Les Laurentides, montagnes que l'on aperçoit au Nord de la ville de Québec, font partie de la province géologique du Grenville et sont une ceinture de roches métamorphiques contenant de grands massifs de roches intrusives qui constituent les reliques d’une ancienne chaîne de montagne. Les roches du socle grenvillien sont d’âge Protérozoïque, et par le fait même les plus vieilles du Sud du Québec. Les roches du Grenville sont généralement séparées des roches de la Plate-forme du Saint-Laurent par un système régional de failles normales en échelon, orientées nord-est, le long desquelles les formations ordoviciennes sont abaissées par rapport au socle précambrien (figure 1.4). Le mouvement dans ces failles normales varie beaucoup d’un endroit à l’autre, se traduisant généralement en centaines de mètres et pouvant atteindre plus de 1000 mètres. Plusieurs raisons suggèrent que les failles normales ont été actives durant la sédimentation de la Plate-forme du Saint-Laurent (Séjourné et al. 2003). Les roches du Grenville consistent essentiellement en des gneiss accompagnés de bandes de calcaire cristallin, de quartzite, de quelques amas de métagabbros, d'un massif d'anorthosite, et de quelques petits affleurements de pegmatite (St-Julien 1995).

Cette séquence autochtone, aussi appelée la plate-forme du Saint-Laurent, repose en discordance sur le socle précambrien du Grenville. Il s’agit principalement de calcaires et de dolomies et, dans une moindre mesure, de roches silicoclastiques. L’âge de ces roches s’échelonne du Cambrien précoce à l’Ordovicien tardif. La plate-forme du Saint-Laurent montre l’évolution d’une marge continentale passive en un bassin d’avant-pays, puis des stades précoces de l’orogenèse taconique.

La séquence de la plate-forme du Saint-Laurent est caractérisée par un important « trou » stratigraphique. Cette discordance correspond au sommet du Beekmantown jusqu’à la base du Chazy (figure 1.3), et est interprétée comme le résultat du passage à l'Ordovicien moyen du bombement périphérique lors de l'avancée des nappes appalachiennes vers le nord-ouest sur l'ancienne marge continentale (Lavoie 1994). Dans la région de la ville de Québec, la séquence de la plate-forme du Saint-Laurent n'est seulement représentée que par les groupes de Trenton, d'Utica, de Sainte Rosalie, de Lorraine puis de Queenston.

Les lits inférieurs du Groupe de Trenton reposent en plusieurs endroits directement sur le socle précambrien. Dans la majorité des affleurements, la base est constituée par quelques mètres de grès. Le Groupe de Trenton est constitué surtout d'un calcaire noir ou gris bleuâtre foncé, riche en fossiles, avec de minces lits de shale séparant le calcaire en bancs dont l'épaisseur varie de 3 à 30 cm (Globensky et al. 1993). Le ratio shale/calcaire augmente relativement vers le sommet pour ainsi faire graduellement suite au Shale d'Utica. L'épaisseur totale du Groupe de Trenton dans la région de la ville de Québec est estimée à 150 m (St-Julien 1995).

Le Shale d'Utica constitue l'exemple classique d'une unité lithologique diachrone. Dans la région du lac Champlain, au Sud-Ouest du Québec, il repose à peu près sans discordance sur les unités inférieures du Groupe de Trenton et, vers le nord-ouest, dans la région de Montréal, il devient progressivement de plus en plus jeune et séparé des unités supérieures du Trenton par une discordance (Globensky et al. 1993). Dans la région de la ville de Québec, l'Utica repose sans discordance sur le Trenton. Le Shale d'Utica est calcareux, de couleur brun foncé et associé à un calcaire argileux ayant une odeur de pétrole. On trouve aussi de minces interlits de calcilutite grise à jaune grisâtre dispersés dans la séquence. L'épaisseur du Shale d'Utica est de 30 m et demeure assez constante.

Clark et Globensky (1976), en accord avec la redéfinition du Shale d'Utica à la localité-type dans l'État de New-York, proposèrent que le terme de Lotbinière soit dorénavant restreint aux roches flyschiques reliées à la sédimentation appalachienne, et que le nom d'Utica s'applique seulement au shale typique de la sédimentation de plate-forme des Basses-Terres du Saint-Laurent. Ainsi, dans la région de la ville de Québec, le Shale d'Utica est surmonté par la Formation de Lotbinière (Groupe de Sainte-Rosalie). La partie inférieure se compose de shale micacé sablonneux contenant de fines lamines de siltstone et des lits de dolomie sablonneuse. La partie supérieure montre des passages plus gréseux et de minces lits de grès s'épaississant graduellement vers le sommet (Globensky et al. 1993). Bref, le Lotbinière se caractérise par la régularité de son litage et de sa lamination, son absence de bioturbation et sa pauvreté faunique. L'épaisseur varie en général entre 90 et 250 m, quoique Beaulieu et al. (1980) évalue à 510 m le Lotbinière à Saint-Antoine-de-Tilly.

À l'affleurement, le Groupe de Lorraine n'est présent qu'en contact de faille avec les unités sous-jacentes. Représenté par les formations de Nicolet puis de Pontgravé, le Groupe de Lorraine est caractérisé à sa base par une riche faune à coquilles, notamment de pélécypodes. L'ensemble se compose de shale arénacé à calcareux, gris foncé, avec des interlits de calcaires et de grès, avec toutefois une plus grande abondance de lits de calcaire vers le sommet. L'épaisseur du Lorraine est plus considérable que les unités sous-jacentes, et dans l'axe du synclinal Chambly-Fortierville (figure 1.4), l'épaisseur est tout près de 4000 m (Globensky et al. 1993). Cette structure majeure a une direction de N050° et plonge très faiblement vers le sud-ouest (Beaulieu 1976).

Finalement, le Groupe de Lorraine est chapeauté par la séquence de molasse du Groupe de Queenston, qui comprend la Formation de Bécancour et le Membre de Carmel, à la base (Globensky et al. 1993). Ce dernier est constitué uniquement de shale gris, et passe graduellement aux shales silteux et grès rouges de la Formation de Bécancour. Le Queenston se retrouve de part et d'autre de l'axe Chambly-Fortierville (figure 1.4). Son épaisseur varie de 392 à 700 m (Globensky et al. 1993).

Ce domaine, définie sur la base de sa stratigraphie interne et dont l’équivalent structural est la zone de failles imbriquées, se situe entre le domaine autochtone, au Nord-Ouest, et le domaine allochtone, au Sud-Est. Le contact de la zone de failles imbriquées avec le domaine autochtone de la plate-forme du Saint-Laurent est souligné par la faille d’Aston (figure 1.4). Structuralement, le parautochtone consiste en une série de chevauchements, à pendage vers le sud-est, qui répètent par imbrication la partie distale des faciès de plate-forme du Saint-Laurent (St-Julien 1995). Les lithologies retrouvées à l’affleurement dans le parautochtone sont essentiellement des turbidites, communément appelées flyschs du Groupe de Sainte-Rosalie. Les données de forages révèlent toutefois que tous les groupes stratigraphiques de la plate-forme sont retrouvés dans des écailles (Ministère des Ressources Naturelles, 1974).

Stratigraphiquement, dans la région de Québec, le domaine parautochtone est constitué, à l'affleurement, que la Formation de Les Fonds (Groupe de Sainte-Rosalie), une succession de grauwacke, de siltstone, de shale et de mélange (ou olistostrome selon St-Julien 1995) longtemps considérée comme faisant partie de la Formation de Lorraine. Cependant, Globensky et Riva (1982) datèrent cette unité comme étant plus ancienne que le Lorraine et la corrélèrent avec la partie inférieure et médiane du Shale d'Utica. Ces investigations confirmèrent les travaux de Clark et Globensky (1976) qui nommèrent pour la toute première fois la séquence, Formation de Les Fonds. Finalement, Globensky (1987) rattacha cette formation au Groupe de Sainte-Rosalie. À cause de nombreux plissements et failles, il est hasardeux d'évaluer l'épaisseur de cette formation.

La zone de failles imbriquées est limitée au Sud-Est par la Ligne Logan et les nappes allochtones. Outre les failles, une succession complexe de plis déversés vers le nord-ouest reprennent la séquence. Ces plis ont un axe d'environ N050° et plongent faiblement tantôt au nord-ouest, tantôt au sud-est.

Les orogenèses taconienne (Ordovicien moyen à tardif) et acadienne (Dévonien moyen) ont dominé l’histoire tectonique des Appalaches dans le sud du Québec (St-Julien et Hubert 1975). Les roches de la zone de Humber externe ont principalement été affectées par les déformations taconiennes, alors que la zone de Humber interne a connu une superposition des orogenèses taconienne et acadienne. La déformation des roches de la zone de Dunnage et des bassins siluro-dévoniens des Appalaches du Nord est reliée à l’orogénie acadienne.

Les roches qui affleurent au sein de la zone de Humber constituent un prisme de roches sédimentaires et volcaniques déposé sur la marge du continent Laurentia de la fin du Cambrien jusqu’à l’Ordovicien précoce. Par leur nature, tout comme pour les unités de la plate-forme du Saint-Laurent, ces roches témoignent des principales étapes de l’évolution de la marge laurentienne: la création d’un rift dans le supercontinent Laurentia et l’invasion marine; puis principalement le développement en bordure du continent Laurentia d’une marge, d’un talus et d’un glacis. Les strates des nappes allochtones étaient en continuité latérale avec celles de la plate-forme du Saint-Laurent. Contrairement à ces dernières, elles se sont plutôt sédimentées sur le talus continental et le glacis de la marge laurentienne.

La limite Nord-Ouest de la zone de Humber avec la zone de failles imbriquées est marquée par une faille de chevauchement majeure communément appelée Ligne Logan, mais originellement nommée: la «  St. Lawrence and Champlain Fault  ». C’est Clark (1951) qui rendu formel l’usage de « Ligne Logan » en la définissant et en traçant son extension jusqu’à la ville de Québec. Le terme « faille Logan » est également couramment utilisé, mais n’est toutefois pas recommandé parce qu’en réalité le front des nappes taconiennes est composé de plusieurs failles. Dans certains secteurs, il est d’ailleurs possible que le front ait été repris par une faille plus récente, c’est-à-dire un chevauchement plus tardif. Ceci expliquerait donc la nature rectiligne de la Ligne Logan dans certaines régions. Bref, la Ligne Logan est donc composée d’un réseau de failles formant le front des différentes nappes taconiennes.

Le domaine externe de la zone de Humber est composé de 4 nappes. Ces nappes sont constituées d’unités tectonostratigraphiques ayant des caractères sédimentaires et stratigraphiques distincts. Le mode de mise en place des unités correspond à l’empilement en séquence, les nappes contenant les unités les plus vieilles se retrouvant au sommet de l’empilement et celles comprenant les unités les plus jeunes à la base (Stanley et Ratcliffe 1985). L’attitude des éléments structuraux est constante au sein de chaque nappe, mais varie d’une nappe à l’autre. Chacune de ces unités tectoniques est séparée des autres par des plans de chevauchement majeurs. On utilise aussi le terme « allochtone » pour ces unités, impliquant que celles-ci ont été déplacées de plus de 10 kilomètres par rapport à leur milieu de dépôt originel.

Dans la région de la ville de Québec, l'allochtone appalachien est divisé en quatre nappes: la nappe du Promontoire de Québec (NPQ), la nappe de Lévis (NL), la nappe de Bacchus (NB), puis enfin la nappe de la Chaudière (NC) (figure 1.5).

(1) La nappe du Promontoire de Québec est l'unité structurale la plus basse des allochtones appalachiens et contient les faciès les plus proximaux de toutes les nappes allochtones. Elle comprend les formations de la Ville de Québec et de la Citadelle (St-Julien 1995). La Formation de la Ville de Québec est composée de calcaires argileux interlités de shale noir. La Formation de la Citadelle est une unité chaotique composée d'un mélange de shale noir et de blocs de calcaires. La Formation de la Citadelle est interprétée par St-Julien (1995) comme un olistostrome, probablement dérivé par des coulées de débris de la plate-forme carbonatée ordovicienne. La nappe du Promontoire de Québec est limitée au nord-ouest par la Ligne Logan, au sud et à l'est par les nappes de la Chaudière, de Lévis et de Bacchus (figure 1.5). Les plis plongent vers le sud avec un angle de plongée de 45°.

(2) Tout comme pour la nappe du Promontoire de Québec, les roches de la nappe de Lévis n'affleurent que sur une superficie très limitée, mais ont tout de même été le sujet de nombreuses études dues à la présence de spectaculaires affleurements de conglomérats calcaires riches en fossiles. Depuis toujours, maintes controverses sur la stratigraphie de la nappe ont fait surface, dû aux nombreuses répétions de la séquence par des failles et des plis. Malgré que certains regroupent toute la séquence à l'intérieur de la Formation de Lévis, St-Julien (1995) corrèle la base de la nappe avec les formations de l'Anse Maranda et de Lauzon, présentent au sein de la nappe de Bacchus un peu plus à l'est (figure 1.5). La séquence est dominée à la base par des shales gris vert et des lits compétents de calcaires et de grès. Au sommet, la section comprend davantage de conglomérats calcaires. Les débris calcaires trouvés dans les conglomérats contiennent des faunes datant du Cambrien précoce à l'Ordovicien précoce, et témoignent qu'une plate-forme étendue était présente dans la région et a produit des coulées de débris similaires au Groupe de Cow Head à Terre-Neuve (Lebel et Kirkwood 1998; Hiscott et James 1985). La nappe de Lévis est parfois divisée en deux écailles distinctes (St-Julien 1995), soit l'écaille de la Pointe de Lévy (sur la rive sud) et l'écaille de Sainte-Pétronille (sur l'extrémité ouest de l'Île d'Orléans). La nappe de Lévis est coincée entre la nappe du Promontoire de Québec, en-dessous, et les nappes de Bacchus et de la Chaudière, au-dessus. Ainsi, la nappe est limitée au Nord-Ouest par la faille de la Pointe du Bout de l'Île, à l'Est par la faille de Ells, puis au Sud par la faille de Beaumont. Les plis diffèrent de façon significative à l'intérieur des deux écailles. Dans l'écaille de la Pointe de Lévy, les plis sont serrés, déversés vers l'ouest et plongent vers le sud avec une plongée moyenne de 25°. Tandis que dans l'écaille de Sainte-Pétronille, les plis sont relativement plus serrés, déjetés vers le nord-ouest et plongent à 10° vers le nord-est.

(3) La nappe de Bacchus est localisée principalement à l'Est de l'écaille de Sainte-Pétronille, sur l'Île d'Orléans, et à l'Est de l'écaille de Lévy sur la rive sud du fleuve Saint-Laurent (figure 1.5). La nappe est dominée par une série de plis et de failles de chevauchement d'orientation nord-sud dont la trajectoire dévie vers le nord-ouest de l'Île d'Orléans pour devenir parallèle à la ligne Logan, soit d'orientation nord-est-sud-ouest. Ces failles répètent trois formations: l’Anse Maranda, le Lauzon, et la Pointe de la Martinière (St-Julien 1995; Lebel et Hubert 1995). La Formation de l'Anse Maranda est surtout composée de mudstones rouge et vert et de grès glauconieux. La Formation de Lauzon montre à la base des conglomérats calcaires, puis, vers le sommet, la séquence consiste en un assemblage de grès arkosique et de calcaires interlités de shale gris. La composition de la Formation de la Pointe de la Martinière comprend une séquence cyclique de mudstones rouge, vert, pourpre et gris interlités avec des calcaires et des lits de siltstone. Au Nord-Ouest, la nappe de Bacchus est limitée par la ligne Logan, puis à l'ouest par la faille de Ells (St-Julien 1995). Au sud, elle est limitée par la faille de Beaumont dans laquelle on retrouve l'olistostrome d'Etchemin .

(4) Limitée au Sud-Est par la faille du Foulon, la nappe de la Chaudière couvre tout le secteur Sud-Est de la région de Québec et est directement en contact avec la zone de failles imbriquées sur l'entran méridional du fleuve Saint-Laurent (figure 1.5). La nappe de la Chaudière est exclusivement constituée par le Groupe de Sillery, lequel comprend trois formations qui sont de la base au sommet: Sainte-Foy, Saint-Nicolas, puis Breakyville (St-Julien 1995). Le Groupe de Sillery est essentiellement composé de shales et de mudstones vert, rouge et gris avec localement des interlits de siltstone et grès allant de quelques centimètres à une dizaine de mètres. Les plis sont serrés et même renversés vers le nord-ouest dans la partie nord-ouest de la nappe et relativement ouverts dans la partie sud-est. Les surfaces axiales sont orientées N050° et les charnières plongent à environ 10° vers le sud-ouest.

À la base de la séquence, le grès du Cambrien supérieur (Groupe de Potsdam) repose en discordance d’érosion sur le socle grenvillien (figures 1.3 et 1.4b). Les dépôts fluviatiles, caractéristiques d’un environnement côtier, reflètent les premières phases de la transgression marine cambro-ordovicienne sur la marge subsidente de Laurentia. À quelques dizaines de kilomètres au sud de la ville de Québec, des coulées basaltiques de la Formation de Saint-Flavien témoignent d’épanchements volcaniques formés dans un environnement de rift, en milieu continental ou marin peu profond, précédant l’ouverture de l’océan Iapétus.

Les carbonates et les dolomies du Groupe de Beekmantown marquent l’établissement et l’étalement progressif de la plate-forme marine, déposés soit en concordance avec le grès cambrien du Potsdam, soit en discordance sur le socle grenvillien (figure 1.3). Ces roches, et leur équivalents détritiques distaux des nappes allochtones des Appalaches, indiquent qu’un océan a remplacé le rift du Cambrien précoce et qu’une marge continentale passive, semblable à la marge atlantique actuelle, s’est constituée en bordure du continent Laurentia (Brisebois et Brun 1994). Les sédiments détritiques de cet assemblage provenaient probablement en grande partie de l’érosion du Grenville, au Nord-Ouest de la plate-forme.

À l’Ordovicien moyen, l’orogénie taconienne est provoquée par la collision entre la marge passive laurentienne et un complexe de subduction formé d’une série d’arcs volcaniques (St-Julien et Hubert 1976; Williams 1979; Stanley et Ratcliffe 1985). Le premier signe d’activité tectonique le long de la marge est une période de soulèvement et d’érosion de la plate-forme marquée par une discordance dans la succession carbonatée et attribuée au passage d’un bombement périphérique en avant des nappes taconiennes (Jacobi 1981; Quinlan et Beaumon 1984; Bradley et Kidd 1992; Knight et al. 1991; Lavoie 1994).

Un bassin d’avant-pays s’est développé à la marge en réponse au poids des nappes taconiennes en migration vers le nord-ouest (figure 1.3). En suivant la classification de Sinclair (1997), nous pouvons subdiviser le bassin d’avant-pays des Appalaches québécoises taconiennes en trois domaines de dépôt, traduisant ainsi trois unités stratigraphiques, et communément superposées lors de la migration du prisme orogénique . Les trois unités reflètent: (I) une sédimentation carbonatée sur la marge continentale du bassin (unité inférieure) (II) une sédimentation hémipélagique d’eau profonde dérivée de la marge continentale (unité médiane); et (III) une sédimentation silicoclastique de turbidites provenant de la marge orogénique du bassin (unité supérieure).