La distribution granulométrique des sédiments déposés dans le fjord avant 1996 varie d’un sable argileux près de l’embouchure de la rivière Saguenay à un mélange argile-limon-sable dans le secteur en aval du Bras Nord et dans la Baie des Ha! Ha!. L’analyse minéralogique montre la présence de quartz et de feldspaths ainsi que de minéraux argileux tels que l’illite et la chlorite (Locat et Leroueil 1987, Perret 1995, Leclerc et al. 1986).

La résistance au cisaillement (Cu) est une propriété qui permet d'estimer l'état de consolidation d'une couche ainsi que la réaction des sédiments lors d'une aumentation de la charge verticale. En effet, grâce aux relations empiriques établies par Perret (1995) nous pouvons estimer la contrainte de préconsolidation σ’p à partir de la valeur de résistance au cisaillement et du pourcentage de matière organique (MO).

σ’p = Cu (0.3 ± 0.1)-1 pour MO < 3% (1.1a)

σ’p = Cu (0.5 ± 0.1)-1 pour MO ≥ 3% (1.1b)

Lorsqu'une couche de sédiments est chargée à un niveau qui dépasse la contrainte de préconsolidation, il y a consolidation. Dans le cas des sédiments du Saguenay une consolidation de la couche contaminée suite à la déposition de la couche de turbidite pourrait entraîner une advection de fluides contaminés dans la couche plus propre.

La résistance au cisaillement des sédiments du fjord déposés avant 1996 varie entre 1-3 kPa pour les premiers 0.4 m, avec des valeurs autour de 1.5 kPa pour les premiers 0.2 m et autour de 2.5 kPa pour les sédiments entre 0.2 et 0.4 m (Locat et Leroueil 1987, Perret 1995). En considérant que les sédiments déposés avant 1996 contiennent environ 5 % de matière organique (MO), et en utilisant l'équation (1.1b) nous obtenons une valeur de σ’p qui varie de 2.5 kPa à 3.75 kPa pour les premiers 0.2 m et de 4.2 kPa à 6.25 kPa pour les sédiments entre 0.2 m et 0.4 m.

L’épaisseur moyenne de la couche contaminée est d’environ 0.2 m (Barbeau et al. 1981b). La matière organique est relativement abondante (Gagnon et al. 1993, Perret 1995) surtout dans le Bras Nord, où elle est composée en grande partie de fragments de bois associés à l’activité de l’industrie de pâte et papier (Schafer et al. 1980). Avant les événements de 1996 la couche oxydante à la surface des sédiments avait une épaisseur de quelques millimètres. Elle était suivie d’une couche réductrice, caractérisée par une fraction de monosulfure de fer (FeS) / pyrite (FeS2) particulièrement élevée (Gagnon et al. 1995). Cette caractéristique indique que dans les sédiments du fjord certains métaux traces sont probablement liés au FeS, qui a tendance à s’oxyder plus facilement que la pyrite. Des essais de resuspension ont confirmé cette hypothèse en montrant que dans les sédiments la remobilisation du fer et de l’arsenic en condition oxydante est corrélée à la teneur en FeS des sédiments (Saulnier et Mucci 2000).

La composition granulométrique de la couche varie entre une argile silteuse et un silt argileux. À la base de la turbidite un horizon sablonneux a été observé. La minéralogie des sédiments du déluge est semblable à celle des argiles du fjord et les principales composantes sont le quartz, les feldspaths, l’illite et la chlorite.

L’analyse chimique de plusieurs carottes a montré que les nouveaux sédiments sont pauvres en matière organique (1%) et riches en carbonate détritique (Pelletier et al. 1999). En raison de leur provenance, les sédiments de la nouvelle couche montrent une concentration en calcium deux à trois fois supérieure aux sédiments du fjord profond ainsi qu'une absence de contamination. La porosité varie à l'intérieur de la couche entre 0.8 et 0.5, avec une valeur moyenne de 0.7. Le potentiel rédox diminue continuellement avec la profondeur. L’analyse des carottes prélevées en 1996, quelques semaines après le déluge, et en 1997 montre que l’interface entre le milieu oxydant et le milieu réducteur s’est déplacée vers la surface des sédiments (Pelletier et al. 1999) et a atteint un nouvel état d'équilibre. Actuellement la profondeur de pénétration de l'oxygène dans les sédiments est d'environ 5 mm (Pelletier et al. 2003).

La rétention des métaux lourds dans les sédiments dépend des conditions géochimiques du milieu, tel que le pH, le potentiel rédox, la capacité tampon, et la capacité d’échange cationique de la matrice poreuse. Un des principaux mécanismes d’immobilisation est la sorption, qui est causée par des liens physiques (forces de Van der Waals) ou chimiques (échange ionique) avec les sédiments. D’autres mécanismes d’immobilisation peuvent affecter la mobilité des métaux lourds, tels que la complexation avec des ligands organiques, la précipitation sous forme de sulfures en milieu anoxique et la précipitation avec des carbonates ou des hydroxydes en milieu oxique.

La contrainte appliquée à l’ancienne couche par la couche de turbidite est calculée en multipliant l'épaisseur de la turbidite par son poids spécifique déjaugé. Pour une épaisseur moyenne de 0.2 m et un poids spécifique déjaugé γ’ de 5.2 kN/m3 nous calculons une contrainte moyenne de 1 kPa, tandis que pour une épaisseur maximale de 0.6 m nous obtenons une contrainte de 3.1 kPa.

Pour évaluer s'il y a de la consolidation il faut comparer la contrainte ajoutée par la couche de 1996 avec la contrainte de préconsolidation des anciens sédiments. La contrainte de préconsolidation σ’p a été calculée précédemment à l'aide de la relation empirique établie par Perret (1995) et elle varie entre 2.5 kPa et 3.75 kPa pour les premiers 0.2 m et entre 4.2 kPa et 6.25 kPa pour les sédiments entre 0.2 m et 0.4 m. La contrainte ajoutée ne dépasse pas la contrainte de préconsolidation pour une épaisseur de 0.2 m, tandis que pour une turbidite de 0.6 m la contrainte ajoutée et de l’ordre de grandeur de la contrainte de préconsolidation. Dans les deux cas la consolidation causée par la déposition de la couche de turbidite serait négligeable et il n’y aurait pas d’advection d’eau contaminée dans la couche propre.

Le temps de consolidation de la couche de turbidite sous son propre poids peut être évalué à l'aide de l'équation suivante:

(1.2)

où T représente le temps relatif (T = 1 à la fin de la consolidation), Hdr correspond à la longueur du chemin de drainage [m] et cv est le coefficient de consolidation [m2 an-1].

Le coefficient de consolidation cv peut être estimé à partir de l’équation suivante :

(1.3)

où K représente la conductivité hydraulique [m s-1], σ’v est le poids des terres [kPa] et eo correspond à l’indice des vides initial et γw [ kN m3] est le poids spécifique de l'eau.

Les essais oedométriques ont montré que la conductivité hydraulique K est de l’ordre de 10-8 m s-1. L’indice de compression Cc varie entre 0.35 et 0.86 avec une valeur moyenne de 0.55, tandis que l’indice des vides initial e0 varie entre 2.9 et 1.7 avec une moyenne de 2.3. On considère que le drainage se fait seulement dans la direction verticale et vers le haut. Le poids des terres σ’v est alors égal à la contrainte exercée par la charge de la couche de turbidite à la base de la couche même et corresponds à 1 kPa. Le coefficient de consolidation cv correspond à 0.44 m2 an-1 et le temps de consolidation est de 33 jours. Par conséquent, la consolidation de la turbidite s'accomplit dans un laps de temps très court par rapport à la durée de vie d'une couche de recouvrement. Ce processus ne sera donc pas incorporé dans le modèle de transport.