

au centre du lobe de déposition et mesure 27 cm (figure 24). La base contient jusqu'à 90%

de sable et est de couleur brun grisâtre très foncé. Les 25 premiers cm sont composés de

±50% de sable, avec quelques hausses marquées à 55-60%. Les augmentations de

granulométrie sont également visibles avec des hausses de Fe et de Ti. Le haut de la carotte

présente un contenu en sable relativement constant. Pour leur part, le nombre CT et la

densité diminuent légèrement vers le haut. Une importante hausse dans le Fe et le Ti

s'effectue vers 12 cm, où les valeurs de Fe passent d'environ 17 000 ppm à environ

21 000 ppm. Ce changement est associé aux environs de 1960.

Nombre CT (HU)

Ct-Scan Photo

Densité (g/cm1)

1.2 1.4 1 0 .

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20

25

k(x10>SI) % sable

40 60 80 100

Fe Ti (xlCr1 ppm) (xlO'ppm )

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Figure 24 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 16BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.

3.3.4.4 COR1002-17BC La carotte 17BC (50°10,7133'N ; 66°19,8735' W; figure 7) se situe à 52 m de profondeur,

près du chenal secondaire de l'est et mesure 28 cm (figure 25). La carotte contient en

moyenne 50-60% de sable et montre plusieurs hausses marquées à plus de 60%. Le contenu

en sable varie grandement à la base de la carotte alors que le nombre CT et la densité

restent relativement stables. Les 10 premiers cm présentent pour leur part une diminution

progressive du sable, ce qui concorde avec la diminution du nombre CT et de la densité. Un

50

changement dans le contenu en Fe est également visible vers 10 cm, passant d'environ

18 000 ppm à plus de 22 000 ppm, et est associé aux années 1960.

Nombre CT (HU)

Densité (g/cm") k(x10>SI) % sable Ti

{xlC. ppm)

Ct-Scan Photo

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20

25

800 1000 1200 1400 300 900 1500 5 15 25 35 0 20 40 60

Figure 25 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 17BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.

3.3.4.5 COR1002-18BC La carotte 18BC (50°10,7856'N ; 66°20,3374' W; figure 7) se situe à 48 m de profondeur,

au centre du système chenal-levée et mesure 18 cm (figure 26). Elle est de couleur gris très

foncé et est composée à 60-68% de sable. Le contenu en sable est légèrement plus élevé à

la base, variant autour de 64-72%. Le haut de la carotte présente des variations du contenu

en sable de 60-66% avec une légère tendance à l'augmentation. Cette légère augmentation

est aussi visible dans la susceptibilité magnétique. Le nombre CT et la densité sont

relativement constants, avant de diminuer légèrement vers 4 cm. Enfin, une augmentation

des valeurs de Fe vers 12 cm, passant d'environ 20 000 ppm à 26 000 ppm, est associée aux

années 1960.

3.3.4.6 COR1002-19BC La carotte 19BC (50°11,1367'N ; 66°20,4487' W; figure 7) se situe à 32 m de profondeur,

sur la levée est du chenal principal et mesure 25 cm (figure 27). Elle est de couleur brun

grisâtre très foncé et est composée à 60-76% de sable. Les propriétés physiques des

51

sédiments montrent d'importantes variations. Le contenu en sable présente une hausse

marquée à 7 cm, avec une tendance générale à la diminution. La densité présente une

tendance similaire.

Ct-Scan Photo

Nom bre CT Densité (HU) (g/cm 1)

1.2 1.4 1.6

5 -

10

15

k (xlO-5 SI) % sable

56 60 64 68 72

Fe (x10*ppm )

12 18 24 30

Ti (xlO* ppm )

750 1050 1350 400 800 1200 20 24 28 32 36 10 20 30 40

Figure 26 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 18BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.

Ct-Scan Photo 0 -.

5 -

a 10

__ 15

20-

Nom bre CT (HU)

k (xlO-5 SI) % sable Fe Ti M O 'ppm ) (xlippm )

900 1100 1300 800 1000 1200 24 26 28 30 32 10 20 30 40 50

Figure 27 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 19BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.

52

3.3.4.7 COR1002-20BC La carotte 20BC (50° 11,1069'N ; 66°20,5556' W; figure 7) se situe à 33 m de profondeur,

dans le thalweg du chenal principal et mesure 18 cm (figure 28). Elle est de couleur gris

très foncé. La base de la carotte est composée à -78% de sable. Le haut de la carotte

présente pour sa part un contenu en sable relativement constant. Le nombre CT et la densité

diminuent légèrement vers le haut, alors que les autres propriétés physiques restent

relativement stables. Cette stabilité vers le haut est probablement due au passage des

courants gravitaires qui laissent en place seulement la fraction granulométrique la plus

grossière.

Fe Ti xlO'ppm ) (xlO'ppm)

8 16 24 32

1000 11001200 1300 500 1000 1500 16 20 24 28 32

Figure 28 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 20BC. La bande grise représente une hausse marquée du contenu en sable.

3.3.4.8 COR1002-21BC La carotte 21BC (50° 10,5610'N ; 66°20,6577' W; figure 7) se situe à 55 m de profondeur,

sur le lobe de déposition proximal et mesure 26 cm (figure 29). Elle est de couleur gris très

foncé avec d'importantes variations du contenu en sable qui semble avoir une tendance à la

diminution vers le haut. Plusieurs petites feuilles et brindilles en position verticale sont

visibles dans la carotte. La susceptibilité magnétique présente également d'importantes

variations, mais semble avoir une tendance générale relativement stable, aux alentours de

53

800 SI. Le Fe est caractérisé par une hausse importante vers 15 cm, associée aux années

1960.

Ct-Scan Photo

Nombre CT (HU)

Densité (g/cm*)

.4 1.5 1.6 1

k(x10->SI)

7

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Fe Ti (xltfppm ) (xltfppm )

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II 25-II 900 10501200 300 900 1500 12 20 28 36 0 10 20 30 40

Figure 29 : Propriétés physiques des sédiments de la carotte 21BC. Les bandes grises représentent des hausses marquées du contenu en sable.

3.3.5 Granulométrie de surface La moyenne des cinq premiers cm de chacune des carottes a été utilisée afin de connaître la

composition granulométrique des sédiments de surface. Par la suite, une interpolation par la

méthode des voisins naturels (natural neighbour) a été effectuée afin d'estimer la

granulométrie des sédiments de surface de l'ensemble du système chenal-levée (figure 30).

Sur cette figure, les sédiments les plus grossiers se situent dans le thalweg du chenal

principal, ayant une moyenne de 78 pm. Sur les levées, les sédiments ont une granulométrie

plus fine, ce qui suggère que des courants gravitaires érodent ou laissent en place un lag

dans le thalweg alors que les sédiments fins composant la partie supérieure du courant se

déposent en marge du chenal (e.g., Piper et Deptuck, 1997). Ces observations démontrent le

passage de courants gravitaires dans le chenal principal. De plus, la distribution spatiale de

la granulométrie sur le système caractérisée par des courbes en U, soutient également le

passage de courants gravitaires. En effet, les sédiments plus grossiers tendent à être

transportés là où l'énergie du courant est plus forte, soit directement vers le bas de pente.

54

Les sédiments plus fins sont déposés de part et d'autre du système et au large, là où

l'intensité est plus faible.

66*21'0"W 66°20*30"W 66°20'0"W 66'19'30-W

Figure 30 : Interpolation de la granulométrie de surface du système chenal-levée. La distribution de la granulométrie présente une forme en U vers le bas de la pente, suggérant le passage de courants gravitaires.

3.3.6 Distribution magnétique D'importantes variations du champ magnétique total ont été observées dans la région du

système chenal-levée, soit une variation de 831 nT sur une surface de 2,5 km2 (figure 31).

Comme le démontre la figure 5, le champ magnétique total dépend en bonne partie du

magnétisme des sédiments du système chenal-levée, et donc du contenu en magnetite

(Boyce et al., 2004; Pozza et al., 2004). Toutefois, le champ magnétique total de certains

secteurs est plutôt associé à la proximité du substrat rocheux sous-jacent. C'est le cas pour

55

les intrusions de gabbros, près des îles de Sept-îles (figure 2). De plus, le champ

magnétique total du chenal principal est moins élevé que les levées, ce qui suggère le

débordement des sédiments lors du passage des courants gravitaires. D y a également un

écart important entre les valeurs du système chenal-levée et le niveau de base au sud. Ce

dernier a des valeurs se situant autour de 54 600 nT alors que le système oscille autour de

55 000 nT. Ces données suggèrent deux types de sédimentation distincts : 1) la

sédimentation par courants gravitaires apportant des sédiments riches en magnetite

provenant du plateau côtier; 2) la sédimentation normale au large, moins riche en

magnetite. Cette variation indique donc un apport terrigène du système chenal-levée et la

progradation des sédiments au-dessus du niveau de base.

3.3.7 Coquilles Deux types de coquilles ont été identifiés dans les carottes de sédiments. La première est

une Clinocardium ciliatum (figure 32). Ce type de coquille se retrouve généralement en

milieu argileux à une profondeur de 0-500 m (Tucker-Abbott et Sandstrom, 1968). La

deuxième coquille est une Mya truncata, qui se retrouve généralement dans l'argile et la

vase, à une profondeur de 4 à 30 m selon Tucker-Abbott et Sandstrom (1968), ou de 0 à

100 m selon Wagner (1970). Toutefois, le système chenal-levée est composé de sédiments

sableux et se situe à une profondeur de plus de 30 m. Ainsi, la nature de ces coquilles et le

milieu dans lequel elles se trouvent suggèrent que les courants gravitaires sont les processus

responsables du transport des sédiments.

56

66°21*30"W 66-2r(rW 66°20,30"W 66°2tWW 66°,V3Qrw 66-l9*0"W W.VWV*

W2V3trW 66o21'0"W 66°20*30"W 66°20*O"W ee-I^O-W 66°19'0"W

Figure 31 : Champ magnétique total en fonction de la bathymétrie. Le système chenal-levée présente une plus forte intensité magnétique que le niveau de base.

57

Figure 32 : Image tomodensitométrique illustrant la présence d'une importante coquille (Clinocardium ciliatum) dans la carotte 17BC.

3.3.8 Profil de décroissance radioactive du 210Pb Sur les profils en Ln, les trois carottes présentent une augmentation de la pente aux

environs de 14 cm (figure 33). Cette augmentation, particulièrement marquée pour les

carottes 13BC et 17BC, n'est pas associée à la bioturbation, mais plutôt à une augmentation

récente de la sédimentation. Certaines études ont remarqué de la bioturbation sur 15 cm

dans la baie de Monterey (e.g., Lewis et al., 2002). Cependant, ces profils de décroissance

radioactive montrent un profil vertical alors que les profils de Sept-îles sont légèrement

inclinés. De plus, les images tomodensitométriques ne montrent pas de bioturbation

importante.

Par ailleurs, l'activité du 210Pb des carottes 13BC, 16BC et 17BC présente un profil en

escalier, superposant un profil exponentiel (figure 33). Ces données suggèrent que la

sédimentation est marquée d'événements ponctuels où plusieurs centimètres se déposent

58

rapidement (Sommerfield et Nittrouer, 1999; Arnaud et a l , 2002; Huh et a l , 2004; 2006;

Garcia-Orellana et a l , 2006). Le 210Pb en excès est alors dilué au sein de la couche de

sédiments déposée rapidement. Puisque la sédimentation n'est pas constante, les taux de

sédimentation n'ont pas pu être calculés. Pour estimer l'âge des carottes, plusieurs auteurs

retirent les couches déposées rapidement afin de ne pas inclure de biais dans les âges des

sédiments (e.g., Huh et Su., 1999). Par contre, dans le cas de Sept-Êes, il n'a pas été

possible de distinguer les différentes couches déposées rapidement, ce qui peut être dû au

fait que la quasi-totalité des carottes est composée d'événements ponctuels ou que les

différences granulométriques entre la sédimentation hémipélagique et les événements

ponctuels ne sont pas assez grandes pour distinguer les deux types de sédimentation. La

chronologie et la récurrence des événements n'ont donc pas pu être établies

6:

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CHAPITRE 4 Dynamique sédimentaire récente

4.1 Transfert sédimentaire récent

4.1.1 Transfert sédimentaire côtier Les données LiDAR ont permis de calculer le volume de sédiments qui a transité sur la côte

entre les années 2006 et 2008. Ainsi, plus de 400 000 m3 de sédiments ont été transférés,

soit plus de 0,35 m3/m2. Ce nombre équivaut aux sédiments accumulés sur l'ensemble de la

côte. Les sédiments érodés ne sont pas pris en compte dans le transfert sédimentaire

puisqu'il est fort probable que les sédiments se soient accumulés ailleurs sur la côte. De

plus, en réalité, une quantité plus importante de sédiments a été transférée puisqu'on ne

connaît pas le volume de sédiments qui est exporté du système littoral vers le large. Le

volume de sédiment calculé indique tout de même que malgré un bilan sédimentaire positif

de la plage de la baie de la Boule, une importante quantité de sédiments se déplace le long

de celle-ci.

Les données LiDAR ont également permis de confirmer que la côte de Sept-îles ne présente

pas un bilan sédimentaire similaire et homogène sur son ensemble (Lessard et Dubois,

1984; Dubois et al., 2006; Bernatchez et a l , 2008a). L'érosion préférentielle de la côte du

secteur est et l'accumulation dans les secteurs ouest démontre bien qu'il existe un transfert

sédimentaire important le long du littoral de la baie de la Boule. Les secteurs à l'est sont

généralement affectés par des vagues de plus de 2 m (Ropars, 2007), contribuant à une

érosion plus importante. Ces secteurs sont alimentés principalement par la rivière Moisie,

laquelle ne fournit pas suffisamment de sédiments sur la côte pour la protéger de ces

vagues. Les sédiments érodés sont ensuite transférés vers l'ouest, dans le sens de la dérive

littorale. Le secteur ouest accumule alors les sédiments transportés par la rivière Moisie et

les sédiments provenant de l'érosion des secteurs Moisie, Malioténam et Malioténam Est.

Près de la Pointe-aux-Basques, les îles de Sept-îles semblent bloquer la propagation des

vagues de plus de 2 m, ce qui protège ces secteurs de l'action érosive des vagues. Par

61

contre, un secteur à l'ouest présente un bilan sédimentaire (m3/m2) comparable au secteur

est, soit la plage Monaghan. Cette dernière est d'ailleurs la seule qui montre un bilan

sédimentaire terrestre négatif pour la période 2006-2008. Le bilan sédimentaire moins

important de cette plage est probablement dû aux structures artificielles qui ont pour but de

protéger la côte (figure 10). Ces structures ont généralement pour effet d'abaisser le profil

de plage. Elles produisent donc un profil beaucoup plus abrupt et réduisent sa largeur (Hall

et Pilkey, 1991; Basco et a l , 1992; Fletcher et a l , 1997; Leclerc, 2010), ce qui engendre

une érosion importante. Les effets des structures artificielles sur le transport sédimentaire

sont toutefois sujets à controverse. Kamphuis et al. (1992) ont démontré que le transport

sédimentaire diminuait devant les structures rigides à mesure que l'avant-plage s'érodait.

Selon leur étude, à mesure que l'avant-plage s'abaisse, la réflexion des vagues est

accentuée sur le mur par rapport au déferlement. Par contre, dans le cas de Sept-îles, le

transport sédimentaire dû à la dérive littorale sur les plages est très important, n'abaissant

pas de façon significative l'avant-plage. En effet, Bernatchez et al. (2008a) ont observé que

les barres sableuses se déplaçaient plus rapidement devant les structures rigides, à cause du

rétrécissement de la plage. Ce déplacement engendrerait le déferlement de vagues plus

importantes sur les structures et ainsi une hausse du transport sédimentaire. De plus, les

murs de protection engendrent l'effet de bout (Kraus et McDougal, 1996; Bernatchez et a l ,

2008) qui permet l'ajout de matériel non consolidé dans la dynamique sédimentaire

littorale.

Malgré un bilan positif, Bernatchez et al. (2008) ont observé des cycles d'érosion et de

sédimentation de l'ordre de 10 ans. Ces cycles seraient reliés à la migration de barres

sableuses sur la côte, qui alimenteraient la plage en sédiments, mais engendreraient de

l'érosion lorsqu'elles s'amincissent. Ces barres n'alimentent pas seulement les plages, elles

les protègent de la houle de tempête. En effet, Ross et Long (1989) ont démontré pour la

région de Longue-Pointe-de-Mingan que les vagues ont tendance à éroder

préférentiellement la crête des barres protégeant ainsi la plage aérienne. De cette façon, il y

a érosion sur la crête, mais sédimentation dans les creux, ce qui mène à un transfert

sédimentaire dans le sens de la dérive littorale. La différence d'altitude entre les données

LiDAR de 2006 et 2008 vient appuyer cette théorie. En effet, sur la figure 9B, la crête de la

62

barre sableuse a été érodée au détriment de la dépression qui présente une sédimentation

importante. Le courant généré par la dérive littorale permet par la suite aux barres sableuses

d'agir comme conduits pour le transfert des sédiments côtiers vers la Pointe-aux-Basques.

4.1.2 Transfert sédimentaire marin via les dunes Les dunes connectées à la côte ont été définies par Duane et al. (1972) comme étant des

formes générées et influencées par les tempêtes, linéaires, mais obliques à la côte, associées

à une pente faible sur un substrat sableux. Les dunes retrouvées sur le plateau côtier de

Sept-Êes diffèrent de celles généralement étudiées ailleurs dans le monde (e.g., Hemming,

1978; Figeiredo et a l , 1981; Swift et Field, 1981; Darlymple et Hoogendoon, 1997; Goff et

a l , 1999; Lobo et a l , 2000; Li et King, 2007; Audet-Morin, 2009) puisqu'elles se situent

en milieu très peu profond (3-5 m) et à quelques mètres de la côte seulement.

Ainsi, à Sept-Êes, le transfert sédimentaire latéral à la côte ne se fait pas uniquement via les

barres sableuses. Les données bathymétriques à haute résolution et granulométriques ont

permis d'observer que des dunes sous-marines progradent vers l'ouest et contribuent au

transfert sédimentaire vers la Pointe-aux-Basques. En effet, plusieurs études ont démontré

qu'une granulométrie grossière sur les crêtes et plus fine dans les dépressions est un

indicateur de la progradation des dunes (Stubblefield et Swift, 1981; Swift et Field, 1981;

Hoogendoom et Darlymple, 1986; Darlymple et Hoogendoom, 1997; Goff et a l , 1999;

Lobo et a l , 2000; Li et King, 2007). Ces études ont démontré que les courants érodent les

sédiments fins des crêtes et laissent en place seulement la fraction grossière. Dans les

dépressions, le courant est plus faible, puisqu'il se crée un vortex, permettant la déposition

des particules plus fines (figure 34). La répartition de la granulométrie au-dessus des dunes

indique donc qu'elles sont actuellement actives lors de tempêtes et qu'elles contribuent à

transférer des sédiments vers la Pointe-aux-Basques.

63

Figure 34 : Schématisation de la progradation des dunes de Sept-îles vers la tête du système chenal-levée.

Les dunes de l'ouest sont également beaucoup plus asymétriques que les dunes de l'est.

Puisque l'asymétrie des dunes est liée aux conditions hydrodynamiques (Li et King, 2007),

leur morphologie suggère un courant plus important. Cette séparation des deux champs de

dunes peut être expliquée par la présence des cayes de l'est qui bloquent les vagues de

tempêtes provenant de l'est. Au nord des cayes de l'est, Ropars (2007) observe des vagues

beaucoup plus petites, ne permettant pas la continuité de courants générés à l'est, ce qui

divise le champ de dunes (figure 35).

Les sédiments qui alimentent ce système de dunes proviennent vraisemblablement de la

rivière Moisie et de l'érosion côtière. L'image multispectrale de l'embouchure de la rivière

Moisie montre bel et bien que les sédiments sont transférés vers l'ouest (figure 36). Une

partie de ces sédiments est transportée sur la côte alors qu'une autre transite en milieu

marin sur le plateau côtier. La modélisation des courants littoraux de Ropars (2007) montre

également que les courants de la Pointe Moisie sont de l'ordre de 0,5 m/s et plus jusqu'à

quelques centaines de mètres au large, ce qui suggère que les sédiments érodés de la Pointe

Moisie peuvent également transiter via le milieu marin.

64

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Figure 35 : Localisation des dunes en fonction de la direction principale des vents.

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Figure 36 : Image multispectrale illustrant le transport sédimentaire vers l'ouest à l'embouchure de la rivière Moisie.

65

4.1.3 La morpho-sédimentologie du système chenal-levée

4.1.3.1 La formation du système chenal-levée Le système chenal-levée de Sept-Êes se situe à l'extrême ouest de la baie de la Boule au

large de la Pointe-aux-Basques. Comme le plateau côtier rétrécit d'est en ouest (de 5 000 m

à 300 m), les sédiments devant la Pointe-aux-Basques sont confinés au nord par la côte et

au sud par la pente côtière. Une partie des sédiments est alors exportée vers le large par des

courants gravitaires. Trois mécanismes sont généralement invoqués pour la génération de

courants gravitaires : 1) les mouvements de masse sous-marins; 2) les courants

hyperpycnaux; et 3) les tempêtes (Inman et al., 1976; Mulder et al., 1998; Piper et Normark,

2009; Meiburg et Kneller, 2010). Sur le plateau côtier, aucune marque de glissement sous-

marin n'est visible, éliminant cette hypothèse. De plus, la rivière Moisie se situe à 22 km à

l'est du système chenal-levée. Les courants hyperpycnaux ne peuvent donc pas être à

l'origine de ces courants gravitaires. L'hypothèse des tempêtes semble donc être la plus

crédible. Lors de tempêtes, l'action des vagues et de la houle augmente la pression

interstitielle des sédiments (Salles, 2006). La pression interstitielle oscille avec l'action des

vagues et peut réduire la résistance au cisaillement entre les particules sédimentaires (Puig

et al., 2004). Selon cette dernière étude, il y a alors liquéfaction de la couche superficielle et

les sédiments sont plus facilement mis en suspension. De plus, la présence de barres

d'avant-plage jouerait vraisemblablement un rôle important dans la mise en suspension des

particules grossières. Lorsqu'une vague déferle au-dessus d'une barre, il se crée un vortex

entre la vague et le creux de la barre (Greenwood et Davidson-Arnott, 1979). Ce vortex

permet la mise en suspension des sédiments non consolidés qui ont été fragilisés par

l'augmentation de la pression interstitielle. Les sédiments mis en suspension forment alors

un ensemble plus dense par rapport à son environnement immédiat. La pente côtière se

situant à quelques centaines de mètres de la côte et à 4 m de profondeur permet aux

sédiments de s'écouler par gravité vers le bas de pente. De tels dépôts dus à des tempêtes

ont d'ailleurs été identifiés sur le delta de la rivière aux Outardes (Hart et Long, 1990).

66

Les faciès sédimentaires des échantillons du système chenal-levée de Sept-Êes ne

permettent pas d'établir avec certitude le type de courant gravitaire impliqué dans sa

formation. En effet, certains courants gravitaires présentent un faciès sédimentaire qui leur

est propre. Deux grands types de courants gravitaires ressortent de la littérature, soit ceux

de faible densité et de haute densité (Mulder et Cochonat, 1996). Parmi les courants

gravitaires de faibles densités, le courant de turbidité est probablement le plus étudié. La

définition de courant de turbidité a mainte fois fait l'objet de contradiction. La plupart des

auteurs s'entendent aujourd'hui pour le définir comme un courant constitué d'eau et de

sédiments plus denses par rapport à son environnement immédiat et qui agit comme un

fluide newtonien (Mulder et Cochonat, 1996; Piper et Normark, 2009). Plus spécifiquement,

il s'agit d'un courant où la turbulence est le principal mécanisme de transport des particules

(Middleton et Hampton, 1976; Mulder et Alexander, 2001). Les faciès sédimentaires

associés à ces courants diffèrent en fonction de leur durée, intensité et composition (Mulder

et Alexander, 2001; Piper et Normark, 2009). Généralement, les courants de turbidité sont

associés à la séquence de Bouma. Théoriquement, cette séquence met en place 5 faciès

correspondant à l'évolution d'un courant : 1) du sable massif transporté à la base du

courant et mis en place lors de son accélération (Ta); 2) des lamines parallèles de sable mis

en place par le régime sédimentaire du haut du courant (Tb); 3) des lamines entrecroisées,

indicateur de la déposition de sédiments fins alors que la vitesse du courant à la surface

diminue progressivement (Tc); 4) des lamines de silt mis en place lors de la décélération du

courant de turbidité (Td); et 5) de la boue hémipélagique correspond à la déposition des

particules fines après le passage du courant (Te) (figures 37-38). La séquence complète de

ce dépôt est rarement observée en milieu naturel. On trouve généralement la séquence Ta-

Tc en milieu proximal et la séquence Tc-Te en milieu distal du courant. De plus, une

turbidité sera généralement marquée à sa base par une marque d'érosion et par un

granoclassement normal (Bouma, 1967). Les courants de haute densité peuvent pour leur

part varier entre une coulée de débris et un courant de densité concentré (figure 37). Les

courants hyperconcentrés seront non-newtoniens et peuvent avoir une proportion semblable

de liquide et de solide. Les courants de densité seront pour leur part des courants de type

Newtonien. Ds diffèrent toutefois des courants de turbidité en ce sens que ce sont les

interactions entre les grains qui permettent au courant de rester en suspension. Le courant

67

de densité aura généralement des faciès plus grossiers et pourra former la séquence de

Lowe (1982) (figure 37).

Dans le cas des échantillons du système chenal-levée de Sept-Êes, aucune structure

sédimentaire distincte n'a pu être observée. Pourtant, la répartition de la granulométrie, la

composition des sédiments, la morpho-stratigraphie des chenaux, le profil de décroissance

radioactive du 210Pb et la présence de mégarides confirment que le système est influencé

par le passage de courants gravitaires. Par contre, les structures sédimentaires reliées aux

courants de turbidité ou de densité nécessitent un écoulement turbulent d'une durée

minimale (figure 38). Ainsi, l'absence de structures sédimentaire serait due à l'occurrence

de bouffées turbides (surge) sur le système chenal-levée (figures 37-38) (Mulder et

Alexander, 2001). Une bouffée turbide est un type de courant de turbidité de faible densité

composée uniquement d'une tête, alors que les courants de turbidité classiques et quasi

constants sont composés d'une tête, d'un corps et d'une queue qui permettent la formation

de structures sédimentaires définies (figure 37) (Mulder et Alexander, 2001). À des fins de

comparaison seulement, le dépôt de bouffée turbide est associé au faciès Ta de la séquence

de Bouma et est due à la courte durée du courant qui ne permet pas la formation de ces

structures (figure 38). Par contre, les dépôts de bouffées turbides peuvent être identifiés

précisément s'il y a déposition de sédiments hémipélagiques au-dessus. Généralement, en

milieu marin profond, il est possible de les identifier, car la déposition hémipélagique

contraste fortement avec le dépôt de particules plus grossières. Or, dans le cas de Sept-îles,

le système se situe à quelques centaines de mètres de la côte et à une profondeur variant

entre 10 et 60 m. La sédimentation normale se traduit donc par la déposition de sédiments

sableux ou silteux qui ne contrastent pas suffisamment avec la sédimentation par bouffée

turbide. Toutefois, les augmentations de granulométrie dans les sédiments pourraient leur

être associées (figures 22 à 29). En effet, la bouffée turbide est formée par l'action des

vagues qui met en suspension les sédiments fins du plateau côtier. Il ne s'agit pas d'un

glissement sous-marin qui prend en charge l'ensemble des sédiments grossiers du plateau

côtier, dont le dépôt contrasterait avec les sédiments mis en suspension. Ainsi, la différence

granulométrique entre les dépôts de bouffées turbides et la sédimentation normale n'est pas

79

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70

a moins de confinement, résultant en une diminution de la capacité du courant à

transporter les sédiments (Mohrig et Buttles, 2007; Kane et al., 2010). Les levées du

chenal ne contiennent donc plus la bouffée turbide et celle-ci déborde (Peakall et al.,

2000) et s'étend, donnant au système sa morphologie en patte d'oie. Ce processus

entraîne également la création de lobes de déposition (Bouma, 2000; 2001; Gervais et

a l , 2006).

3. Stade 3 : Au troisième stade, la bouffée turbide perd de la vitesse et devient largement

dépositionnelle et s'étend. La déposition est alors plus forte au centre en raison de

l'énergie de la bouffée turbide dans le sens de la pente (figure 39C). Après plusieurs

passages répétés de ces courants, il y a formation d'affouillements (Clark et Pickering,

1996) qui produisent éventuellement les chenaux secondaires.

4. Stade 4 : Le dernier stade est caractérisé par une bouffée turbide dont l'intensité

diminue, particulièrement à l'ouest et où il y a formation du lobe de déposition. Au

centre, la compétence du courant est plus forte et forme le chenal du sud. Le courant

est maintenant divisé en trois bras distincts (figure 39D). La bouffée turbide est alors

très mince au-dessus des bras et dépose la dernière fraction fine du courant gravitaire.

Trois facteurs expliquent la faible étendue du système chenal-levée de Sept-îles.

Premièrement, l'architecture des chenaux turbiditiques est largement influencée par la

pente (McHargues et al., 2011; Piper et Normark, 2009). De plus, la force du courant

gravitaire est proportionnelle à l'angle et à la longueur de la pente (McHargues et al., 2011).

Ainsi, dans le cas de Sept-Êes, comme la pente est forte, mais très courte, la bouffée turbide

ne se développe pas en courant continu qui devient en auto suspension. Au contraire, les

sédiments auront tendance à se déposer rapidement puisque la pente devient faible

abruptement (Mulder et Alexander, 2001a). Deuxièmement, le secteur de Sept-Ees est

essentiellement composé de sable. Cette granulométrie est plus difficile à mettre en

suspension et à être prise en charge par des courants gravitaires. Le sable aura plutôt

tendance à se déposer rapidement (Reading et Richards, 1994; Bouma, 2000). Ainsi, le

système ne peut se développer, car la courte pente ne permet pas à la bouffée turbide de

transporter du matériel grossier sur de longues distances. Enfin, la bouffée n'est pas

71

confinée dans un chenal sur de longues distances, ce qui étend le courant gravitaire et lui

fait perdre de l'énergie rapidement (Bouma, 2000; 2001). Ainsi, malgré la faible étendue du

système chenal-levée de Sept-Êes, ce dernier se comporte comme les grands modèles

théoriques (e.g., Reading et Richards, 1994).

4.1.4 L'activité récente du système chenal-levée La présence de mégarides dans les données bathymétriques et de sonar à balayage latéral, la

morphostratigraphie chaotique observée en sismique et l'activité du 210Pb dans les

sédiments démontrent que le système chenal-levée de Sept-Êes est toujours actif et qu'il

transfère actuellement des sédiments vers le large. L'activité du 210Pb et les propriétés

physiques des sédiments démontrent également qu'il y a une augmentation récente de la

sédimentation sur le système chenal-levée. Cependant, cette augmentation est caractérisée

par une décroissance de la granulométrie vers la surface dans la majorité des carottes

(figure 22 à 29). À la base, la plus faible sédimentation et le contenu en sable plus élevé

suggèrent que les événements ponctuels de sédimentation étaient moins fréquents, mais

plus intenses que dans les dernières décennies, remobilisant donc une fraction grossière

plus importante. Ces résultats concordent avec les données de tempêtes recueillies par

Génivar (2007) où l'intensité des tempêtes est en décroissance depuis 1953. Les tempêtes

ne remettent donc plus en suspension des particules aussi grossières qu'auparavant,

remobilisant seulement les particules plus fines. Les données de vents démontrent

également que la fréquence des tempêtes a nettement diminué depuis 1953, ce qui semble

contredire la hausse de la sédimentation observée dans le secteur. Bernatchez et al. (2008a)

mentionne toutefois que la fréquence des vents provenant de l'est aurait augmenté

comparativement à 1950, affectant donc plus la côte. De plus, la mise en suspension des

sédiments ne dépend pas uniquement de la fréquence des tempêtes, mais aussi de leur

disponibilité (Knudson et Hendy, 2009). L'apport sédimentaire à la tête du chenal jouerait

probablement un rôle plus important que la fréquence ou l'intensité des tempêtes dans la

génération de courants gravitaires. Ainsi, l'apport sédimentaire à la tête du chenal aurait été

plus important au cours des dernières décennies, expliquant la hausse de la sédimentation.

83

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73

L'hypothèse d'une augmentation de l'érosion côtière dans le secteur émise par Bernatchez

et al. (2008a) pourrait être à l'origine de cette augmentation de la sédimentation sur le

système chenal-levée. Cette augmentation de l'érosion aurait intégré plus de sédiments

dans la dynamique littorale et marine. De plus, le transfert sédimentaire est probablement

accentué à cause de l'artificialisation de la côte. Cette artificialité permettrait une

augmentation de la charge sédimentaire dans la dynamique littorale et une augmentation du

transfert sédimentaire dans le secteur. Ainsi, la charge sédimentaire est augmentée,

permettant aux tempêtes dominantes de l'est de mettre en suspension des sédiments plus

facilement. L'influence de la fréquence des tempêtes sur la récurrence des courants

gravitaires serait donc de moindre importance par rapport à la disponibilité des sédiments

au large de la Pointe-aux-Basques.

Un rapport de la firme Génivar (Belles-îles et al., 2003) mentionne également la présence

de courants dans le secteur. En effet, le port de Sept-Êes rejette des sédiments de dragage

sur le système chenal-levée. Les auteurs de l'étude mentionnent que les profondeurs de ce

site sont de l'ordre de 40 m et s'y maintiennent à travers les années malgré le rejet régulier

de sédiments. Ils expliquent cette dynamique par des courants de fond réguliers dans le

secteur. Les données de la présente étude suggèrent plutôt que des courants gravitaires

toujours actifs sont à l'origine de la remobilisation des sédiments.

4.1.5 L'origine des sédiments Plusieurs études ont tenté de retracer la provenance des sédiments transitant via des

canyons. Pour ce faire, certains auteurs ont identifié la minéralogie des sédiments

composant les plages, et l'ont comparée à la minéralogie des sédiments des canyons sous-

marins (Pauli et al., 2005; Boyd et al., 2008). Par contre, dans le cas de Sept-Êes, ce type

d'étude n'aurait pas permis de déterminer si les sédiments proviennent de l'érosion des

côtes ou de la rivière Moisie puisque les sédiments côtiers constituent l'ancien delta de la

rivière. La composition minéralogique des sédiments de la côte devrait donc être identique

à celle de l'embouchure de la rivière. Ainsi, afin d'identifier l'origine des sédiments,

plusieurs études ont démontré qu'il est possible de retracer la provenance des sédiments en

milieu marin grâce à la susceptibilité magnétique (Andrews et Stravers, 1993; Weber et al.,

74

2003; Elwood et al., 2006; Larrasoana et al., 2008; Liu et al., 2010), alors que d'autres ont

démontré que l'environnement côtier est généralement riche en minéraux magnétiques

(e.g., Hatfield et al., 2010). Les résultats de Habbane (1991) et de Hein et al. (1993) pour la

région de Sept-Êes appuient cette dernière affirmation. En effet, la distribution de la

magnetite au large de la rivière Moisie (figure 40) montre que le pourcentage par poids de

ce minéral en milieu côtier est plus élevé qu'en milieu marin. Ainsi, sachant que la

susceptibilité magnétique mesurée dans les carottes de sédiments dépend essentiellement de

son contenu en magnetite (Dearing, 1994; Elwood et al., 2006; St-Onge et a l , 2007;

Larrasoana et al., 2008; Liu et al., 2010; Hatfield et al., 2010), il est suggéré que les

sédiments du système chenal-levée, caractérisés par une forte susceptibilité magnétique par

rapport aux autres carottes prises dans la région (Lajeunesse et al., 2007; Boyer-Villemaire,

2009), proviennent de l'érosion côtière ou ont été transportés en milieu côtier. En effet, la

moyenne des valeurs de susceptibilité magnétique du système chenal-levée est de

900 X 10" SI alors qu'une carotte prise plus au large de Sept-Ees par Lajeunesse et al.

(2007) présente des valeurs nettement inférieures (entre 100 et 500 X IO"5 SI). En ce qui

concerne les valeurs de Boyer-Villemaire (2009), elles sont également assez fortes (900 X

IO"5 SI). Par contre, la densité de la carotte est nettement plus élevée, ce qui augmente la

susceptibilité magnétique. En effet, les valeurs obtenues correspondent à la somme de la

susceptibilité magnétique de tous les grains magnétiques contenus dans l'intervalle mesuré.

Ainsi, une carotte plus dense sera susceptible de contenir plus de grains magnétiques

qu'une carotte moins dense. Les données de Boyer-Villemaire (2009) corrigées pour la

densité (Dearing, 1994) révèlent alors des résultats inférieurs à ceux du système chenal-

levée de Sept-Êes, appuyant l'hypothèse du transport sédimentaire sur la côte comme

principale source de sédiments dans le système.

Les traceurs chimiques sont aussi souvent utilisés pour déterminer l'origine terrigène ou

biogénique des sédiments. En ce sens, des études utilisent le Ti et le Fe comme indicateurs

(e.g., Haug et al., 2003; Rothwell et Rack, 2006). Les concentrations de ces deux éléments

dans les échantillons du système chenal-levée viennent appuyer l'hypothèse que les

sédiments proviennent de la côte. En effet, les concentrations de Ti sont particulièrement

élevées, de l'ordre de 20 à 30 X 102 ppm. Le Fe est aussi très élevé variant entre 20 et 30 X

75

IO3 ppm. De plus, le Fe présente une augmentation rapide de son contenu aux environs de

10 cm dans la majorité des carottes. Cette augmentation serait due au début du

transbordement de fer dans les années 1955 (Journaux et Taillefer, 1957). Ainsi, les

sédiments du transbordement ont atteint la côte et ont ensuite été érodés et transportés vers

le large. La présence de ces éléments démontre donc la contribution de l'érosion côtière et

du transport sédimentaire en milieu côtier à la sédimentation en milieu marin plus profond.

Enfin, les nombreuses brindilles et feuilles dans les sédiments du système chenal-levée

constituent d'autres indicateurs de la provenance terrigène des sédiments (e.g., Drexler et

al., 2006; Omura et Jkehara, 2010). La position verticale des brindilles suggère également

que les sédiments ont été déposés rapidement, soit par les bouffées turbides.

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Figure 40 : Distribution de la magnetite, en pourcentage par poids, région du delta de la rivière Moisie (SCL : système chenaLlevée; modifié de Hein et al., 1993).

Conclusion

Cette recherche, basée sur l'analyse de nouvelles données géomorphologiques,

stratigraphiques, sédimentologiques et géochimiques a permis de démontrer que :

• 400 000 m3 de sédiments ont été transportés sur la côte de la baie de la Boule entre

2006 et 2008, majoritairement vers la Pointe-aux-Basques, soit en direction ouest,

démontrant un transfert sédimentaire côtier important. Ces résultats ont également

révélé un bilan sédimentaire positif, marqué par de hauts taux d'érosion dans

certains secteurs spécifiques. Les secteurs les plus touchés sont généralement ceux

en bordure des infrastructures côtières ;

• Des dunes sur le plateau côtier de la baie de la Boule sont présentement actives et

qu'elles transportent des sédiments vers la Pointe-aux-Basques. Les sédiments

transférés via les dunes proviennent de l'érosion côtière et de l'apport sédimentaire

annuel de la rivière Moisie transporté en milieu côtier ;

•

•

•

Un système chenal-levée exporte actuellement les sédiments vers un bassin sous-

marin. Ce transfert sédimentaire revêt une importance particulière puisque ces

sédiments proviennent en bonne partie de l'érosion côtière ou du transport des

sédiments en milieu côtier. Ainsi, la perte de sédiments sur les plages est associée,

du moins partiellement, au transfert des sédiments vers le bassin sous-marin.

Le transfert sédimentaire a augmenté au cours des dernières décennies,

probablement dû à l'augmentation de l'érosion des plages.

Le système chenal-levée de Sept-Êes s'est mis en place par des courants gravitaires.

Les sédiments à la Pointe-aux-Basques sont mis en suspension lors de tempêtes et

s'écoulent par gravité sous forme de bouffée turbide, ce qui explique l'absence de

structures sédimentaires dans les échantillons prélevés.

77

• L'activité sédimentaire sous la forme de bouffées turbides, combinée à la

granulométrie grossière des sédiments et la courte pente, explique la superficie

restreinte du système.

En conclusion, la présente étude a démontré que l'érosion côtière n'est pas uniquement un

phénomène terrestre. Au contraire, le transport sédimentaire en milieu marin peut

influencer le bilan sédimentaire des côtes de la Côte-Nord et nécessite que des études

détaillées s'y consacrent. Ces études permettront de préciser le type de protection dont les

côtes requièrent, spécialement dans l'optique où l'ensablement des plages devient de plus

en plus une méthode privilégiée par les gouvernements pour atténuer l'impact de l'érosion

côtière.

Références

Allard, M. 1981. L'Anse aux Canards, Êes d'Orléans, Québec : Évolution holocène et dynamique actuelle. Géographie physique et Quaternaire, 35, 133-154.

Amos, CL., King, E.L. 1984. Bedforms of the Canadian eastern seaboard: A comparison with global occurrences. Marine Geology, 57, 167-208.

Andrews, J.T., Stravers, J.A. 1993. Magnetic susceptibility of late quaternary marine sediments, Frobisher Bay, N.W.T.: An indicator of changes in provenance and processes. Quaternary Science Reviews, 12, 157-167.

Anglejan, B., Ingram, R.G., Savard, J.P. 1981. Suspended-sediment exchanges between the Saint-Lawrence estuary and a coastal embayment. Marine Geology, 40, 85-100.

Appleby, P.G. 2001. Chronostratigraphie techniques in recent sediments. In Last, W.N., Smol, J.P. Tracking environmental change using lake sediments. Volume 1 : Basin Analysis, Coring, and Chronological Techniques. Kluwer, Academic Publishers, Dordrecht, The Netherlands. 171-203.

Armon, J.W., McCann, S.B. 1979. Morphology and landward sediment transfer in a transgressive barrier island system, Southern Gulf of St. Lawrence, Canada. Marine Geology, 31, 333-344.

Arnaud, F., Lignier, V., Revel, M., Desmet, M., Beck, C , Pourchet, M., Charlet, F., Trentesaux, A., Tribovillard, N. 2002. Flood and earthquake disturbance of 210Pb geochronology (Lake Anterne, NW Alps). Terra Nova, 14, 225-232.

Ashley, G. 1990. Classification of large-scale subaqueous bedforms: a new look at an old problem. Journal of Sedimentary Petrology, 60, 160-172.

Audet-Morin, M. 2009. Géomorphologie marine des zones extracôtières est et sud des Êes-de-la-Madeleine, Québec. Mémoire de maîtrise, Université Laval, Québec, Qc, 57 pp.

Babonneau, N., Savoye, B., Crémer, M., Klein, B. 2002. Morphology and architecture of the present canyon and channel system of the Zaire deep-sea fan. Marine and Petroleum Geology, 19, 445-467.

Basco, D.R., Bellomo, D.A., Pollock, C. 1992. Statistically Significant Beach Profile Change With and Without the Presence of Seawalls. Proceedings of the 23r

Coastal Engineering Conference, American Society of Civil Engineers, 1272-1284.

79

Beauregard, L. 1973. La géographie du fer au Canada. Une mutation en cours. Cahiers de géographie du Québec, 17, 85-106.

Belles-Isles, M., M. Heppell et A. Bérubé. 2003. Programme décennal de dragage d'entretien des installations portuaires de la compagnie minière IOC à Sept-îles. Étude d'impact sur l'environnement déposée au ministère de l'Environnement. Rapport préparé par GENIVAR pour la Compagnie minière IOC, 84 pp.

Bernatchez, P. 2003. Évolution littorale holocène et actuelle des complexes deltaïques de Betsiamites et de Manicouagan-outardes : synthèse, processus, causes et perspectives. Thèse de doctorat, Université Laval, Québec, Qc, 531 pp.

Bernatchez, P., Dubois, J.M.M. 2004. Bilan des connaissances de la dynamique de l'érosion des côtes du Québec maritime laurentien. Géographie physique et Quaternaire, 58, 45-71.

Bernatchez, P., Dubois, J.M.M. 2008. Seasonal Quantification of Coastal Processes and Cliff Erosion on Fine Sediment Shorelines in a Cold Temperate Climate, North Shore of the St. Lawrence Maritime Estuary, Québec. Journal of Coastal Research, 24, 169-180.

Bernatchez, P., Fraser, C , Lefaivre, D. 2008. Effet des structures rigides de protection sur la dynamique des risques naturels côtiers : érosion et submersion. In : Locat, J., Perret, D., Turmel, D., Demers, D., Leroueil, S. (Eds.) Comptes rendus de la 4e Conférence canadienne sur les géorisques: des causes à la gestion, 487-494.

Bernatchez, P., Fraser, C , Friesinger, S., Jolivet, Y., Dugas, S., Drejza, S. et Morissette, A., 2008a. Sensibilité des côtes et vulnérabilité des communautés du golfe du Saint-Laurent aux impacts des changements climatiques. Laboratoire de dynamique et de gestion intégrée des zones côtières, Université du Québec à Rimouski. Rapport de recherche remis au Consortium OURANOS et au FACC, 256 pp.

Bernatchez, P., Jolivet, Y., Corriveau, M., 2011. Development of an automated method for continuous detection and quantification of cliff erosion events. Earth Surface Processes and Landforms, 36, 347-362.

Bird, E. 1985. Coastline Changes. Wiley & Sons, New York, USA, 219 pp.

Blondel, P. 2009. The Handbook ofSidescan Sonar. Springer, Chichester, UK, 292 pp.

Blott, S.J., Pye, K. 2001. Gradistat: A grain size distribution and statistics package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms, 26, 1237-1248.

Boateng, I., Bray, M., Hooke, J. 2012. Estimating the fluvial sediment input to the coastal sediment budget: A case study of Ghana. Geomorphology, 138, 100-110.

80

Boespflug, X., Long, B.F.N., Occhietti, S. 1995. CAT-scan in marine stratigraphy: a quantitative approach. Marine Geology, 122, 281-301.

Bolduc, A. 2008. Géomorphologie marine. In Bolduc, A., Bernatchez, P., Côté, R. Les paysages marins et côtiers de la Côte-Nord Québécoise : Une vue du large. 1 Ie

congrès de l'AQQUA, Changements environnementaux et dynamique des hydrosystèmes anciens et actuels, 9-12.

Boudjerda, A. 2010. Impacts des structures hydrauliques sur l'érosion littorale en Côte-Nord. Étude de cas précis : cas de Sept-Êes. Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Montréal, Montréal, Qc, 137 pp.

Bouma, A. 1967. Sedimentology of some Flysch Deposits. A Graphie Approach to Faciès Interpreation. Elsevier, Amsterdam, The Netherlands, 168 pp.

Bouma, A. 2000. Coarse-grained and fine-grained turbidité systems as end member models: applicability and dangers. Marine and Petroleum Geology, 17, 137-143.

Bouma, A. 2001. Fine-grained submarine fans as possible recorders of long- and short-term climatic changes. Global and Planetary Change, 28, 85-91.

Boyce, J.L, Pozza, M.R., Morris, W.A., Eyles, N., Doughty, M. 2002. High resolution magnetic and seismic imaging of basement faults in western lake Ontario and lake Simcoe, Canada. Proceedings ofSAGEEP annual meeting, Las Vegas, Nevada, 1-12.

Boyce, J.L, Reinhardt, E.G., Raban, A., Pozza, M.R. 2004. Marine Magnetic Survey of a Submerged Roman Harbour, Caesarea Maritima, Israel. The International Journal of Nautical Archaeology, 33, 122-136.

Boyd, R., Ruming, K., Goodwin, I., Sandstrom, M., Schroder-Adams, C. 2008. Highstand transport of coastal sand to the deep ocean: A case study from Fraser Island, southeast Australia. Geology, 36, 15-18.

Boyer-Villemaire, U. 2009. Enregistrements sédimentaires des changements climatiques récents et de l'influence des barrages dans la région de Sept-Êes, golfe du Saint-Laurent. Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Rimouski, Rimouski, Qc, 76 pp.

Brock, J.C, Sallenger, A.H., Krabill, W.B., Swift, R.N., Wright, CW. 2001. Recognition of Fiducial Surfaces in Lidar Surveys of Coastal Topography. Photogrammetric Engineering and Remote Sensing, 67, 1245-1258.

81

Brodeur, D. 1987. Le rôle des processus périglaciaires dans l'érosion des rives du Haut-estuaire du Saint-Laurent. Compte-rendu de la Conférence canadienne sur le littoral, 411-425.

Cauchon-Voyer, G, Locat, J., St-Onge, G. 2008. Late-Quaternary morpho-sedimentology and submarine mass movements of the Betsiamites area, Lower St. Lawrence Estuary, Quebec, Canada. Marine Geology, 251, 233-252.

Catuneanu, O. 2006. Principles of Sequence Stratigraphy. Elsevier, Oxford, UK, 371 pp.

Centre d'expertise hydrique. 2011. Historique des niveaux et des débits et statistiques mensuelles de différentes stations hydrométriques. (En ligne). http://www.cehq.gouv.qc.ca/hydrometrie/historique_donnees/. Page consultée en avril 2011

Chavez, P.S., Isbrecht, J., Galanis, P., Gabel, G.L., Sides, S.C, Soltesz, D.L., Ross, S.L., Velasco, M.G. 2002. Processing, mosaicking and management of the Monterey Bay digital sidescan-sonar images. Marine Geology, 181, 305-315.

Clark, J. D., and Pickering, K. T. 1996. Architectural elements and growth patterns of submarine channels: Applications to hydrocarbon exploration. American Association of Petroleum Geologists Bulletin, 80, 194-221.

Covault, J.A., Romans, B.W. 2009. Growth patterns of deep-sea fans revisited : Turbidite-system morphology in confined basins, examples from the California Bordeland. Marine Geology, 265, 51-66.

Crémer, J-F., Long, B., Desrosiers, G., Montety, L., Locat, J. 2002. Application de la scanographie à l'étude de la densité des sédiments et à la caractérisation des structures sédimentaires : exemple des sédiments déposés dans la rivière Saguenay (Québec, Canada) après la crue de juillet 1996. Canadian Geotechnical Journal, 39, 440-450.

Damuth, J.E., Flood, R.D. 1984. Morphology, Sedimentation Processes, and Growth Pattern of the Amazon Deep-Sea Fan. Geo-Marine Letters, 3, 109-117.

Darlymple, R.W., Hoogendoom, E.L. 1997. Erosion and Deposition on Migrating Shore-attached Ridges, Sable Island, Eastern Canada. Geoscience Canada, 24, 25-36.

Davis, K.S., Slowey, N.C, Stender, I.H., Fiedler, H, Bryant, W.R., Fechner, G 1996. Acoustic backscatter and sediment textural properties of inner shelf sands, northeastern Gulf of Mexico. Geo-Marine Letters, 16, 273-278.

Dearing, J. 1994. Environmental Magnetic Susceptibility: Using the Bartington MS2 System. Bartington Instrument Ltd manual, 54 pp.

82

Deptuck, M.E., Steffens, G.S., Barton, M., Pirmez, C. 2003. Architecture and evolution of upper fan channel-belts on the Niger Delta slope and in Arabian Sea. Marine and Petroleum Geology, 20, 649-676.

Dionne, J-C 1969. Érosion glacielle littorale, estuaire du Saint-Laurent. Revue de Géographie de Montréal, 23, 5-20.

Dionne, J-C. 1971. Érosion glacielle de la slikke, estuaire du Saint-Laurent. Revue de Géomorphologie Dynamique, 20, 5-21.

Dionne, J.C. 1977. La Mer de Goldthwait au Québec. Géographie physique et Quaternaire, 31,61-80.

Dionne, J-C. 1984. An estimate of ice-drifted sediments based on the mud content of the ice cover at Montmagny, Middle St. Lawrence estuary. Marine Geology, 57, 149-166.

Dionne, J-C. 1999. L'érosion des rives du Saint-Laurent : vue d'ensemble et état de la question. In Les actes du Colloque régional sur l'érosion des berges : Vers une gestion intégrée des interventions en milieu marin, Baie-Comeau, 2-19.

Dionne, J-C. 2002. Une nouvelle courbe du niveau marin relatif pour la région de Rivière-du-Loup (Québec). Géographie physique et Quaternaire, 56, 33-44.

Dionne, J-C. 2003. Données complémentaires sur la transgression laurentienne, à Montmagny (Québec), à partir d'une coupe dans la partie arrière de la terrasse de 8-10 mètres. Géographie physique et Quaternaire, 57, 249-253.

Dionne, J-C, Coll, D. 1995. Le niveau marin relatif de la région de Matane (Québec), de la déglaciation à nos jours. Géographie physique et Quaternaire, 49, 363-380.

Drapeau, G., Mercier, O. 1990. Modélisation de l'évolution du littoral des îles-de-la-Madeleine, Québec. Géographie physique et Quaternaire, 44, 217-226.

Drapeau, G. 1992. Dynamique sédimentaire des littoraux de l'estuaire du Saint-Laurent. Géographie physique et Quaternaire, 46, 233-242.

Dredge, L.A., Thom, B.G. 1976. Development of a gully-flow near Sept-Êes, Quebec. Canadian Journal of Earth Sciences, 13, 1145-1151.

Dredge, L. A. 1983. Surficial Geology of the Sept-Êes Area, Quebec North Shore. Memoir 408. Geological Survey of Canada, Ottawa, 40 pp.

Drexler, T.M., Nittrouer, C.A., Mullenbach, B.L. 2006. Impact of local morphology on sedimentation in a submarine canyon, ROV studies in Eel canyon, Northern California, U.S.A. Journal of Sedimentary Research, 76, 839-853.

83

Duane, D.B., Field, M.E., Meisburger, E.P., Swift, D.J.P., Williams, S.J. 1972. Linear shoals on the Atlantic continental shelf, Florida to Long Island. In: Swift, D.J.P., Duane, D.B., Pilkey, O.H., Shelf Sediment Transport: Process and Pattern. Dowden and Ross, Stroudsburg, 447-498.

Dubois, J.M.M. 1979. Environnements quaternaires et évolution postglaciaire d'une zone côtière en emersion en bordure sud du Bouclier canadien: la Moyenne Côte Nord du Saint-Laurent, Thèse de doctorat, Université d'Ottawa, Ottawa, Ontario, 754 pp.

Dubois, J.M.M., Lessard, G. 1984. Photo-interprétation et évolution postglaciaire et actuelle d'un delta sur la bordure sud du Bouclier canadien au Québec. Photo-interprétation, 5, 36-51.

Dubois, J.M.M., Lessard, GL. 1986. Erosion rates and causes, northern Gulf of St. Lawrence, Québec, Canada. Thalassa, 4, 63-70.

Dubois, J.-M.M., Bernatchez, P., Bouchard, J.-D., Daigneault, B., Cayer, D., Dugas, S. 2006. Évaluation du risque d'érosion du littoral de la Côte-Nord du Saint-Laurent pour la période de 1996-2003. Comité d'experts de l'érosion des berges de la Côte-Nord, Conférence régionale des élus de la Côte-Nord, Baie-Comeau, 351 pp.

Duchesne, M., Long, B.F., Urgeles, R., Locat, J. 2003. New evidence of slope instability in the Outardes Bay delta area, Quebec, Canada. Geo-Marine Letters, 22, 233-242.

Duchesne, M. Pinet, N., Bolduc, A., Bédard, K., Lavoie, D. 2007. Seismic stratigraphy of the lower St. Lawrence River estuary (Quebec) : Quaternary deposits and seismic signature of the underlying geological domains. Current Research 2007-D2, 16 pp.

Duchesne, M., Pinet, N., Bédard, K, St-Onge, G., Lajeunesse, P., Campbell, D C , Bolduc, A. 2010. Role of bedrock topography in the Quaternary filling of a giant estuarine basin: the Lower St. Lawrence Estuary, Eastern Canada. Basin Research, 22, 933-951.

Dufour, S. C , Desrosiers, G, Long, B., Lajeunesse, P., Gagnoud, M., Labrie, J., Archambault, P., Stora, G 2005. A new method for three-dimensional visualization and quantification of biogenic structures in aquatic sediments using axial tomodensitometry. Limnology and Oceanography: Methods, 3, 372-380.

Dyer, K.R. 1986. Coastal and Estuarine Sediment Dynamics. Wiley & Sons, Chichester, UK, 342 pp.

84

Ellwood, B.B., Balsam, W.L., Roberts, H.H. 2006. Gulf of Mexico sediment sources and sediment transport trends from magnetic susceptibility measurements of surface samples. Marine Geology, 230, 237-248.

Eyles, N., Doughty, M., Boyce, J.L, Mullins, H.T., Halfman, J.D., Koseoglu, B. 2003. Acoustic architecture of glaciolacustrine during zonal stagnation of the Laurentide Ice Sheet: Mazinaw Lake, Ontario, Canada. Sedimentary Geology, 157, 133-151.

Faessler, C 1942. Sept-Iles area, Saguenay County. Québec Bureau of mines, Geological report 11. 26 pp. Map. No.503

Federal Geographic Data Committee. 1998. Geospatial positioning accuracy standards. FGDC-STD-007.3-1998, 28 pp.

Figueiredo, A.G, Swift, D.J.P., Stubblefield, W.L., Clarke, T.L. 1981. Sand ridges on the inner Atlantic shelf of North America: morphometric comparisons with Huthnance stability model. Geo-Marine Letters, 1, 187-191.

Flemming, B.W. 1978. Underwater sand dunes along the Southeast African continental margin - observations and implications. Marine Geology, 26, 177-198.

Fletcher, C.H., Mullane, R.A., Richmond, B.M. 1997. Beach Loss along Armored Shorelines on Oahu, Hawaiian Islands. Journal of Coastal Research, 13, 209-215.

Forbes, D.L., Parkes, G.S., Manson, G.K., Ketch, L.A. 2004. Storms and shoreline retreat in southern Gulf of St. Lawrence. Marine Geology, 210, 169-204.

Fox, W.T., Haney, R.L., Curran, H.A. 1995. Penouille Spit, Evolution of a Complex Spit, Gaspé, Quebec, Canada. Journal of Coastal Research, 11, 478-493.

Friesinger, S., Bernatchez, P. 2008. Perceptions des communautés côtières du golfe du Saint-Laurent face aux changements environnementaux : Aléa et adaptations, Québec, Canada. Actes du colloque international pluridisciplinaire ' 'Le littoral : subir, dire, agir",Lille, France, 13 pp.

Gagné, H., Lajeunesse, P., St-Onge, G, Bolduc, A. 2009. Recent transfer of coastal sediments to the Laurentian Channel, Lower St. Lawrence Estuary (Eastern Canada), through submarine canyon and fan systems. Geo-Marine Letters, 29, 191-200.

Gagnoud, M., Lajeunesse, P., Desrosiers, G, Long, B., Dufour, S., Labrie, J., Mermillod-Blondin, F., Stora, G. 2009. Litho- and biofacies analysis of postglacial marine mud using CT-scanning. Engineering Geology, 103, 106-111.

Garcia-Orellana, J., Gracia, E., Vizcaino, A., Masqué, P., Olid, C , Matinez-Ruiz, F., Pinero, E., Sanchez-Cabeza, J-A., Danobeitia, J. 2006. Identifying instrumental

85

and historical earthquake records in the SW Iberian margin using 210Pb chronology. Geophysical Research Letters, 33, 1-6.

Gares, P.A., Wang, Y., White, S.A. 2006. Using LIDAR to Monitor a Beach Nourishment Project at Wrightsville Beach, North Carolina, USA. Journal of Coastal Research, 22, 1206-1219.

Génivar. 2007. Projet de réhabilitation du brise-lame à l'entrée du port de mer de la compagnie minière Québec Cartier, Addenda nO 1 : analyse des vents et des surcotes de tempêtes, Rapport final. Rapport de GENIVAR Société en commandite au ministère du Développement durable, de l'Environnement et des Parcs du Québec. 26 pp.

Gervais, A., Mulder, T., Savoye, B., Migeon, S., Crémer, M. 2001. Recent processes of levee formation on the Zaire deep-sea fan. Comptes-rendus de l'Académie des Sciences - Série HA - Earth and Planetary Sciences, 332, 371-378.

Gervais, A., Savoye, B., Mulder, T., Gonthier, E. 2006. Sandy modem turbidité lobes: A new insight from high resolution seismic data. Marine and Petroleum Geology, 23, 485-502.

Ghaleb, B. 2009. Overview of the methods for the measurement and interpretation of short-lived radioisotopes and their limits. From Deep-Sea to Coastal Zones: Methods and Techniques for studying Paleoenvironments, 1-13.

GIEC (Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat). 2007. Climate Change 2007: The physical science basis. Cambridge University Press, Cambridge, UK, 996 pp.

Gladstone, C , Pritchard, D. 2010. Patterns of deposition from experimental turbidity currents with reversing buoyancy. Sedimentology, 57, 53-84.

Goff, J.A., Swift, D.J.P., Duncan, C.S., Mayer, L.A., Hughes-Clarke, J. 1999. High-resolution swath sonar investigation of sand ridge, dune and ribbon morphology in the offshore environment of the New Jersey margin. Marine Geology, 161, 307-337.

Goff, J.A., Olson, H.C, Duncan, CS. 2000. Correlation of side-scan backscatter intensity with grain-size distribution of shelf sediments, New Jersey margin. Geo-Marine Letters, 20, 43-49.

Greenwood, B., Davidson-Arnott, R.G.D. 1979. Sedimentation and equilibrium in wave-formed bars: a review and case study. Canadian Journal of Earth Sciences, 16, 312-332.

86

Greenwood, B., Mittler, P.R. 1979. Structural indices of sediment transport in a straight, wave-formed, nearshore bar. Marine Geology, 32, 191-203.

Habbane, M. 1991. Mise en place en bas niveau marin d'un placer sur le delta externe de la rivière Moisie. Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Rimouski, Rimouski, Qc.

Haflidason, H., Alvaro, M.M., Nygard, A., Sejrup, H.P., Laberg, J.S. 2007. Holocene sedimentary processes in the Andoya Canyon system, north Norway. Marine Geology, 246,86-104.

Hall, M.J., Pilkey, O.H. 1991. Effects of Hard Stabilization on Dry Beach Width for New Jersey. Journal of Coastal Research, 1, 771-785.

Hart, B.S., Long, B.F. 1990. Storm deposits from the Quaternary Outardes delta, Quebec, Canada. Sedimentary Geology, 67, 1-5.

Hatfield, R.G., Cioppa, M.T., Trenhaile, A.S. 2010. Sediment sorting and beach erosion along a coastal foreland: Magnetic measurements in Point Pelee National Park, Ontario, Canada. Sedimentary Geology, 231, 63-73.

Hatvany, M. 2003. Marshlands: four centuries of environmental change on the shores of the St. Lawrence. Les presses de l'Université Laval, Québec, 184 pp.

Haug, G.H., Gonther, D., Perterson, L.C., Sigman, D.M., Hughen, K.A., Aeschilimann, B. 2003. Climate and the collapse of Mayan civilisation. Science, 299, 1731-1735.

Hein, F.J., Syvitski, J.P.M., Dregde, L.A., Long, B.F. 1993. Quaternary sedimentation and marine placers along the North Shore, Gulf of St. Lawrence. Canadian Journal of Earth Sciences, 30, 553-574.

Higgins, M.D., Doig, R., 1981. The Sept-Hes Anorthosite Complex — field relationships, geochronology, and petrology. Canadian Journal of Earth Sciences, 18, 561-573.

Higgins, M.D. 1991. The origin of laminated and massive anorthosite, Sept Des layered intrusion, Quebec, Canada Contributions to Mineralogy and Petrology, 106, 340-354

Higgins, D.M. 2005. A new interpretation of the structure of the Sept Des Intrusive suite, Canada. Lithos, 83, 199- 213.

Hoogendoom, E.L., Darlymple, R.W. 1986. Morphology, lateral migration, and internal structures of shore-connected ridges, Sable Island Bank, Nova Scotia, Canada. Geology, 14, 400-403.

87

Huh, C-A., Su, C-C. 1999. Sedimentation dynamics in the East China Sea elucidated from 210Pb, 137Cs and 239, 240Pu. Marine Geology, 160, 183-196.

Huh, C-A, Su, C-C, Liang, W-T., Ling, C-Y. 2004. Linkages between turbidites in the southern Okinawa Trough and submarine earthquakes. Geophysical Research Letters, 31, 1-4.

Huh, C-A., Su, C-C, Wang, C-H., Lee, S-Y., Lin, I-T. 2006. Sedimentation in the Southern Okinawa Trough - Rates, turbidites, and a sediment budget. Marine Geology, 231, 129-139.

Huthnance, J.M. 1982. On one mechanism forming linear sand banks. Estuarine, Coastal and Shelf Science, 14,79-99.

Inman, D.L., Nordstrom, CE., Flick, R.E. 1976. Currents in submarine canyons: an air-sea-land interaction. Annual Review of Fluid Mechanics, 8, 275-310.

Irish, J.L., White, T.E. 1998. Coastal engineering applications of high-resolution lidar bathymetry. Coastal Engineering, 35, 47-71.

Josenhans, H. et Lehman, S. 1999. Late glacial stratigraphy and history of the Gulf of St.Lawrence, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 36, 1327-1345.

Journaux, A., Taillefer, F. 1957. Les mines de fer de Schefferville. Cahiers de géographie du Québec, 2, 37-61.

Kamphuis, J.W., Rachet, K.A., Jui, J. 1992. Hydraulic Model Experiments on Seawalls. Proceedings of the 23r Coastal Engineering Conference, American Society of Civil Engineers, 1272-1284.

Kane, LA., McCaffrey, W.D., Peakall, J., Kneller, B.C. 2010. Submarine channel-levee shape and sediment waves from physical experiments. Sedimentary Geology, 223, 75-85.

Kidner, D.B., Thomas, M., Leigh, C , Oliver, J.R., Morgan, C.G. 2004. Coastal monitoring with LiDAR: Challenges, problems, and pitfalls. In Proceedings of SPIE-The International Society for Optical Engineering, Volume 5574, Remote Sensing for for Environmental Monitoring, GIS Applications, and Geology TV, Maspalomas, France, 80-89.

King, G.A. 1985. A Standard Method for Evaluating Radiocarbon Dates of Local Déglaciation: Application to the Déglaciation History of Southern Labrador and Adjacent Québec. Géographie physique et Quaternaire, 39, 163-182.

Kneller, B. 2003. The influence of flow parameters on tubidite slope channel architecture. Marine and Petroleum Geology, 20, 901-910.

88

Knudson, K.P., Hendy, LL. 2009. Climatic influence on sediment deposition and turbidité frequency in the Nitinat Fan, British Columbia. Marine Geology, 262, 29-38.

Kolla, V. 2007. A review of sinuous channel avulsion patterns in some major deep-sea fans and factors controlling them. Marine and Petroleum Geology, 24, 450-469.

Kraus, N.C, McDougal, W.G. 1996. The Effects of Seawalls on the Beach: Part 1, An Updated Literature Review. Journal of Coastal Research, 12, 691-701.

Lajeunesse, P., St-Onge, G, Labbé, G., Locat, J. 2007. Morphosedimentology of submarine mass-movements and gravity flows offshore Sept-Êes, NW Gulf of St.Lawrence (Québec, Canada). In Lykousis, V., Sakellariou, D., Locat, J. Submarine Mass Movements and Their Consequences, 287-296.

Larrasoana, J.C, Roberts, A.P., Rohling, E.J. 2008. Magnetic susceptibility of eastern Mediterranean marine sediments as a proxy for Saharan dust supply? Marine Geology, 254, 224-229.

Lastras, G, Arzola, R.G., Masson, D.G, Wynn, R.B., Huvenne, V.A.I., Huhnerbach, V., Canals, M. 2009. Geomorphology and sedimentary features in the Central Portuguese submarine canyons, Western Iberian margin. Geomorphology, 103, 310-329.

Leclerc, A-M. 2010. Ouvrages de protection du littoral : Effets sur la morphologie des plages et sur les communautés benthiques intertidales, région de Saint-Siméon et de Bonaventure, Baie des Chaleurs (Québec, Canada). Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Rimouski, Rimouski, Qc, 161 pp.

Lessard, G.L., Dubois, J.M.M. 1984. Évolution littorale multitemporelle d'une côte récemment déglacée du nord du Golfe du Saint-Laurent. Revue de Géomorphologie Dynamique, 33, 81-96.

Lessard, G.L., Dubois, J.M.M. 1984a. Projet d'évolution des littoraux du golfe du Saint-Laurent : Tendances d'évolution actuelle du littoral à Sept-Êes, Québec. In Coastal Studies in Canadian Geography, Saint-Mary's University, Halifax, 125 pp.

Lewis, R.C., Coale, K.H., Edwards, B.D., Marot, M., Douglas, J.N., Burton, E.J. 2002. Accumulation rate and mixing of shelf sediments in the Monterey Bay National Marine Sanctuary. Marine Geology, 181, 157-169.

Li, M.Z., King, E.L. 2007. Multibeam bathymétrie investigations of the morphology of sand ridges and associated bedforms and their relation to storm processes, Sable Island Bank, Scotian Shelf. Marine Geology, 243, 200-228.

89

Liu, J., Chen, Z., Chen, M., Yan, W., Xiang, R., Tang, X. 2010. Magnetic susceptibility variations and provenance of surface sediments in the South China Sea. Sedimentary Geology, 230, 77-85.

Lobo, F.J., Hernandez-Molina, F.J., Somoza, L., Rodero, J., Maldonado, A., Barnolas, A. 2000. Patterns of bottom current flow deduced from dune asymmetries over the Gulf of Cadiz shelf (southwest Spain). Marine Geology, 164, 91-117.

Loncarevic, B.D., Feininger, T., Lefebvre, D. 1990. The Sept-Êes layered mafic intrusion : geophysical expression. Canadian Journal of Earth Sciences, 27, 501-512.

Loring, D.H., Nota, D.J.G. 1973. Morhology and sediments of the Gulf of St. Lawrence. Fisheries Research Board of Canada Bulletin, 182, 147 pp.

Lowe, D.R. 1982. Sediment gravity flows: II. Depositional models with special reference to the deposits of high-density turbidity current. Journal of Sedimentary Petrology, 52, 279-297.

Lucotte, M., Anglejan, B. 1986. Seasonal Control of the Saint-Lawrence Maximum Turbidity Zone by Tidal-Flat Sedimentation. Estuaries, 9, 84-94.

Magnan, G, Garneau, M. 2011. Communication personnelle.

Mansor, S. 2004. Faciès sismiques et architecture du système turbiditique armoricain. Thèse de doctorat, IFREMER, Frace, 53 pp.

Matthews, M. D. 1991. The effect of pretreatment on size analysis. In Syvitski, J. P. M. (Ed.) Principles, methods, and application of particle size analysis. Cambridge University Press, New York, USA, 34-42.

McHargue, T., Pyrcz, M.J., Sullivan, M.D., Clark, J.D., Fildani, A., Romans, B.W., Covault, J.A., Levy, M., Posamentier, H.W., Drinkwater, N.J. 2011. Architecture of turbidité channel systems on the continental slope: Patterns and predictions. Marine and Petroleum Geology, 28, 728-743.

Meiburg, E., Kneller, B. 2010. Turbidity Currents and Their Deposits. Annual Review of Fluid Mechanics, 42, 135-156.

Michaud, E., Desrosiers, G, Long, B., Montety, L., Crémer, J-F., Pelletier, E., Locat, J., Gilbert, F., Stora, G. 2003. Use of axial tomography to follow temporal changes of benthic communities in an unstable sedimentary environment (Baie des Ha! Ha!, Saguenay Fjord). Journal of Experimental Marine Biology and Ecology, 285-286, 265-282.

90

Middleton, G.V., Hampton, M.A. (1973) Sediment gravity flows: mechanics of flow and deposition. In Middleton, G.V., Bouma, A.H. (Eds Turbidites and Deep Water Sedimentation, SEPM, Pacific Section, Los Angeles, 1-38.

Migeon, S., Ducassou, E., Le Gonidec, Y., Rouillard, P., Mascle, J., Revel-Rolland, M. 2010. Lobe construction and sand/mud segregation by turbidity currents and debris flows on the Western Nile deep-sea fan (Eastern Mediterranean). Sedimentary Geology, 229, 124-143.

Mohrig, D., Buttles, J. 2007. Deep turbidity currents in shallow channels. Geology, 35, 155-158.

Mulder, T., Cochonat, P. 1996. Classification of offshore mass movements. Journal of Sedimentary Research, 66, 43-57.

Mulder, T., Syvitski, J.P.M., Skene, K.I. 1998. Modeling of erosion and deposition by turbidity currents generated at river mouths. Journal of Sedimentary Research, 68, 124-137.

Mulder, T., Alexander, J. 2001. The physical character of subaqueous sedimentary density flows and their deposits. Sedimentology, 48, 269-299.

Mulder, T., Alexander, J. 2001a. Abrupt change in slope causes variation in the deposit thickness of concentrated particle-driven density currents. Marine Geology, 175, 221-235.

Naiman, R.J. 1982. Characteristics of Sediment and Organic Carbon Export from Pristine Boreal Forest Watersheds. Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Science, 39, 1699-1718.

Nakajima, T., Satoh, M., Okamura, Y. 1998. Channel-levee complexes, terminal deep-sea fan and sediment wave fields associated with the Toyama Deep-Sea Channel system in the Japan Sea. Marine Geology, 147, 25-41.

Namur, O., Charlier, B., Higgins, M.D., Auwera, J.V. 2007. The Sept-Êes mafic layered intrusion: An example of ferrobasaltic differentiation. Goldschmidt Conference Abstract. A705.

Normark, W.R. 1999. Late Pleistocene channel-levee development on Monterey submarine fan, central California. Geo-Marine Letters, 18, 179-188.

O'Grady, D.B., Syvitski, J.P.M., Pratson, L.F., Sarg, J.F. 2000. Categorizing the morphologic variability of siliclastic passive continental margins. Geology, 28, 207-210.

91

Omura, A., Dcehara, K. 2010. Deep-sea sedimentation controlled by sea-level rise during the last déglaciation, an example from the Kumano Trough, Japan. Marine Geology, 274, 177-186.

Ouellet, Y., Llamas, J. 1979. Complément et analyse des hauteurs de vagues dans le golfe du Saint-Laurent. Le Naturaliste Canadien, 106, 123-139.

Pauli, C.K., Mitts, P., Ussier m, W., Keaten, R., Greene, H.G. 2005. Trail of sand in upper Montery Canyon: Offshore California. Geological Society of America Bulletin, 111, 1134-1145.

Peakall, J., McCaffrey, B., Kneller, B. 2000. A process model for the evolution, morphology, and architecture of sinuous submarine channels. Journal of Sedimentary Research, 70, 434-448.

Philibert, G, Lisé-Pronovost, A., St-Onge, G., Normandeau, A., Lajeunesse, P., Higgins, M. 2010. Rapport de mission COR 1002, Estuaire et golfe du Saint-Laurent. Rapport de mission remis au CRSNG, 41 pp.

Piper, D.J.W., Deptuck, M. 1997. Fine-grained turbidites of the Amazon fan: Faciès characterization and interpretation. Proceedings of the Ocean Drilling Program, 155,79-108.

Piper, D.J.W., Normark, W.R. 2009. Processes that initiate turbidity currents and their influence on turbidites: A marine geology perspective. Journal of Sedimentary Research, 79, 347-362.

Posamentier, H.W. 2003. Depositional elements associated with a basin floor channel-levee system: case study from the Gulf of Mexico. Marine and Petroleum Geology, 20, 677-690.

Posamentier, H.W., Kolla, V. 2003. Seismic geomorphology and stratigraphy of depositional elements in deep-water settings. Journal of Sedimentary Research, 73, 367-388.

Poulter, B., Halpin, P.N. 2008. Raster modeling of coastal flooding from sea-level rise. International Journal of Geographical Information Science, 22, 167-182.

Pozza, M.R., Boyce, J.L, Morris, W.A. 2004. Lake-based magnetic mapping of contaminated sediment distribution, Hamilton Harbour, Lake Ontario, Canada. Journal of Applied Geophysics, 57, 23-41.

Puig, P., Ogston, A.S., Mullenbach, B.L., Nittrouer, C.A., Parsons, J.D., Sternberg, R.W. 2004. Storm-induced sediment gravity flows at the head of the Eel submarine canyon, northern California margin. Journal of Geophysical Research, 109, 1-10.

92

Readings, H.G., Richards, M. 1994. Turbidité Systems in Deep Water Basin Margins Classified by Grain-size and Feeder System. AAPG Bulletin, 78, 792-822.

Robertson, W., Whitman, D., Zhang, K., Leatherman, S.P. 2004. Mapping Shoreline Position Using Airborne Laser Altimetry. Journal of Coastal Research, 20, 884-892.

Robertson, W., Zhang, K., Whitman, D. 2007. Hurricane-induced beach change derived from airborne laser measurements near Panama City, Florida. Marine Geology, 237,191-205.

Ropars, Y. 2007. Érosion des berges : Études techniques et d'opportunité. Rapport technique, Référence 2432-01-24, Ville de Sept-Êes, 60 pp.

Ross, N., Long, B. 1989. Évolution morpho-sédimentaire de la barre de déferlement : un exemple dans le golfe du Saint-Laurent, Québec. Géographie physique et Quaternaire, 43, 377-388.

Rothwell, R.G., Rack, F.R. 2006. New techniques in sediment core analysis: an introduction. In Rothwell, R.G. 2006. New Techniques in Sediment Core Analysis. Geological Society, London, Special Publications, 267, 1-29.

Sallenger, A.H., Krabill, W.B., Swift, R.N., Brock, J., List, J., Hansen, M., Holman, R.A., Manizade, S., Sontag, J., Meredith, A., Morgan, K., Yunkel, J.K., Frederick, E.B., Stockdon, H. 2003. Evaluation of airborne topographic LiDAR for quantifying beach changes. Journal of Coastal Research, 19, 125-133.

Salles, T. 2006. Modélisation numérique du remplissage sédimentaire des canyons et chenaux sous-marins par approche génétique. Thèse de doctorat, Université de Bordeaux, France, 227 pp.

Sangree, J.B., Widmier, J.M. 1979. Interpretation of depositional faciès from seismic data. Geophysics, 44, 131 -160.

Savard, J-P., Bernatchez, P., Morneau, F., Saucier, F. 2009. Vulnérabilité des communautés côtières de l'est du Québec aux impacts des changements climatiques. La Houille Blanche, 2, 59-66.

Savard, J-P., Bernatchez, P., Morneau, F., Saucier, F., Gachon, P., Senneville, S., Fraser, C , Jolivet, Y. 2008. Étude de la sensibilité des côtes et de la vulnérabilité des communautés du golfe du Saint-Laurent aux impacts des changements climatiques : Synthèse des results. Rapport remis au consortium Ouranos, 58 pp.

Saye, S.E., Van der Wal, D., Pye, K., Blott, S.J. 2005. Beach-dune morphological relationships and erosion/accretion: An investigation at five sites in England and Wales using LiDAR data. Geomorphology, 72, 128-155.

93

Schwalbach, J.R., Edwards, B.D., Gorsline, D.S. 1996. Contemporary channel-levee systems in active borderland basin plains, California Continental Borderland. Sedimentary Geology, 104, 53-72.

Senneville, S., Saucier, F. 2007. Étude de sensibilité de la glace de mer au réchauffement climatique dans le golfe et l'estuaire du Saint-Laurent. Rapport d'étude remis au Consortium Ouranos, 30 pp.

Service hydrographique canadien. 2007. Canadian Tide and Current Tables Volume 2 Gulf of St. Lawrence 2008. Fisheries and Ocean Canada, Base de données en ligne, http://www.niveauxdeau.gc.ca/

Shand, R.D., Bailey, D.G, Shepherd, M.J. 2001. Longshore realignment of shore-parallel sand-bars at Wanganui, New Zealand. Marine Geology, 179, 147-161.

Shand, R.D. 2003. Relationships between episodes of bar switching, cross-shore bar migration and outer bar degeneration at Wanganui, New Zealand. Journal of Coastal Research, 19, 157-170.

Shanmugam, G. 1997. The Bouma Sequence and the turbidité mind set. Earth-Science Reviews, 42,201-229.

Shanmugam, G. 2002. Ten turbidité myths. Earth-Science Reviews, 58, 311-341.

Shaw, J., Gareau, P., Courtney, R.C 2002. Palaeogeography of Atlantic Canada 13-0kyr. Quaternary Science Reviews, 21, 1861-1878.

Skene, K.I., Piper, D.J.W., Hill, P.S. 2002. Quantitative analysis of variations in depositional sequence thickness from submarine channel levees. Sedimentology, 59,1411-1430.

Smith, J. N. et Schafer, C T. 1999. Sedimentation, bioturbation, and Hg uptake in the sediments of the estuary and Gulf of St. Lawrence. Limnology and Oceanography, 44, 207-219.

Sommerfield, C.K., Nittrouer, C.A. 1999. Modern accumulation rates and a sediment budget for the Eel Shelf: a flood-dominated depositionial environment. Marine Geology, 154,227-241.

Sorgente, D., Frignani, M., Langone, L., Ravaioli, M. 1999. Chronology of marine sediments - Interpretation of activity-depth profiles of 210Pb and other radioactive tracers Part 1. Technical report n. 54, Consiglio nazionale delle ricerche istituto per la geologia marina bologna, Bologna, 32 pp.

94

St-Onge, G, Mulder, T., Francus, P., Long, B. 2007. Continuous Physical Properties of Cored Marine Sediments. In Development in Marine Geology, 1, 63-98.

St-Onge, G, Lajeunesse, P., Duchesne, M., Gagné., H. 2008. Identification and dating of a key Late Pleistocene stratigraphie unit in the St. Lawrence Estuary and Gulf (Eastern Canada). Quaternary Science Reviews, 27, 2390-2400.

St-Onge, G, Long, B. 2009. CAT-scan analysis of sedimentary sequences: An ultrahigh-resolution paleoclimatic tool. Engineering Geology, 103, 127-133.

Stubblefield, W.L., Swift, D.J.P. 1981. Grain size variation across sand ridges, New Jersey continental shelf. Geo-Marine Letters, 1, 45-48.

Swift, D.J.P., Field, M.E. 1981. Evolution of a classic sand ridge field: Maryland sector, North American inner shelf. Sedimentology, 28,461-482.

Syvitski, J. P. M., Praeg, D. 1989. Quaternary sedimentation in the St. Lawrence Estuary and adjoining areas, Eastern Canada: An overview based on high-resolution seismo-stratigraphy. Géographie physique et Quaternaire, 43, 291-310.

Tarasov, L., Peltier, W.R. 2004. A geophysically constrained large ensemble analysis of the deglacial history of the Noth American ice-sheet complex. Quaternary Science Reviews, 23, 359-388.

Thornton, E.B., MacMahan, J., Sallenger Jr, A.H. 2007. Rip currents, mega-cusps, and eroding dunes. Marine Geology, 240, 151-167.

Tollari, N., Barnes, S.J., Cox, R.A., Nabil, H. 2008. Trace element concentrations in apatites from the Sept-Êes Intrusive Suite, Canada - Implications for the genesis of nelsonites. Chemical Geology, 252, 180-190.

Troude, J.P., Sérodes, J.B. 1988. Le rôle des glaces dans le régime morpho-sédimentologique d'un estran de l'estuaire moyen du Saint-Laurent. Canandian Journal of Civil Engineering, 15, 348-354.

Tucker-Abbott, R., Sandstrom, G.F. 1968. Guide des coquillages de l'Amérique du Nord. Broquet, Québec, 288 pp.

Twitchell, D.C, Roberts, D.G. 1982. Morphology, distribution, and development of submarine canyons on the United States Atlantic continental slope between Hudson and Baltimore Canyons. Geology, 10, 408-412.

Valton, A-M., Dubois, J.M.M., Boisvert, J-J. 1983. Projet d'évolution des littoraux du golfe du Saint-Laurent : Les tempêtes et l'érosion des côtes. In Coastal Studies in Canadian Geography, Saint-Mary's University, Halifax, 103-115.

95

Wagner, F.J.E. 1970. Faunas of the Pleistocene Champlain Sea. Geological Survey of Canada, Bulletin 181, 104 pp.

Walker, M. 2005. Quaternary Dating Methods. John Wiley & Sons, England, 286 pp.

Weber, M.E., Wiedicke-Hombach, M., Kudrass, H.R., Erlenkeuser, H. 2003. Bengal Fan sediment transport activity and response to climate forcing inferred from sediment physical properties. Sedimentary Geology, 155, 361-381.

Webster., T.L., Forbes, D.L., Dickie, S., Shreenan, R. 2004. Using topographic lidar to map flood risk from storm-surge events for Charlottetown, Prince Edward Island, Canada. Canadian Journal of Remote Sensing, 30, 64-76.

White, S.A., Wang, Y. 2003. Utilizing DEMs derived from LiDAR data to analyze morphologic change in the North Carolina coastline. Remote Sensing of the Environment, 85, 39-47.

Wynn, R.B., Cronin, B.T., Peakall., J. 2007. Sinuous deep-water channels: Genesis, geometry and architecture. Marine and Petroleum Geology, 24, 341-387.

Xu, Z., Saucier, F.J., Lefaivre, D. 2006. Water Level Variations in the Estuary and Gulf of St. Lawrence. Poster at the Understanding Sea-Level Rise and Variability Workshop, Paris, France.

Yosjikawa, S., Nemoto, K. 2010. Seasonal variations of sediment transport to a canyon and coastal erosion along the Shimizu coast, Suruga Bay, Japan. Marine Geology, 271, 165-176.

Young, A.P., Ashford, S.A. 2006. Application of Airborne LIDAR for Seacliff Volumetric Change and Beach-Sediment Budget Contributions. Journal of Coastal Research, 22,307-318.

Zhang, D. 2000. Fluxes of short-lived radioisotopes in the marginal marine basins of Eastern Canada. Thèse de doctorat, Université du Québec à Montréal, Montréal, Qc, 193 pp.

Zhang, K., Douglas, B., Leatherman, S.P. 2004. Global warming and coastal erosion. Climate Change, 64, 41-58.

Zhang, K., Whitman, D., Leatherman, S., Robertson, W. 2005. Quantification of Beach Changes Caused by Hurricane Floyd Along Florida's Atlantic Coast Using Airborne Laser Surveys. Journal of Coastal Research, 21, 123-134.

Zhou, G, Xie, M. 2009. Coastal 3-D Morphological Change Analysis Using LiDAR Series Data : A Case Study of Assateague Island. Journal of Coastal Research, 25, 435-447.

96

Zuhlsdorff, C , Wien, K., Stuut, J.-B.W., Henrich, R. 2007. Late Quaternary sedimentation within a submarine channel-levee system offshore Cap Timiris, Mauritania. Marine Geology, 240, 217-234.