| Résumé | La région d'Ottawa comprend une zone de basses-terres sous laquelle repose un socle rocheux largement horizontal, composé de roches carbonatées et de schistes argileux paléozciiques; cette zone de
basses-terres est entourée au nord, à l'ouest et au sud par des hautes-terres qui recouvrent des roches ignées et métamorphiques du Précambrien. Les socles sédimentaire et cristallin ont produit des faciès de till que l'on identifie facilement à leur
teneur en carbonate. En outre, la présence de zones de roches précambriennes qui contiennent des oligo-éléments caractéristiques a donné lieu à des traînées de till chimiquement distinctes. Le till, trouvé sous forme de couverture mince et
discontinue, représente le principal sédiment quaternaire des hautes-terres. Les sédiments quaternaires des basses-terres se composent généralement de sédiments marins à grain fin, de sables fluviatiles et de sables marins régressifs. Les eskers, les
kames et les épandages fluvio-glaciaires sont répandus dans les vallées des hautes-terres. Dans les basses-terres, les sédiments fluvioglaciaires ne se manifestent pas sous forme de dépôts distincts, facilement repérables, car ils reposent enfouis
sous des sédiments plus récents et ont été remaniés pas l'érosion marine au cours de la régression de la mer de Champlain. Dans les basses-terres, certaines caractéristiques propres à la plupart des sédiments fluvio-glaciaires semblent indiquer que
ces derniers se sont accumulés en grande partie sous forme d'épandages sousaquatiques. Les dépôts glaciaires et la plupart des sédiments marins datent du Wisconsinien supérieur, et les sédiments fluviatiles, surtout de !'Holocène. Au cours de la
seule avancée glaciaire connue du Wisconsinien supérieur, la glace s'est déplacée suivant une direction généralement nord-sud; trois grands lobes, séparés les uns des autres par de minces zones de sédiments fluvio-glaciaires, se sont formés au cours
de la déglaciation. Au début du retrait glaciaire dans la zone des basses-terres, des lacs proglaciaires ont envahi la région à partir des bassins du lac Ontario et du lac Champlain. La datation de coquillages marins révèle que les eaux de la mer de
Champlain ont remplacé l'eau douce dans les basses-terres déprimées il y a environ 12 000 ans. Les sédiments déposés dans la mer de Champlain se composent d'argiles, d'argiles limoneuses et de sables dont l'accumulation s'apparente, de façon
générale, au type de sédimentation rencontré dans les bassins caractérisés par la formation de hauts-fonds. Les dépôts renferment divers assemblages de macrofossiles, de foraminifères et d'ostracodes dont la présence indique que la mer de Champlain
contenait des zones de salinité distincte. Peu de temps après sa formation, il y a près de 11 300 ans, le bassin a été envahi par des eaux dont le degré de salinité pouvait atteindre 35 ?fo0; leur intrusion a mené à la formation d'un coin à degré de
salinité élevé. Plus tard, au cours de la régression, la salinité a baissé progressivement. La végétation de type toundra arboréenne croissait dans Je bassin à l'époque de la déglaciation mais une forêt de type fermée l'a rapidement remplacée.
L'épinette a été la première espèce dominante dans le sud de la région, tandis que Je peuplier a été la première espèce à coloniser les régions immédiatement à l'ouest et au nord du bassin de la mer de Champlain. Au sud, les pessières ont été
remplacées par des forêts de pins, tandis qu'au nord, la forêt de peupliers a été envahie d'abord par des épinettes, puis par des bouleaux et enfin par des pins. Une bonne partie des autres espèce qui forment la forêt actuelle ont envahi la région il
y a un peu moins de 8 000 ans. La stratigraphie palynologique semble indiquer que la mer de Champlain a envahi la région entre 11 et 11.5 ka, soit plusieurs centaines d'années après la date établie à partir de l'analyse des coquillages marins. Une
dilution de l'eau de mer par du vieux carbone provenant de la glace en fonte pourrait expliquer cet écart. La limite de la submersion marine varie de près de 125 m dans la partie amont de la vallée du Saint-Laurent à 200 m près d'Ottawa et à environ
165 m près de la limite ouest de la mer de Champlain. Le soulèvement aurait atteint un rythme maximum de 10 m par siècle immédiatement suite à la déglaciation, mais on dispose de trop peu de données pour produire de bonnes courbes du soulèvement. Il
y a environ 10 000 ans, le soulèvement a provoqué Je drainage de la mer de Champlain et un important réseau fluviatile s'est formé presqu'au même endroit que la rivière des Outaouais actuelle. |