Congrès annuel de l'APGGQ - 4e congrès, Hôtel le Quatre
saisons, Montréal, 10-11-12 avril 1991
Comptes rendus du 4e Congrès de l’Association
professionnelle des géologues et géophysiciens du Québec - Les mines, le développement durable et l’environnement - Collection
Environnement et géologie, vol. 12, pp. 249-264.
Marc DURAND, doct-ing en géologie appliquée et géotechnique
Département des
sciences de la terre
Université
du Québec à Montréal
Glaciotectonique
et géologie appliquée dans l’Île de Montréal
Résumé
Les
grands travaux de construction des vingt dernières années ont rencontré à
quelques occasions des lambeaux de charriage glaciotectonique, qui ont déplacé
et disloqué les premiers vingt mètres substratum rocheux. Les formations apparemment les plus affectées
par ces dislocations sont celles du Trenton, dans des zones de l’est et de
l’ouest de l’Île de Montréal, là où la direction et l’inclinaison des lits ont
permis à la poussée glaciaire de déplacer des strates en remontant le
pendage. Le cisaillement à la base du
glacier continental a agi localement sur de minces horizons plastiques, qui se
manifestent systématiquement, là où les déplacements ont été observés, comme
des plans de glissement à la base des lambeaux charriés. Les dislocations posent des problèmes
géotechniques parfois très complexes, même si le déplacement n’a été en général
que de quelques dizaines de mètres.
Malgré
leur étendue de l’ordre du km2, les écailles ou lambeaux ne sont
pas faciles à détecter par les méthodes de reconnaissance usuelles: la plus
grande partie du roc se présente en conformité de pendage avec le roc non
tectonisé en dessous. Dans un forage ou
dans une petite excavation, on ne peut les suspecter parfois que par la seule
présence du plan de glissement, qui apparaît comme une mince couche d’argile
silteuse plastique. L’étirement latéral
et la dislocation du roc par le déplacement au-dessus de cet horizon deviennent
manifestes quand des travaux de chantier ouvrent des excavations importantes et
mettent à jour le réseau de fractures ouvertes.
Ces fractures qui témoignent des mouvements relatifs entre des grands
blocs apparemment intacts peuvent être ouvertes de quelques centimètres jusqu’à
quelques mètres. Dans les parties
périphériques, on retrouve une fracturation plus importante accompagnée de
plissements; le lambeau passe progressivement à mélange de till et de grands
blocs, puis à un till normal. La capacité
portante d’un roc glaciotectonisé est éminemment variable de point en point:
très élevée sur les blocs intacts, mais très faible dans les zones de fractures
vides ou celles comblées de façon lâche par du till. La perméabilité du massif disloqué présente
les mêmes variations extrêmes. Les
travaux de construction de tunnels urbains sont particulièrement affectés par
ces fortes variations qui occasionnent des fontis et des brusques venues d’eau
à très grand débit.
Dans la région de Montréal, près d’une dizaine
de sites ont été identifiés comme glaciotectonisés. Stanfield en 1915 déjà décrivait les plus
anciens cas rencontrés dans des excavations sur des sites de construction dans
le secteur du centre-ville. Ces cas se
rapportaient à des plissements affectant les dépôts meubles, cas qui
malheureusement ne sont plus visibles aujourd’hui.
Figure 1.
Les principaux sites glaciotectonisés dans l’Île de Montréal.
Nous analyserons plus spécifiquement dans la
suite du texte les autres cas, c’est-à-dire ceux qui se rapportent au
substratum rocheux de l’Île. Ces cas qui
ont été reconnus plus récemment et nous avons pu les examiner en détails au
cours des vingt dernières années.
Les
lambeaux de charriage identifiés dans l’Île de Montréal
La majorité des cas recensés se retrouvent dans le
calcaire du groupe de Trenton (figure 1): trois sites se situent dans la
formation de Tétreauville, trois dans celle de Montréal. Un seul cas a été rencontré dans le shale
d’Utica. Cette proportion n’indique en
rien une prédisposition du groupe de Trenton pour le phénomène, car sur le
territoire de l’Île, la superficie de l’Utica est également beaucoup plus
faible. Nous n’avons pas d’évidences de
lambeaux glaciotectoniques sur la rive sud, mais comme il y a moins de sites de
construction, cette lacune n’implique pas qu’il ne puisse pas y en avoir.
À l’exception des cavernes à de
St-Léonard, qui aujourd’hui sont les seuls cas encore accessibles, la
glaciotectonique a été reconnue sur les sites au moment de travaux
d’excavation. Les campagnes de
reconnaissance par carottage, et parfois par relevés sismiques, n’ont pas pu
identifier à l’avance le phénomène; elles ont pu tout au plus indiquer que les
sites comportaient des zones de mauvais roc.
La détermination de l’extension
exacte des zones disloquées demeure encore problématique; par exemple, les
ouvrages linéaires comme les tunnels de l’intercepteur de la CUM, avenue
Fénélon à Dorval, ou avenue Notre-Dame à Montréal, ont recoupé des écailles sur
quelques centaines de mètres à peine. Au
Parc Olympique l’excavation principale et les nombreux chantiers environnants
nous ont permis de mieux délimiter le phénomène; il s’étend sur près de deux
kilomètres.
Dans le suivi des travaux
d’excavation, on a pu reconnaître les phénomènes suivants comme résultats du
déplacement, sur quelques dizaines ou centaines de mètres, de lambeaux du
substratum rocheux:
1- des fractures ouvertes, vides le
plus souvent, parfois partiellement remplies d’argile ou de till
2- des zones de mélange variable de
strates basculées (à pendage non conforme) avec du till lâche
3- des strates en plis disloquées,
parfois en plis faillés.
L’ensemble de ces phénomènes se
retrouvait au site olympique (Ballivy et al., 1977): du coté Viau les fractures
ouvertes et les zones de strates basculées, du coté Pie-IX les
plissements. Dans les cavernes à St-Léonard,
ce sont des fractures ouvertes de quelques décimètres à quelques mètres qui ont
été reconnues. Au site de Pointe-Claire,
des plissements et des strates imbriquées dans le till ont été recoupées par un
chantier sur l’avenue Delmar. Sous
l’avenue Fénélon à Dorval et sous la rue Notre-Dame dans l’est, ce sont
essentiellement des fractures ouvertes et des blocs disloqués que nous avons pu
observer. Finalement dans le secteur de
la station de métro Beaugrand, nous avons décrit des abrupts dans la
topographie du roc sain qui sont d’origine glaciotectonique (Durand et Ballivy,
1974).
Dans chacun de ces cas, les
lambeaux ont été déplacés par glissement sur un horizon mince (quelques
centimètres), très mou et plastique, en remontant son pendage. Le glissement plutôt que l’abrasion peut se
produire quand la poussée glaciaire est en direction opposée au pendage, comme
illustré sur la figure 2. Il y a donc
deux conditions essentielles dans la géologie locale pour que l’écaillage
glaciotectonique puisse se produire sous la semelle du glacier:
• structure géologique litée, où
le pendage descend en direction opposée au mouvement glaciaire,
• présence
d’horizons mous sous une tranche de roc résistant, lequel est maintenu rigide
et monobloc par le gel sous-glaciaire.
Mécanisme
de la formation des lambeaux de charriage
La figure 3 montre
une vue détaillée des conditions qui existent au niveau du bas d’une tranche de
roc gelé (figure 2a) sur laquelle s’exerce la force de cisaillement engendrée
par le frottement du glacier en écoulement.
Nous supposons que l’horizon de glissement (HG sur la figure 3) se développe juste en-dessous de la
partie gelée. Avant le début du
glissement, des pressions interstitielles ( u ) très élevées sous la couche gelée, et donc dans l’horizon qui
deviendra le plan de glissement, favorisent l’initiation de la rupture; le
pergélisol rend pratiquement imperméable le roc au-dessus. Même s’il y a un certain diaclasage, la
perméabilité de fracture est comblée par l’eau qui gèle et colmate ces fissures. La contrainte qui est transmise par le
glacier sur cette base peut, dans le cas limite, faire monter la pression u à des valeurs qui s’approchent de la
contrainte normale, annulant presque ainsi cette dernière.
L’horizon HG possède à l’état
intact une résistance initiale plus élevée que sa résistance à l’état
remanié. Les conditions de contraintes
qui doivent être dépassées pour amorcer le glissement sont:
Figure 2. Schéma du contact glacier/roc a) avant la formation de l’écaille
b)
au moment de la formation de l’écaille
c)
Écaille glaciotectonique comme on peut la retrouver aujourd’hui.
Figure 3. Schéma de l’état des contraintes à la base de l’écaille.
AU MOMENT DE LA
RUPTURE
Le mouvement de
glissement produit:
• un remaniement rapide et complet de la mince couche
que constitue le surface de rupture et de décollement; ce remaniement mécanique
abaisse au minimum les paramètres c et Ø de la résistance au cisaillement de cette couche;
• l’écaille est déplacée de façon passablement rigide
(à l’état de pergélisol) en un seul, ou en plusieurs grands blocs. Ce
déplacement forme des ouvertures vides, qui peuvent être fermées au toit, ainsi
que latéralement (figure 5a, 6b et 7);
• le lambeau qui est déplacé en remontant le pendage,
doit ainsi subir une contrainte verticale plus importante sous la semelle du
glacier (au point B sur la figure 4).
On peut donc supposer qu’au moment où s’amorce l’étirement de l’écaille
et l’ouverture des vides, la pression interstitielle chute rapidement; cette
baisse de (u) fait augmenter la
contrainte effective (sigma’), ce qui tend à limiter la poursuite continue du glissement; du moins
pas avant que l’eau ne revienne à nouveau remonter petit à petit la pression
interstitielle jusqu’à la valeur critique requise pour permettre la reprise du
mouvement. Le déplacement des lambeaux a
produit plus souvent des ouvertures limitées.
Figure
4. Schéma du mouvement de l’écaille et du soulèvement résultant.
La composante
verticale du mouvement de l’écaille lui fait subir une pression verticale plus
élevée sous la base du glacier (en B sur la
figure 4), ce qui augmente dans un premier temps le frottement la contrainte de cisaillement (tau) et la contrainte normale (sigma) dans le plan de glissement et tend même à le
stopper. Mais l’effet de poinçonnement
en B est atténué progressivement par la propriété de
fluage du glacier. L’écaille qui fait
saillie dans la semelle du glacier donne aussi plus de prise à la force de
cisaillement horizontal. Le mouvement
peut donc reprendre et s’arrêter selon le jeu complexe de ces divers effets.
L’abrasion et la dislocation d’une partie de l’écaille suit
inévitablement son glissement; mais les profils du roc à l’emplacement des
écailles glaciotectoniques de l’Île de Montréal, montrent que la partie centrale des écailles
demeure en relief de 2 à 5 mètres par rapport au roc avoisinant (figure 5);
donc les zones qui subissent l’écaillage glaciotectonique sont surtout formées
de roc résistant. Les zones de roc plus faible subissent une érosion glaciaire
plus classique.
Figure
5. a) Écaille avec zone plissée en aval (A)
et fractures ouvertes en amont (C et D) ; cas du Parc Olympique à Montréal
b) Écaille entièrement évacuée par dislocation, (comme à la station de métro
Beaugrand).
Dans presque tous les sites, on retrouve des fractures ouvertes qui sont fermées tant en bas qu’en haut, donnant une section rectangulaire. C’est cette caractéristique essentielle des cavernes de St-Léonard, qui a fait qu’on y a reconnu une origine glaciotectonique et non pas karstique. Le simple glissement monobloc schématisé sur la figure 4, devrait laisser des fractures entièrement ouvertes vers le haut, remplies par la suite de till ou autre dépôt meuble, ce qui n’est pas le cas général. La présence des fractures fermées au toit peut être expliquée par chacun des trois modes de formation qu’on peut envisager pour les écailles observées.
• 1- Il peut y avoir une seule phase de décollement, mais avec une surface de glissement qui suit plusieurs interlits mous, comme montré sur la figure 2.
• 2- Il peut y avoir une seule étape de décollement, mais avec des
mouvements internes qui débitent et/ou délitent la structure interne de
l’écaille, la fracturant en plusieurs grands blocs, dont les surfaces de
séparation présentent des discontinuités en échelons (figure 5a)
• 3- Le mouvement d’écaillage d’un glacier en retrait peut imbriquer
des écaillages les uns sur les autres dans des étapes successives du recul
glaciaire (figure 6). Ce type de
mécanisme est celui qui est le plus souvent évoqué pour la glaciotectonique qui
affecte le till. Il n’y a pas d’évidence
qui puisse nous faire privilégier les hypothèses 1 et 3 dans les cas que nous
avons relevés à Montréal, mais il y en a une qui nous fait opter pour
l’hypothèse 2; elle implique des considérations sur la nature des horizons
particuliers qui servent de surface de décollement, ce qui sera discuté plus en
détails au point suivant.
Dans le cas d’un décollement en une seule écaille, mais qui se délite
et se fracture en plusieurs blocs au cours de son déplacement, on retrouve dans
l’écaille en C et D (figure
5a) une zone qui subit un étirement et en B une translation à peu près rigide. L’extrémité A, plus mince et plus friable reçoit la poussée
latérale des blocs situés plus en amont du mouvement. Cette partie fait moins
saillie sous la semelle du glacier et elle n’est pas trainée avec autant de
force que les parties B, C et D; elle encaisse la compression horizontale du bloc B en se rétrécissant par plissement. La partie
supérieure du plissement est tronquée par l’érosion. Ce modèle d’écaille est
celui qui s’applique le mieux au seul cas qui a pu être étudié dans toutes ses
parties, soit l’écaille du Parc Olympique.
Lorsque tout le lambeau se disloque et est incorposé dans le till, on ne
retrouve plus que la niche d’arrachement à sa position d’origine (figure 5b).
Les mouvements montrent en plan que les blocs ne subissent pas
uniquement une translation pure et simple, mais que les légères rotations qui
surviennent, expliquent très bien les observations de terrain; c’est-à-dire que
la majorité des fissures ouvertes se terminent en amincissement d’un coté et
élargissement de l’autre, jusqu’à une fracture transversale qui marque la fin
de l’extension latérale du vide, comme dans l’exemple présenté sur la figure 7.
Les fractures qui s’ouvrent font partie du réseau de diaclasage préexistant.
Les diaclases perpendiculaires au mouvement sont celles que le charriage ouvre,
tandis que les autres servent au coulissage principalement.
Figure 7. Réseau de
fractures ouvertes relevées au fond de l'excavation du stade olympique
(vue en plan)
et interprétation des mouvements de dislocation de cette partie de l'écaille
(les ouvertures
des fissures ne sont pas à l'échelle de la carte, mais
amplifiées de x10).
Les mouvements d’ouverture et de rotation peuvent être en réalité
complexes, car variables en deux ou trois niveaux lorsqu’il y a délitage de
certaines portions du lambeau (figure 5a).
Toutes ces remarques indiquent combien il peut être difficile de prédire
la disposition exacte des vides. Leur
importance pratique pour des travaux souterrains demeure élevée, car ces
ouvertures sont la cause de très importantes et très brusques venues d’eau;
elles mettent également en cause la stabilité des parois et des voûtes (Durand,
1989).
Caractéristiques
des surfaces de décollement
Nous avons examiné
en détails in situ, puis échantillonné les horizons mous qu’on a pu observer à
la base des écailles. Sous les blocs déplacés, ces couches se présentent comme
des silts plastiques ou des brèches argileuses très molles, de couleur grise ou
gris verdâtre. Le remaniement poussé
engendré par le cisaillement a sans doute considérablement contribué à rendre
molles et plastiques ces surfaces de rupture.
Leur épaisseur varie de 2 à 10 cm, parfois plus lorsque le déplacement a
formé des lentilles d’accumulation de matière bréchique.
Les analyses diffractométriques indiquent la présence abondante de
minéraux interstratifiés de type illite-smectite avec 20 à 40% de feuillets
gonflants, ainsi que de la kaolinite.
Brun et Chagnon (1979) ont publié des résultats d’analyses que
confirment nos propres données; elles indiquent une origine volcanique de ces
horizons. En fait les “K-bentonites”
comme on les désigne sont connues dans la stratigraphie Ordovicienne de l’est
de l’Amérique depuis une trentaine d’années (Lounsbury et Melhorn, 1963). Elles sont interprétées comme étant des
couches de cendres volcaniques (volcanisme pré-Appalachien) contemporaines du
dépôt des sédiments calcaires.
Nous avons pu suivre ces horizons en dehors des écailles et dans le
prolongement des surfaces de glissement, là où aucun cisaillement ne les a
remaniés. Ils se présentent alors comme
des minces lits d’argillite, de 2 à 10 cm d’épaisseur, de couleur gris moyen à
foncé. Un examen détaillé de l’une des ces
couches (figure 8) dans une excavation faite à l’usine d’épuration des eaux de
la CUM à Rivière-des-Prairies, nous a permis de noter que la couche de 10 cm
comporte en fait une demi-douzaine de couches de cendres volcaniques
interstratifiées avec du schiste argileux.
Ces couches représentent les phases successives d’un même épisode
volcanique, qui débute par une accumulation importante donnant quatre cm
d’argillite, suivie de cinq épisodes de moindre importance.
Figure 8. Détail de la
structure d’une couche K-bentonite observée dans le Tétreauville.
Par leur origine, composition et propriétés particulières ces horizons,
qui passent souvent inaperçus dans les logs de carottes, constituent des
surfaces privilégiées sur lesquelles les décollements glaciotectoniques se sont
formés dans la région de Montréal.
L’angle de frottement des argiles gonflantes de type montmorillonite est
bien plus faible que l’angle Ø qu’on
peut mesurer dans les interlits normaux (schiste argileux) du Trenton. Malgré la difficulté qu’il y a à les
identifier par les techniques de carottage usuelles, ces horizons possèdent une
caractéristique intéressante à connaître pour les retracer: ils forment des
interlits continus sur des centaines de km2; il
est possible de les corréler pratiquement dans tout le bassin Ordovicien des
Basses-Terres. Brun et Chagnon (1979)
avaient déjà reconnu huit lits de cendre dans les groupes de Trenton et de
Black River. Nous en avons retrouvé
trois autres dans l’Utica. Nous tentons
de compiler toutes les indications sur chacun de ces lits dans les excavations
de Montréal; le compte-rendu de ces
recherches en cours fera l’objet d’une publication ultérieure.
Conclusion
Les lambeaux de
charriage glaciotectonique ont une importance pratique considérable dans la
région de Montréal. Tous les cas
présentés, à l’exception de la caverne de St-Léonard, ont été recoupés de façon
fortuite par des travaux de construction qui en ont été fortement perturbés. Les lambeaux présentent des fractures
ouvertes de quelques centimètres à quelques mètres dans la zone d’étirement de
l’écaille. Plusieurs de ces ouvertures
sont masquées depuis la surface, ce qui implique qu’une dalle de roc apparement
saine en fond de fouille, peut en fait masquer un vide juste en dessous; ce cas
s’est présenté dans des travaux de fondation d’immeubles à St-Léonard et au
Parc Olympique. Dans la partie aval des
écailles, le roc tend plutôt à être fragmenté, en plissements fragiles; parfois
même il est tellement disloqué qu’on ne peut plus faire la distinction avec le
passage graduel à du till. La
glaciotectonique a laissé également des dénivellations abruptes de plusieurs
mètres dans la topographie du substratum, de sorte qu’il est hasardeux
d’interpoler la cote du roc à partir de points de sondage éloignés.
Les décollements de grands blocs de substratum demeurent des phénomènes
locaux qui affectent quelques hectares ou quelques km2; ils se retrouvent là où la conjonction de
certains facteurs géologiques a permis leur formation. Les facteurs principaux sont la nature du roc
(calcaire de Trenton ou shale d’Utica), la structure du roc en relation avec la
direction de l’écoulement glaciaire dans la phase tardive de la dernière
glaciation (zones où le pendage est dirigé vers le nord, l’est ou le nord-est),
et finalement la présence à une profondeur critique (estimée à <30 m) d’un
horizon de K-bentonite, qui joue le rôle de plan de décollement préférentiel
pour la partie du roc gelée qui est entrainée par le cisaillement la base du
glacier continental.
Références
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Dellwig L.F. et Baldwin, R.D. 1965. I ce Pushed Deformation in Northeastern Kansas. State Geological Survey of Kansas, Bulletin 175, pt. 2, 16
p.
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Montréal, mai 1989.
Gilbert, G.K. 1899. Dislocation at Thirty Mile Point, New-York.
Bulletin on the Geological Society of America, vol. 10, pp 131-134.
Lounsbury, R.W. et Melhorn, W.N., 1963. Clay mineralogy of Paleozoic
K-bentonites of eastern United States. Clay and Clay Minerals, 12th Conference, Pergamon Press, NewYork, pp.
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Lyell, C. 1879. The Antiquity of Man. Murray éd., Londres, 572 p.
Prichonnet, G., Durand, M., Elson, J.A., Gagnon, P., Schroeder, J. et
Veillette, J. 1987. Glaciations et déglaciations du Wisconsinien dans le sud duQuébec (région de Montréal). Livret-guide de l'excursion A7/C7 de l'INQUA-87,
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of Montreal. Geological Survey of Canada, Memoir 73, 80 p.
