Érosion du pergélisol, transport fluvial et
sédimentation marine, côte est de la baie d’Hudson,
Nunavik, Canada
Thèse
Maxime Jolivel
Doctorat en sciences géographiques
Philosophiae Doctor (Ph.D.)
Québec, Canada
iii Résumé
Cette thèse présente une étude du système érosion-transport-sédimentation en milieu de thermokarst dans un contexte de réchauffement climatique. La zone d’étude comprend le bassin versant de la rivière Sheldrake, 5 km au nord du village Umiujaq au Nunavik, ainsi
qu’une zone de 15 km2 au large de son embouchure, dans le Passage de Nastapoka, en baie
d’Hudson.
Trois axes majeurs sont considérés: 1- l’étude des conditions de pergélisol et l’estimation quantitative des masses et volumes de sédiments et de carbone érodés à l’échelle du bassin versant ; 2- la mesure du régime hydrologique et sédimentaire du principal vecteur de transport, la rivière Sheldrake ; 3- la bathymétrie, la sédimentologie et la mesure des apports sédimentaires et organiques dans le milieu marin côtier au large de l’embouchure de la rivière.
Dans le bassin versant de la rivière Sheldrake, le pergélisol s’est considérablement dégradé au cours des 50 dernières années, particulièrement dans la toundra forestière. La subsidence des lithalses, des palses, des plateaux de pergélisol et des plateaux palsiques engendre la formation de mares de thermokarst. De nombreux glissements de terrain et des ravins d’érosion sont également actifs et favorisent le rejet de sédiments dans le réseau fluvial. Avec la dégradation du pergélisol, la connectivité hydrologique augmente, ce qui facilite l’évacuation des sédiments et du carbone via le cours d’eau principal.
Dans cet environnement thermokarstique, la charge sédimentaire fluviale en suspension est plus importante en été alors que les températures élevées de l’air commandent le dégel des sols, favorisant l’activation des ostioles et le déclenchement des glissements de terrain. Les pluies estivales permettent le transport et l’évacuation des sédiments en baie d’Hudson. Parvenus en mer, les sédiments et le carbone transportés en suspension subissent une forte dispersion à cause de l’intensité des courants marins du Passage de Nastapoka. Il en résulte l’absence d’une augmentation mesurable du taux de sédimentation. En revanche, la composition isotopique du carbone sédimentaire montre que la fraction terrigène a augmenté depuis le Petit Âge Glaciaire et que ce phénomène s’est considérablement
iv
accéléré vers la fin du 20ème siècle. Il est suggéré que la dégradation du pergélisol contribue
v Abstract
This thesis studies the system erosion-transport-sedimentation in a thermokastic area, in a context of warming climate. The study area encompasses the catchment of the Sheldrake
River, 5 km north of the village Umiujaq, Nunavik, and a 15 km2 area off its mouth, in the
Nastapoka Sound, in Hudson Bay.
Three main axes are considered: 1- study of permafrost conditions and quantitative estimate of the volumes and masses of eroded sediment and organic carbon at the scale of the catchment; 2- measurements of the hydrological and sedimentary regime of the main vector of transport, the Sheldrake River; 3- bathymetry, sedimentology and measurements of mineral and organic inputs in the coastal marine environment, off the river mouth.
In the Sheldrake River catchment, permafrost has considerably degraded during the last 50 years, particularly in the forested tundra. Subsidence of lithalsas, palsas, permafrost plateaus and peat plateaus leads to the formation of thermokarst ponds. Many landslides and erosion gullies are also active and favor inputs of sediments in the fluvial network. Because of permafrost decay, hydrological connectivity increases, facilitating evacuation of sediment and carbon through the river.
In this thermokarstic environment, the fluvial sedimentary load in suspension is more important during summer when high air temperatures provoke soils thawing, favoring frostboils activation and triggering of landslides. Summer rainfalls allow sediment transport and evacuation in Hudson Bay.
Once in the sea, the sediments and carbon in suspension are dispersed because of the intensity of the marine currents in the Nastapoka Sounds. This results in an absence of a measurable increase of sedimentation rates. However, the isotopic composition of sedimentary carbon shows that the terrestrial fraction has increased since the Little Ice Age
and that this trend has significantly accelerated since the end of the 20th century. It is
suggested that permafrost decay contributes to this increase, although it is not the only proposed source.
vii Table des matières
Résumé ... iii
Abstract ... v
Table des matières ... vii
Liste des tableaux ... xi
Liste des figures ... xiii
Remerciements ... xv
Avant-propos ... xvii
CHAPITRE 1 - Introduction générale ... 1
1.1 Problématique générale ... 1
1.2 Objectifs généraux ... 2
1.3 Objectifs spécifiques ... 3
1.4 Région d’étude ... 4
1.5 Méthodologie ... 10
1.5.1 Cartographie de la distribution et de la dégradation du pergélisol et estimation quantitative des masses et volumes de sédiments et de carbone érodés ... 10
1.5.2 Mesures du régime hydrologique et sédimentaire de la rivière Sheldrake ... 11
1.5.3 Bathymétrie, sédimentologie et mesure des apports sédimentaires et organiques dans le Passage de Nastapoka au large de l’embouchure de la rivière Sheldrake ... 11
1.6 Structure de la thèse ... 12
1.6.1 Chapitre 2 ... 12
1.6.2 Chapitre 3 ... 12
1.6.3 Chapitre 4 ... 13
viii
CHAPITRE 2 - Thermokarst and export of sediment and organic carbon in the
Sheldrake River watershed, Nunavik, Canada. ... 17
2.1 Résumé ... 17
2.2 Abstract ... 18
2.3 Introduction ... 18
2.4 Study area and regional setting... 20
2.5 Permafrost degradation processes ... 25
2.6 Methodology ... 28
2.6.1 Permafrost and thermokarst mapping ... 28
2.6.2 Landslides identification and sediment and organic matter released ... 31
2.6.3 Estimation of organic carbon and sediment fluxes from connected thermokarst ponds ... 32
2.6.4 Hydrological connectivity ... 36
2.7 Results ... 36
2.7.1 Spatiotemporal evolution of permafrost ... 36
2.7.2 Activity of landslides, active layer failures and gullies between 1957 and 2009 ... 41
2.7.3 Hydrological connectivity ... 41
2.7.4 Potential TSS, DOC and OM flow in the system from CTPs ... 42
2.8 Discussion ... 43
2.8.1 Toward a permafrost-free landscape ... 43
2.8.2 Importance of the activity of landslides, active layer failures and gullies ... 47
2.8.3 Increase of sediments and OM released by landslides, active layer failures and gullies ... 48
2.8.4 Impact of an increasing connectivity on organic carbon and mineral sediment yields ... 49
2.9 Conclusion ... 50
2.10 Acknowledgements ... 51
2.11 References ... 51
CHAPITRE 3 - Hydrological regime and sediment transport in a river flowing in a thermokarst landscape, Sheldrake River, Nunavik, Quebec. ... 59
3.1 Résumé ... 59
ix
3.3 Introduction ... 60
3.4 Study area ... 62
3.5 Methods ... 65
3.5.1 Field instrumentation and laboratory analyses ... 65
3.5.2 Stage/discharge calibration ... 66
3.5.3 NTU/TSS calibration ... 67
3.5.4 Active layer depth ... 68
3.6 Results ... 68
3.6.1 Interannual and seasonal variations of discharge ... 68
3.6.2 Turbidity regime over the thawing season ... 70
3.6.2.1 Turbidity variations during the snowmelt period ... 70
3.6.2.2 Relation between turbidity and summer air temperature (2010 and 2013) ... 72
3.6.3 Total suspended sediment export estimates ... 73
3.7 Interpretation and discussion ... 74
3.7.1 Hydrological regime of a typical subarctic river ... 74
3.7.2 Impact of active layer thawing and thermokarst processes on sediment annual regime ... 75
3.7.3 Yearly measured rates of transport vs assessment of mass lost by thermokarst ... 80
3.8 Conclusion ... 81
3.9 Acknowledgements ... 82
3.10 References ... 83
CHAPITRE 4 - Morphostratigraphy and recent sedimentation in Nastapoka Sound, Eastern Coast of Hudson Bay ... 89
4.1 Résumé ... 89
4.2 Abstract ... 89
4.3 Introduction ... 90
4.4 Study area ... 92
4.5 Methods ... 95
4.5.1 Bathymetry and recovery of cores ... 95
4.5.2 Laboratory methods ... 97
4.5.3 Dating ... 98
4.5.4 C, N, δ13C and δ15N analysis ... 99
x
4.6 Results ... 100
4.6.1 Sea floor morphology and distribution of surface sediments ... 100
4.6.2 Chronology ... 101
4.6.3 Lithology and grain size ... 103
4.6.4 Elemental and isotopic composition of sedimentary OM ... 107
4.7 Discussion ... 108
4.7.1 Sedimentation rates and chronology ... 108
4.7.2 A complex sedimentary regime ... 110
4.7.2.1 A dynamic area ... 110
4.7.2.2 Disturbed sediment deposits: core 05 ... 111
4.7.2.3 Bottom current deposits ... 113
4.7.3 Recent sedimentation: increase of terrigenous influence ... 113
4.7.3.1 δ13C and C/N molar ratio ... 114
4.7.3.2 δ15N ... 115
4.7.3.3 Historical changes in terrigenous OM contribution since the LIA ... 117
4.8 Conclusion ... 121
4.9 Acknowledgments ... 121
4.10 References ... 122
xi Liste des tableaux
Table 1.1 Répartition des dépôts meubles en fonction de la zone biogéographique ... 8 Table 2.1 Surficial deposits distribution in the Sheldrake River catchment. ... 23 Table 2.2 Lithalsas, palsas, total permafrost coverage and changes between 1957 and 2009.
a CTTP is connected thermokarst pond from palsa collapse. ... 37
Table 2.3 Thermokarst pond coverage, connected thermokarst pond coverage and changes
between 1957 and 2009. a Thermokarst pond resulting from palsa collapse. ... 38
Table 2.4 Number and average size of lithalsas, palsas and thermokarst ponds in the forest
tundra area, and changes between 1957 and 2009. ... 38
Table 2.5 Characteristics and measurements of the landslides, the active layer detachment
failures and the gullies of the Sheldrake River catchment in 2009.a shrub tundra;b forest
tundra ... 40
Table 2.6 Number, volume and mass changes in landslides and gullies between 1957 and
2009. ... 41
Table 2.7 Yields of sediment in suspension and dissolved organic carbon in tons from
connected thermokarst ponds to the drainage system, in 2009 and 2010. ... 43
Table 2.8 Permafrost and thermokarst pond changes at different sites in northern Québec
from references. ... 44
Table 3.1 Hydrological features of the Sheldrake River in 2009, 2010, 2011, 2012 and
2013 during the ice free period. ... 70
Table 3.2 Comparison between the summer periods of turbidity in 2010 and in 2013. ... 73 Table 3.3 Sediment exported by the Sheldrake River and specific values in 2010 and 2013.
*In 2013, data acquisition stopped on 19 October. ... 74
Table 3.4 Sediment released by thermokarst in the total fluvial exports. ... 81 Table 4.1 Features of the 25 sediment cores extracted in April 2009. Sediment textures and
structures are given from visual inspection and CT scan imagery, except cores 3, 5, 10, 13, 23 and 24 (grain size analyses). IRD is ice-rafted debris. (a) and (b) in sedimentary structures referred to the given (a) and (b) sediment texture. ... 97
xiii Liste des figures
Figure 1.1 Carte de localisation de la zone d'étude ... 5 Figure 1.2 Courbe du relèvement isostatique postglaciaire de l'est de la baie d'Hudson (Lavoie et
al., 2012). ... 6
Figure 1.3 Carte de distribution du pergélisol au Québec (Allard et al., 2012). ... 9 Figure 2.1 Location of the Sheldrake River catchment showing the position of the tree line and the
maximum elevation reached by the Tyrell Sea (marine limit). ... 21
Figure 2.2 Distribution of surficial deposits on the Sheldrake river catchment. White areas are
bedrock outcrops. ... 23
Figure 2.3 Change in the maximum active layer depth in the VDT lithalsa between 2001 and 2009.
Vertical axis shows the depth in cm below the ground surface. ... 25
Figure 2.4 Permafrost decay features in the Sheldrake River catchment. Photographs: (a) typical
thermokarst landscape in the forest tundra area; (b) a frostboil evolving into an active layer failure; (c) palsa peat blocks falling in a pond (photo: D. Sarrazin); (d) active layer failure detachment on the edge of a high permafrost plateau; (e) network of eroding gullies between permafrost plateaus; (f) active layer slide occurring in spring 2010; note the frostboils on the top of the plateau (photo: D. Sarrazin). ... 27
Figure 2.5 Map of the degradation of the permafrost in percentage and location of landslides, active
layer detachment failures and gullies. The catchment was divided into 41 numbered land systems units; segmentation was based on the visual criteria of permafrost percentage cover, topographic style and type of surficial deposits. ... 31
Figure 2.6 Method for estimating missing volume from landslides along river banks: satellite
image, field photograph and geometrical calculation. ... 31
Figure 2.7 Hygrographs (water level) of the Sheldrake River from mid-June to mid-October in
2009 and in 2010. Every rain event with an impact on the river discharge is numbered. ... 34
Figure 2.8 Change in drainage density caused by lithalsas and palsas decay in land system 24. .... 42 Figure 2.9 Gradient of percentage of permafrost degradation between 1957 and 2009 from the
Hudson Bay landward, with position of the tree line. Each point corresponds to one land system. Sandy areas are excluded. ... 45
Figure 3.1 (A) Location of the study area; (B) The Sheldrake River catchment with the distribution
of surficial deposits and the organization of the drainage network. The rest of the area is bedrock outcrops. ... 63
Figure 3.2 (a) Relationship between water level (m) and discharge (m3/s); (b) relationship between
xiv
Figure 3.3 Hydrographs for 2009, 2010, 2011, 2012 and 2013. Curve of discharge starts when
discharge reaches 12 m3/s, which is supposed to be the first signs of ice break up. ... 69 Figure 3.4 Hydrological and turbidity regime of the Sheldrake River depending on air temperature
and rainfall events in 2010: rain (mm/day), air temperature (°C), discharge (m3/s) and turbidity
(NTU). Data are measured on a daily basis. ... 71
Figure 3.5 Hydrological and turbidity regime of the Sheldrake River depending on air temperature
and rainfall events in 2013: rain (mm/day), air temperature (°C), discharge (m3/s) and turbidity
(NTU). Data are measured on a daily basis. ... 72
Figure 3.6 Annual air temperature in Umiujaq between 1998 and 2013. No data are available in
1999, 2001 and 2002. ... 76
Figure 3.7 Turbidity (UTN), thaw front depth (cm), rain (mm/day) and cumulative degrees-day ≥
0⁰C from 1 May to 1 October 2010. ... 77
Figure 3.8 Turbidity (UTN), rain (mm/day) and cumulative degrees-day ≥ 0⁰C from 1 May to 1
October 2013. ... 78
Figure 3.9 (a): active and flowing frostboil on the slope of a lithalsa (photo: Denis Sarrazin); (b):
Typical thermokarst ponds, the strong turbidity is caused by frostboils activity and surface runoff; (c): typical landslide on a permafrost bank along the Sheldrake River; (d): small delta at the confluence between a thermokarst gully and the Sheldrake river. ... 79
Figure 4.1 Bathymetric map and location of the coring sites. Bathymetric data south of the
unmapped areas come from Girard Thomas (2009). ... 93
Figure 4.2 Erosional landforms on the sea floor. (A) Trailing-spits (encircled); (B) erosion channel
(arrow). ... 101
Figure 4.3 Profiles of 210Pb total and Ln 210Pb in excess (ln 210Pb
Xs) VS depth in the sea bed, and
concentration of 137Cs. Gray zones indicate the surface mixed layer. The dashed lines show the
supported 210Pb. ... 103 Figure 4.4 CT-scan image, mean grain size (µm), magnetic susceptibility (k) and CT-number of
cores 05, 10 and 24. A zoom of the CT-scan image of core 05 highlights the convolutes and the erosion contact. Light gray bands show erosion contacts in cores 05 and 10; darker gray bands highlight sand beds in core 24. The black star indicates 1900 AD inferred from 210Pb profiles. .... 105 Figure 4.5 Physical, elemental and isotopic profiles of cores 03, 13 and 23. The black star indicates
1900 AD inferred from 210Pb profiles. ... 106 Figure 4.6 Average grain size frequency for core 13. ... 107 Figure 4.7 δ13C vs C/N in the Nastapoka Sound (white squares) compared with values in Lac
Guillaume Delisle (black triangles) and in the rest of Hudson Bay (black circle). ... 115
Figure 4.8 Variation in the proportion of terrestrial organic matter in cores 03, 13 and 23 since
xv Remerciements
De nombreuses personnes, et quelques personnages, ont rendu cette aventure universitaire et personnelle possible. Évidemment, ma gratitude la plus sincère va à Monsieur Michel Allard, mon directeur de recherche. Parce qu’à partir d’un simple mail posté fin 2006 sur la toile par un individu en recherche d’emploi, il a su me faire confiance, m’accorder le temps, les moyens et le financement nécessaires pour mener à bien mes recherches. Il m’a octroyé une réelle liberté d’expression scientifique allant du choix du sujet de thèse, aux méthodes d’analyse employées en passant par la possibilité de me rendre sur le terrain à sept reprises. Je lui suis également reconnaissant pour m’avoir permis d’enseigner à de nombreuses reprises, une expérience très enrichissante, captivante et valorisante.
Je remercie les membres de mon comité de thèse, Patrick Lajeunesse et Guillaume St-Onge pour nos fructueuses et stimulantes discussions ainsi que pour l’utilisation de matériel comme le banc MSCL du GEOTOP de Rimouski. Merci également à Mr Daniel Fortier qui a accepté d’être l’examinateur externe de cette thèse.
Je suis reconnaissant envers Mr Bill Doidge qui nous a permis d’utiliser son bateau et son matériel pour la campagne de terrain de l’été 2008.
Je remercie les personnes qui ont participé aux analyses relatives aux carottes de sédiment et ont su répondre à mes nombreuses questions : Guillaume Labrecque du Laboratoire de radiochronologie de l’Université Laval, Jacques Labrie du Geotop de Rimouski, Stéphane Prémont et Louis Frédéric Daigle de l’Institut National de la Recherche Scientifique, Wendy C. Abdi et Paul Middlestead du G.G. Hatch Laboratories.
Au sein du Centre d’études nordiques, quatre âmes charitables, souriantes et disponibles (parfois taquines) ont été d’une aide inestimable : Emmanuel l’Hérault, Denis Sarrazin, Carl Barrette, Mickael Lemay. Plusieurs autres personnes m’ont apporté leur connaissance ou leur assistance, à un moment ou à un autre de ces 6 années : Maud Audet Morin, Donald Cayer, Marc-André Ducharme, Catherine Falardeau-Marcoux, René-Charles Bernier, Valérie Maton Dufour, Jonathan Roger, Luc Cournoyer, Alexandre Normandeau et bien d’autres qui me pardonneront leur omission.
xvi
Cette thèse a été financée par le Conseil de Recherches en Sciences Naturelles et en Génie du Canada (CRSNG), le réseau Arcticnet, le programme ADAPT et le Centre d’études nordiques.
Je remercie la communauté inuit d’Umiujaq. J’y ai rencontré des personnes accueillantes et chaleureuses. J’ai vécu dans ce village une expérience mémorable au côté d’un peuple fort et authentique qui je l’espère saura s’adapter aux nouveaux défis qui l’attend.
Merci à mes amis d’avoir été des amis, d’ici ou d’ailleurs, et d’avoir fait ce que je suis aujourd’hui. Des chemins se sont séparés, de nouveaux se sont ouverts et la vie continue. Finalement, mes pensées vont vers ma famille qui a su respecter mes choix et accepter la distance et mon absence. Il est parfois difficile de vivre loin des siens, mais si la vie offre sans cesse de nouvelles pistes à suivre, je suis convaincu d’avoir pris la bonne.
xvii Avant-propos
Cette thèse présente une synthèse de mes travaux de recherche de doctorat, réalisé sous la direction du professeur Michel Allard. Les chapitres 2, 3 et 4 sont rédigés sous la forme d’articles scientifiques. Ce choix implique une redondance dans la description de la zone d’étude. Cependant, chaque chapitre peut ainsi être lu indépendamment des autres. Le chapitre 2 est publié dans la revue à comité de lecture Journal of Geophysical Research (Jolivel et Allard, 2013). Les chapitres 3 et 4 le seront prochainement. Ces articles sont rédigés en anglais, langue internationale, afin de communiquer le plus efficacement possible les résultats à la communauté scientifique. Je suis l’auteur principal des chapitres et des figures de cette thèse. J’ai été responsable des travaux de terrain et de la majorité des analyses en laboratoire. Pour faciliter la lecture, les références de chaque chapitre sont répertoriées à la fin de chacun d’entre eux. Les 3 chapitres-articles de cette thèse sont une suite. Par conséquent, dans les chapitres 3 et 4, il est parfois fait références aux chapitres 2 et 3.
Chapitre 1 – Introduction générale
Chapitre 2 - Thermokarst and export of sediment and organic carbon in the Sheldrake River watershed, Nunavik, Canada. M. Jolivel et M. Allard
Chapitre 3 - Hydrological regime and sediment and organic carbon transport in a river flowing in a thermokarst landscape, Sheldrake River, Nunavik, Quebec. M. Jolivel et M. Allard
Chapitre 4 - Morphostratigraphy and recent sedimentation in Nastapoka Sound, Eastern Coast of Hudson Bay. M. Jolivel, M. Allard et G. St-Onge
1 CHAPITRE 1 - Introduction générale
1.1 Problématique générale
Le pergélisol est un phénomène climatique. Sa température, inférieure à 0°C pendant au moins deux années consécutives, est en étroite relation avec les températures atmosphériques et donc, avec le climat. Dans le contexte actuel de réchauffement climatique global, sa dégradation représente un enjeu majeur tant d’un point de vue environnemental que social, économique et politique.
Le pergélisol des régions arctiques et subarctiques renferme 1700 Pg de carbone, soit ~ 50% du carbone terrestre global ou le double du volume de carbone atmosphérique mondial (Schuur et al., 2008, Tarnocai et al., 2009; MacDougall et al., 2012). Le dégel de sols gelés depuis des centaines ou des milliers d’années va permettre la dégradation de la matière organique désormais disponible à l’action bactérienne, engendrant la formation de gaz à
effet de serre (C02 et CH4), eux-mêmes contributeurs du changement climatique. C’est le
principe de la rétroaction positive. De plus, si les prévisions d’augmentation des températures de l’air poursuivent la tendance actuelle, les processus thermokarstiques vont s’intensifier et entrainer de nombreux bouleversements du relief tels que l’érosion et les mouvements de versants. Le carbone organique et les sédiments ainsi libérés dans les écosystèmes fluviaux, littoraux et marins auront des impacts significatifs sur la production primaire et conséquemment, sur les chaines alimentaires. Il devient donc urgent d’acquérir de solides connaissances sur les processus de dégradation du pergélisol et le devenir des produits de cette dégradation.
Au Nunavik, sur la côte est de la baie d’Hudson, plusieurs études spatio-temporelles ont démontré que le pergélisol discontinu présent dans les dépôts meubles de la Mer de Tyrrell s’est dégradé d’environ 40 % depuis les 50 dernières années (Laberge et Payette, 1995; Payette et al., 2004; Marchildon, 2007; Vallée et Payette, 2007; Fortier et Aubé-Maurice, 2008). Cette dégradation se caractérise notamment par la subsidence des buttes (lithalses et palses) et plateaux de pergélisol et la formation de mares de thermokarst. Le paysage se transforme littéralement sous nos yeux : un environnement sec, bien drainé et couvert d’une
2
végétation de toundra laisse place à un paysage humide, aquatique, avec une végétation arbustive et forestière de plus en plus dense. La multiplication des mares de thermokarst provoque une réorganisation des réseaux naturels de drainage. L’augmentation du taux d’érosion du pergélisol, à travers par exemple les glissements de terrain, engendre une augmentation de la charge sédimentaire transportée par les cours d’eau.
Dans la région d’étude, le Centre d’études nordiques (CEN) a mené de nombreuses recherches sur le pergélisol depuis les années 1980. De précieuses connaissances ont été acquises sur la formation historique du pergélisol (Allard et Séguin, 1987; Calmels et al., 2008), sa structure interne générale (Allard et Rousseau, 1999), le contenu et le type de glace (Calmels et Allard, 2004, 2008), et les processus et les facteurs de formation et de dégradation des lithalses et des palses (Calmels et al., 2007, 2008; Delisle et al., 2003; Larouche, 2010). Nous présentons ici la suite logique de ces recherches : que devient le matériel sédimentaire qui constituait auparavant ces formes de pergélisol?
L’originalité de ce travail tient d’abord dans sa continuité logique. Schématiquement, on se propose en effet de suivre les sédiments depuis leur érosion thermokarstique sur le bassin versant jusqu’à leur dépôt dans un bassin sédimentaire marin. Par conséquent, chacun des trois chapitres principaux de cette thèse se concentrera sur un environnement particulier : périglaciaire (érosion), fluvial (transport) et marin (sédimentation).
Cette thèse utilise une approche novatrice et systémique dans le but d’améliorer la compréhension de la dégradation du pergélisol. Par son innovation en termes de zone d’étude, de méthodes et de résultats, ce travail de recherche s’avère d’une contribution scientifique significative et appelle de nouveaux travaux afin de préciser les processus originaux mis en évidence à travers ces trois chapitres et mieux comprendre leur impact sur les écosystèmes.
1.2 Objectifs généraux
L’objectif général de cette thèse est de mieux comprendre le fonctionnement du système érosion-transport-sédimentation en contexte thermokarstique. Pour cela, il est nécessaire de décrire les processus géomorphologiques propres à la dégradation du pergélisol, quantifier
3
les volumes et les masses de sédiments et de carbone produits par le thermokarst, mesurer le transport sédimentaire dans le réseau fluvial et analyser la façon dont les sédiments et le carbone apportés à la mer sont intégrés dans la dynamique sédimentaire marine. Par l’étude méticuleuse d’un bassin versant subissant un thermokarst actif, nous avons estimé les volumes de sédiments et de carbone organique érodés, mesuré les masses impliquées dans le transport fluvial et, finalement, échantillonné et analysé les lieux et processus de déposition marine de ce « nouveau » matériel disponible. L’approche systémique utilisée permet une exploration minutieuse des domaines de la géomorphologie périglaciaire, fluviale et marine en milieu subarctique.
1.3 Objectifs spécifiques
Les objectifs spécifiques sont les suivants :
1. Quantifier la dégradation récente (1957-2009) du pergélisol à l’échelle d’un bassin versant.
2. Décrire et interpréter les changements géomorphologiques liés à la dégradation du pergélisol entre 1957 et 2009.
3. Estimer le volume potentiel de sédiment et de carbone organique libéré dans le réseau de drainage par les formes d'érosion thermokarstique entre 1957 et 2009. 4. Quantifier l'impact de l'augmentation du nombre de mares de thermokarst et des
changements d'organisation du réseau hydrologique, entre 1957 et 2009, en termes de volumes de sédiment et de carbone organique remobilisés dans le réseau de drainage.
5. Documenter le régime hydrologique et sédimentaire d’une rivière drainant un bassin versant subissant un thermokarst actif.
6. Établir un lien entre le transport sédimentaire et les processus thermokarstiques. 7. Décrire la dynamique morpho-sédimentaire dans le Passage de Nastapoka.
8. Caractériser les apports d’origine terrigène dans la sédimentation marine récente du Passage de Nastapoka.
4
1.4 Région d’étude
Les recherches terrestres ont été menées dans le bassin versant de la rivière Sheldrake (76
km2) qui se jette dans la baie d’Hudson à ~5 km au nord du village inuit d’Umiujaq
(56°37’N; 76°32’W). La volet « marin » a été réalisé dans le Passage de Nastapoka, situé entre l’Archipel des Iles Nastapoka et la côte du Québec. L’échantillonnage se concentre sur une zone de 3 km sur 5 km, directement au large de l’embouchure de la rivière Sheldrake (Figure 1.1).
5 Figure 1.1 Carte de localisation de la zone d'étude
La région d’étude est composée de deux ensembles géologiques. L’arrière-pays repose sur des formations archéennes de granito-gneiss appartenant à la province tectonique du Supérieur. Les reliefs sont typiques du Bouclier canadien, soit une pénéplaine ondulée, d’une altitude d’environ 250 m, entaillée de vallées encaissées d’orientation générale est-ouest. La zone côtière, le Passage de Nastapoka ainsi que les Iles Nastapoka sont constitués de roches volcano-sédimentaires protérozoïques de la province de Churchill (groupe de Nastapoka). La base de cette formation affleure au front des cuestas des Iles Nastapoka et des crêtes asymétriques immergées du Passage de Nastapoka. A environ 6 km du rivage s’étire une rangée de collines parallèles au trait de côte et d’une altitude atteignant 400 m. Finalement, une bande côtière descend de ces reliefs pour rejoindre la baie d’Hudson avec des pentes inférieures à 3%.
Dans la région, la déglaciation wisconsinienne a débuté vers 8200 ans étal. BP (Lavoie et al., 2012). Le front glaciaire s’est d’abord stabilisé sur les reliefs côtiers, menant à la mise en place, en condition sous-marine, de la ceinture de drift de Nastapoka (Lajeunesse et Allard, 2003a et 2003b). La côte, déprimée par le poids de l’inlandsis, fut envahie par la mer de Tyrrell. La vitesse du relèvement isostatique atteignait alors ~1 m/an. Depuis lors, celui-ci s’est ralenti pour atteindre actuellement une vitesse de 1.3 m/siècle (Lavoie et al., 2012) (Figure 1.2).
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Figure 1.2 Courbe du relèvement isostatique postglaciaire de l'est de la baie d'Hudson
(Lavoie et al., 2012).
Par conséquent, les reliefs de la région d’étude ont été fortement modelés par le passage de l’Inlandsis laurentidien et l’invasion de la mer de Tyrrell. A l’est du lac Sheldrake, la limite marine atteint 220 m ; elle s’abaisse à 204 m, perpendiculairement à la côte, dans le prolongement de la vallée de la rivière Nastapoka (Allard et Séguin, 1985 ; Lavoie, 2000). Hormis les hauts reliefs, le bassin versant de la rivière Sheldrake fût donc totalement submergé par la mer de Tyrrell, comblant en partie les vallées de limons argileux en leur conférant des fonds plats. A l’intérieur des terres, les dépôts de sable et de gravier associés aux deltas fluvioglaciaires marquent l’altitude maximale atteinte par la mer de Tyrrell. Sur le versant des collines côtières, les dépôts grossiers des éventails sous-marins de contact glaciaire ont été remobilisés sous formes de terrasses et de plages lors de la baisse du niveau marin relatif associée au relèvement isostatique postglaciaire. Suite à l’émersion des terres, la végétation et les sols se sont développés. Les fonds plats et mal drainés des vallées ont favorisé la formation de tourbières.
Typiquement, la stratigraphie des fonds de vallée du bassin versant de la rivière Sheldrake est la suivante: le socle rocheux du bouclier canadien, du till, du limon argileux glaciomarin
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d'eau profonde, des sables d'exondation mis en place lors du retrait des eaux de la mer de Tyrrell, un horizon tourbeux.
La région est aujourd’hui soumise à l’influence d’un climat subarctique (moyenne annuelle des températures entre 1960 et 2010 : -5.3°C) dont la variabilité est étroitement liée à la présence de la baie d’Hudson, prolongement méridional de l’Océan arctique. Lorsque la baie est libre de glace, de juin à décembre, le climat est frais (10°C en août) et humide, favorisant la formation de brouillards persistants. L’hiver, la présence de l’immensité glacée de la baie d’Hudson engendre un climat sec, venteux et froid (-24°C en janvier). Les précipitations moyennes annuelles sont de l’ordre de 530 mm, réparties inégalement au cours de l’année (60% de juillet à novembre), 40% tombant sous forme de neige. Dans la région d’Umiujaq, l’indice de gel a été évalué à 3056 degrés-jours et celui de dégel à 1014 degrés-jours (Boyd, 1973). Dans la région d'étude, les rivières sont généralement englacées au début du mois de novembre et la débâcle intervient en moyenne dans la première moitié du mois de mai. Par la suite, le niveau d'eau reste élevé pendant la fonte des neiges puis décroit progressivement pour atteindre son niveau estival à la fin du mois de juin ou au début du mois de juillet (Déry et al., 2005; Chapitre 3).
L’influence climatique de la baie d’Hudson commande la distribution de la végétation. La zone côtière appartient au domaine de la toundra arbustive composée principalement de lichens, d’herbacées, d’éricacées, de krummholz d’épinette noire et de divers arbustes comme le bouleau nain (Betula glandulosa), le saule (Salix planifolia) et l’aulne (Alnus crispa) (Payette et Rochefort, 2001). A une dizaine de kilomètres du littoral, la toundra arbustive cède progressivement la place à la toundra forestière dominée par les mêmes espèces précédemment nommées en plus de peuplements d’épinettes noires et de mélèzes (Larix laricina) dans les vallées abritées (Payette et Rochefort, 2001). La transition entre ces deux entités biogéographiques, la limite des arbres, coupe littéralement le bassin versant de la rivière Sheldrake en deux parties. La toundra arbustive est présente sur 43% du bassin versant, tandis que la toundra forestière occupe le territoire restant (Tableau 1.1).
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Dépôts meubles Dont (%)
km2 % km2 % Limon Sable Tourbe
Toundra forestière 43 57 13 54 84 11 5
Toundra arbustive 33 43 11 46 88 12 0
Total 76 100 24 100
Table 1.1 Répartition des dépôts meubles en fonction de la zone biogéographique
Finalement, ce gradient thermique provoqué par la présence de la baie d’Hudson influence la distribution et la dégradation du pergélisol qui s’est installé dans la région lors des périodes froides de l’Holocène récent (Allard et Seguin, 1987). La région étudiée fait partie de la zone de pergélisol discontinu, caractérisée par une concentration importante de palses, de plateaux palsiques, de lithalses et de plateaux de pergélisol présents dans les tourbières et les dépôts fins de la mer de Tyrrell (Figure 1.1). En 2009, le pergélisol est ainsi présent dans 20% des dépôts meubles. Ces formes surplombent de quelques mètres les terrains bas environnants et les tourbières. Elles renferment des lentilles de glace de ségrégation qui constituent jusqu’à 60% de leur volume interne. La profondeur du pergélisol dans les dépôts de surface est en moyenne inférieure à 20 m, sa température moyenne se situe entre -0.5 et -2°C. L'épaisseur de la couche active varie de 1 à 3 m en fonction du type de substrat et la profondeur d'amplitude thermique annuelle nulle est généralement inférieure à 4 m (Calmels et al., 2007, 2008; Calmels et Allard, 2008; Fortier et al., 2008).
Alors que les palses et les plateaux palsiques, surmontés d’un couvert de tourbe, sont surtout présents dans la toundra forestière, les lithalses et les plateaux de pergélisol abondent dans la toundra arbustive, où le pergélisol est deux fois plus épais (Lévesque et al., 1988). Ces formes de terrain sont les principaux signes de la présence de pergélisol dans la région, auxquels il faut ajouter les ostioles et dans une moindre mesure, les sols polygonaux. Si la présence de pergélisol est avérée dans le socle rocheux, en particulier dans les affleurements côtiers, sa distribution régionale dans le roc reste inconnue. En revanche, il a été grossièrement estimé qu’environ 50% des dépôts meubles du bassin versant de la rivière Sheldrake était sous régime pergélisolé (Lévesque et al., 1988).
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Dans la région, le thermokarst, qui désigne les formes et processus associés à la subsidence d’un pergélisol riche en glace, est très actif. Il se remarque par la présence de nombreuses mares de thermokarst, de coulées de gélifluxion et de formes d’érosion liées à l’approfondissement de la couche active du pergélisol. On estime que l’activité thermokarstique a débuté à la fin du Petit Âge Glaciaire, puis s’est accélérée considérablement en réponse au réchauffement climatique récent (Payette et al., 2004).
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1.5 Méthodologie
La méthodologie suivie durant cette thèse est adaptée aux trois volets de la recherche : 1- cartographie de la distribution et de la dégradation du pergélisol et estimation quantitative des masses et volumes de sédiments et de carbone érodés, 2- mesures du régime hydrologique et sédimentaire du principal vecteur de transport, la rivière Sheldrake; 3- bathymétrie, sédimentologie et mesure des apports sédimentaires et organiques dans le milieu marin côtier au large de l’embouchure de la rivière. Les données brutes ont été recueillies au cours de six campagnes de terrain.
1.5.1 Cartographie de la distribution et de la dégradation du pergélisol et estimation quantitative des masses et volumes de sédiments et de carbone érodés
Le bassin versant de la rivière Sheldrake fût délimité grâce à un modèle numérique d’élévation créé à partir d’une carte topographique à l’échelle 1 : 50 000 avec une résolution altitudinale de 20 m (Ressources Naturelles, Faune et Parcs Québec). Les formes et les processus dynamiques de pergélisol sur le territoire du bassin ont été cartographiés dans le logiciel ArcGis. Afin d’établir un état des lieux récent de la distribution du pergélisol, les formes de pergélisol et de thermokarst furent numérisée sur une image satellitaire GeoEye de 2009 (résolution : 0.6 m). Les flux de carbone et de matières en suspension issus de l’augmentation de la connectivité hydrologique ont été estimés en sélectionnant les mares de thermokarst connectées au réseau de drainage. Un travail similaire fût réalisé sur des photographies aériennes de 1957 (résolution : ~ 1 m). La soustraction des deux cartes ainsi créées (distribution du pergélisol et des mares de thermokarst en 2009 et en 1957) a permis de créer une carte de dégradation du pergélisol. Des observations de terrain, des photographies et une vidéo pris lors de survols en hélicoptère ont permis de réduire les incertitudes. Afin d’estimer les volumes érodés, plusieurs formes d’érosion ont été mesurées directement sur le terrain. Leur totalité fût ensuite répertoriée sur l’image satellitaire et les photographies aériennes, puis reportée sur les cartes qui ont donné lieu à la comparaison et à la soustraction quantitative des volumes disparus.
11 1.5.2 Mesures du régime hydrologique et sédimentaire de la rivière Sheldrake
La méthodologie repose en majeure partie sur les données recueillies grâce à l’installation d’une station de jaugeage à 2 km de l’embouchure de la rivière Sheldrake. Deux capteurs y mesurent en continu le niveau d’eau (Levellogger) et la turbidité (OBS 3+). La vitesse du courant fût mesurée grâce à un courantomètre 2100-LX et la surface mouillée à l’aide d’un échosondeur et d’une simple perche. Des prélèvements d’eau ont été réalisés afin de connaitre les concentrations de sédiment en suspension et de carbone organique à des
niveaux d’eau différents. Les données de niveau d’eau furent converties en débit (m3/s) et
les données de turbidité en taux de matières en suspension (g/m3). Les analyses de
concentrations en matière en suspension, en carbone organique total et en carbone organique dissous furent réalisées au Laboratoire Environnex et au laboratoire de l’Institut National de la Recherche Scientifique (INRS), tous deux situés à Québec.
1.5.3 Bathymétrie, sédimentologie et mesure des apports sédimentaires et organiques dans le Passage de Nastapoka au large de l’embouchure de la rivière Sheldrake
Les relevés bathymétriques du Passage de Nastapoka ont été réalisés à l’été 2008, à bord du bateau MV Katherine-Anne, opéré par Bill Doidge, à l’aide d’un écho-sondeur Raymarine DSM300 couplé d’un sonar à balayage latéral Edgetech 4100P. Vingt-cinq carottes ont été
prélevées en avril 2009, à partir du couvert de glace, à l’aide d’un carottier à gravité K-B ®
(16 kg). Toutes les carottes entières ont été passées au scanner médical (CT-Scan) de l’INRS à Québec, pour en imager les structures sédimentaires. Par la suite, elles ont été coupées en deux dans le sens de la longueur, photographiées, décrites visuellement puis analysées sur le banc GEOTEK MSCL (Multi Sensor Core Logger) de l’Institut des Sciences de la Mer de Rimouski.
Six carottes ont été retenues selon leur localisation géomorphologique et leur potentiel de datation de l’histoire sédimentaire récente: dans les bassins sédimentaires profonds et le long d’un transect perpendiculaire à l’embouchure de la rivière Sheldrake. Des analyses granulométriques ont été réalisées au laboratoire de géomorphologie de l’université Laval.
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Centre d’études nordiques. Finalement, trois carottes ont été choisies et échantillonnées à des fins d’analyses élémentaires (C, N) et isotopiques (δ13C and δ15N), aux G.G. Hatch Isotope Laboratories de l’université d’Ottawa.
1.6 Structure de la thèse
Le cœur de cette thèse est composé de trois articles scientifiques (chapitres 2, 3 et 4). Le premier est déjà publié, les deux autres seront soumis prochainement. La présente introduction constitue le premier chapitre alors qu’une synthèse des résultats et une
conclusion générale forment le 5ème et dernier chapitre.
1.6.1 Chapitre 2
Le 2ème chapitre de cette thèse est intitulé “Thermokarst and export of sediment and organic
carbon in the Sheldrake River watershed, Nunavik, Canada”. Sous la forme de cartes et de statistiques exhaustives, ce chapitre présente d’abord un état des lieux de la distribution et de la dégradation du pergélisol à l’échelle du bassin versant de la rivière Sheldrake. Par la suite, on propose une estimation des volumes et des masses de sédiment et de carbone organique issus du thermokarst et potentiellement remobilisés dans le réseau de drainage. Deux types de changements géomorphologiques sont considérés : les glissements de terrain et la surface couverte par les mares de thermokarst connectées au réseau de drainage (connectivité hydrologique). L’objectif de ce chapitre est de confirmer que le pergélisol se dégrade et de cerner l’échelle spatiotemporelle du processus. Conséquemment, des sédiments sont intégrés dans le réseau fluvial. Ceci constitue l’hypothèse de départ de la thèse. Ce chapitre est publié dans la revue Journal of Geophysical Research Earth Surface (Jolivel et Allard, 2013).
1.6.2 Chapitre 3
Le 3ème chapitre se nomme “Hydrological regime and sediment transport in a river flowing
in a thermokarst landscape, Sheldrake River, Nunavik, Quebec”. Ce chapitre présente des hydrogrammes et des valeurs de turbidité de la rivière Sheldrake afin de caractériser son
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régime hydrologique et sédimentaire. Un évènement de forte turbidité, relié aux processus périglaciaires et thermokarstiques, est également décrit et discuté. L’objectif de ce chapitre est d’apporter de nouvelles connaissances sur la réponse des cours d’eau aux variations climatiques dans un contexte de dégradation du pergélisol. Ce manuscrit, qui est une suite logique au chapitre 2 sera prochainement soumis pour publication à une revue sceintifique.
1.6.3 Chapitre 4
Le 4ème chapitre présenté est intitulé “Morphostratigraphy and recent sedimentation in
Nastapoka Sound, Eastern Coast of Hudson Bay”. Ce travail présente une carte bathymétrique ainsi que des images de sonar à balayage latéral du Passage de Nastapoka, au large de l’embouchure de la rivière Sheldrake. On y trouve également une étude physique, géochimique et isotopique de six carottes de sédiments pour lesquelles on a également calculé les taux de sédimentation et évalué les sources d’apport en carbone. L’objectif de ce chapitre est d’une part, de préciser les processus de sédimentation et d’érosion subaquatiques dans le Passage de Nastapoka, et d’autre part de mettre en évidence des changements récents dans la sédimentation d’origine terrigène et de les interpréter dans un contexte de changements environnementaux, particulièrement depuis le Petit Âge Glaciaire. Ce chapitre sera soumis à la revue avec comité de lecture Estuarine, Coastal and Shelf Science.
1.7 Références
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17 CHAPITRE 2 - Thermokarst and export of sediment and organic carbon in the Sheldrake River watershed, Nunavik, Canada.
2.1 Résumé
Une analyse spatiotemporelle de la dégradation du pergélisol entre 1957 et 2009, validée
par des mesures sur le terrain, a été réalisée sur un bassin versant de 76 km2 afin d’estimer
les volumes de sédiments et de carbone organique libérés par l’activité thermokarstique. La zone d’étude se situe à la limite des arbres, dans la zone de pergélisol discontinu, sur la côte est de la baie d’Hudson. Les lithalses et les palses sont les formes de pergélisol les plus répandues alors que les mares de thermokarst, les glissements de terrain et les ravins d’érosion sont les principaux signes de dégradation du pergélisol. Les résultats montrent que 21% du pergélisol existant en 1957 a disparu en 2009, entrainant une hausse de 96% de la surface couverte par les mares de thermokarst et une augmentation de 46 à 217% du nombre de formes d’érosion actives. Une augmentation de la connectivité hydrologique associée à la dégradation du pergélisol a potentiellement engendré une multiplication par 1.6 des volumes de sédiment et de carbone organique rejetés dans le réseau de drainage. L’activité des glissements de terrain et des ravins a crû de 12 à 38%, contribuant également à l’augmentation des volumes de sédiments et de carbone organique libérés dans le système fluvial. Des différences significatives dans la dégradation du pergélisol et dans les rejets de sédiment et de carbone organique ont été observées le long d’un gradient ouest-est, entre des sites proches de la côte de la baie d’Hudson, dans la toundra arbustive, et des sites localisés à l’intérieur des terres au sein de la toundra forestière. Les mares de thermokarst dans la toundra forestière rejettent dans le réseau fluvial 2.3 fois plus de sédiment et de carbone organique dissous par unité de surface que dans la toundra arbustive. Toutefois, malgré cette intense activité thermokarstique, le bassin versant de la rivière Sheldrake ne semble pas rejeter proportionnellement plus de sédiments et de carbone organique qu’un bassin versant sans pergélisol.
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2.2 Abstract
A spatiotemporal computation of permafrost decay covering the period from 1957 to 2009
and validated by field investigations, was made over a 76 km2 river catchment straddling
the tree line, in the discontinuous permafrost zone, east of Hudson Bay, in order to estimate the amounts of sediments and organic carbon released by thermokarst. Lithalsas and palsas are the dominant permafrost landforms whereas thermokarst ponds, landslides, active layer failures and gullies are the main features of permafrost degradation. Results show that 21% of the existing permafrost in 1957 had disappeared in 2009, resulting in a 96% growth of the thermokarst pond cover and a 46 to 217% increase of the number of active erosion landforms. An increase of stream connectivity related with the degradation of permafrost potentially allowed for an increase of sediments and carbon delivery to the main stream by a factor of 1.6. Volume of active landslides and gullies also increased by 12 to 38%, enhancing sediment and organic matter yields. Significant differences in permafrost degradation and in sediment and carbon inputs were observed along a east-west transect, from sites located at the head of the watershed near the tree line, and sites located downstream close to the Hudson Bay coast. Thermokarst ponds in the forest tundra area released 2.3 times more sediments and dissolved organic carbon per unit of area in the fluvial system than in the shrub tundra area. Despite these yields by thermokarst, the Sheldrake River catchment currently does not seem to be yielding proportionally more sediments and carbon than a permafrost free river catchment.
2.3 Introduction
Recent climate changes have induced geomorphic perturbations in arctic and subarctic landscapes because of severe terrain disturbances caused by the thawing of ice-rich permafrost (Jorgenson et al., 2001; Jones et al., 2011). These impacts are particularly conspicuous in the discontinuous permafrost zone as permafrost extent is decreasing rapidly, resulting in an increase in number and extent of thermokarst lakes in areas where soil drainage is poor, such as clays and peatlands (Laberge and Payette, 1995; Matthews et al., 1997; Camill, 1999; Osterkamp et al., 2000; Beilman et al., 2001; Payette et al., 2004; Vallée and Payette, 2007). However, in spite of measured spatial reduction of permafrost
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areas, very little field data exist on the volumes and masses of mineral and organic sediment released to stream systems by permafrost decay.
Most papers have focused on the spatial decay of permafrost at the scale of palsa bogs (Laprise and Payette, 1987; Laberge and Payette, 1995; Zuidhoff and Kolstrup, 2000; Vallée and Payette, 2007) and at the regional scale (Vitt et al., 2000a; Thibault and Payette, 2010; Sannel and Kuhry, 2011). However, the impact of permafrost thawing on sediment release and contribution to solid discharge in river catchments is still poorly known. Some attempts were made to measure sediment and carbon outputs from stream basins in degrading permafrost regions (Kokelj et al., 2005; Bowden et al., 2008; Olefeldt and Roulet, 2012). Both the original and the transitional basin morphology during permafrost terrain degradation are likely to exert some control on the paths and discharge of thermokarst products, particularly carbon. Such an assessment is needed as the organic matter (OM) that was stored in the permafrost is recycled in thermokarst ponds as particulate organic matter (POM) and dissolved organic matter (DOM), which are involved
in the biogeochemical production of methane (CH4) and dioxide gas (CO2). Furthermore, a
fraction of the released fine-grained sediments and carbon also flows into the fluvial system and, ultimately, to the sea where it likely contributes to changes into the marine food web and the sedimentary system.
The main objective of this paper is to provide a better understanding of the processes of geomorphic change in a river catchment where permafrost is being impacted by thermokarst. The study investigates the release of sediments and carbon from permafrost decay in the fluvial system with emphasis on the potential export of fine sediments (silty clay) as suspension load, dissolved organic carbon (DOC) and particulate organic carbon (POC). We describe erosion and fluvial sediment transport within a catchment whose morphology, particularly stream connectivity, is being transformed by thermokarst. Our approach consists of estimating sediment and carbon volume and mass changes resulting from recent and current thermokarst and related denudation processes within the watershed. We also tested the hypothesis that the increase in number and extent of thermokarst ponds has increased the overall sediments and carbon load of the fluvial system studied.
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In order to obtain this new catchment-scale knowledge and to better understand regional mass transfers related to permafrost thawing, the specific objectives of the study were (1) to quantify permafrost decay between 1957 and 2009 in a river basin located in the discontinuous permafrost zone, (2) to quantify the area and size of new thermokarst ponds and erosion features since 1957, and (3) to assess the amounts and fractions of organic matter, organic carbon and mineral sediments sourcing from recent permafrost degradation that are mobilized in the reorganized watershed.
2.4 Study area and regional setting
The Sheldrake River is 25 km long from its source in Sheldrake Lake to the shore of Hudson Bay. Inland, it flows over glacially-eroded Precambrian granitic gneiss in a hilly (200-250 m a.s.l.) landscape partially covered by late glacial and postglacial sediments. The six last kilometres of the river run in a valley carved across Late Proterozoic sedimentary-volcanic rocks which form a chain of coastal hills (400 m a.s.l.) parallel to the arc-shaped coastline of the eastern Hudson Bay. For the final two kilometres, the river flows on a gentle structural coastal slope (<3°) following the dip angle of a thick basalt layer. It flows into Hudson Bay 8 km north of the Inuit village of Umiujaq (56°37’N ; 76°32’W) (Figure 2.1).
Following the receding front of the Laurentide Ice Sheet eastward and inland, between 8000 and 7400 cal. yr BP (Lajeunesse and Allard, 2003a; Lajeunesse, 2008; Lavoie et al., 2012), the Tyrrell Sea inundated the whole Sheldrake River watershed (Figure 2.1). The studied valley and associated tributary valleys were filled with postglacial marine silty clay, reaching up to 85 m in thickness (Allard and Seguin, 1985). Therefore, silty clay accounts for 86% of surface deposits (Table 2.1). Sandy and gravelly ice-contact deltas (Lajeunesse and Allard, 2003a) mark the marine limit at an elevation of 220 m a.s.l. at the east end of the Sheldrake River basin (Allard and Seguin, 1985). Near the mouth of the river, sand and gravel deposits anchored on the Nastapoka Hills form a fan-like apron sloping from the hills to the actual sea-shore (Allard and Seguin, 1985; Lajeunesse and Allard, 2003a, 2003b). In flat and poorly-drained inland valleys, peat covers silt and sand deposits with an
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average thickness of one meter (Lévesque et al., 1988) (Figure 2.2). Surficial deposits cover 32% of the watershed. Bedrock and water (lakes) make up the balance.
Figure 2.1 Location of the Sheldrake River catchment showing the position of the tree line
23 Figure 2.2 Distribution of surficial deposits on the Sheldrake river catchment. White areas
are bedrock outcrops.
Area Total surficial deposits Silty clay Sand Peat
km2 km2 % % %
Shrub tundra 33 11 88 12 0
Forest tundra 43 13 84 11 5
Total 76 24 86 11 3
Table 2.1 Surficial deposits distribution in the Sheldrake River catchment.
The climate is subarctic, with cold winters (-24°C in January) and cool summers (10°C in August). Since 1990, mean annual air temperatures increased from -5.2°C to -3.9°C; 40% of the 550 mm average annual precipitation falls as snow (Environment Canada, 2010). The cooling impact of Hudson Bay generates a west-east climate gradient from the shoreline inward, resulting in the tree line being parallel to the coastline, about 15 km inland (details on vegetation can be found in Payette and Rochefort, 2001 and Bhiry et al., 2011). The tree line refers to the first occurrence of isolated trees in the landscape (Payette, 1983). Here, compared to regional estimates of the tree line position (Payette, 1983), it has been slightly moved to west to include valleys with scattered spruces.
The 76 km2 studied watershed is located at the boundary between the isolated and sporadic
permafrost zone (2 to 50% areal cover) and the widespread discontinuous permafrost zone (50 to 90%) (Allard and Seguin, 1987a). According to Lévesque et al. (1988), in 1957, permafrost covered approximatively 50% of surficial deposits in the Sheldrake River basin. The rest of the surficial deposits are permafrost free and consist of taliks, forested and shrubby hollows and wetlands. Lithalsas (mineral permafrost mounds), permafrost plateaus (elongated and wide mineral permafrost landforms), palsas (peaty permafrost mounds or permafrost mounds with a peat cover) and peat plateaus (elongated and wide peaty permafrost landforms) are the only permafrost landforms (for simplicity, the term “lithalsa” is used here to include permafrost plateaus and the term “palsa” encompasses peat
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plateaus). All these heaved landforms stand above the surrounding terrain by several meters (generally 3 to 5 m) due to the development of ice segregation lenses formed by cryosuction of soil water in freezing fine-grained, frost susceptible soils (Pissart, 1985, 2002). Their volumetric ice content varies between 50 and 80% (Calmels and Allard, 2004; Calmels et al., 2008). Permafrost thickness in the frozen mounds and plateaus varies typically from 10 to 15 m (Lévesque et al., 1988). The active layer is ~1.5 m deep on clay soils (Delisle et al., 2003; Calmels and Allard, 2004, 2008; Calmels et al., 2007) and is currently thickening (Figure 2.3). It is about 0.6 m in peat on tops of palsas (Marchildon, 2007). One of our thermistor cables attests of the presence of permafrost in bedrock near the coast in the village of Umiujaq. However, regional distribution of permafrost in bedrock is unknown.
In northern Québec, palsas and lithalsas formed during cold periods of the Late Holocene, i.e. 1500 to 1000 BP, and during the Little Ice Age (LIA) (Couillard and Payette, 1985; Allard and Seguin, 1987a, 1987b; Lavoie and Payette, 1995; Payette and Delwaide, 2000; Arlen-Pouliot and Bhiry, 2005; Marchildon, 2007). Since the end of the LIA, numerous permafrost landforms have degraded due to global warming and to increased snow precipitations (Seguin and Allard, 1984; Vitt et al., 2000a; Payette et al., 2004; Arlen-Pouillot and Bhiry, 2005). Permafrost mounds at different stages of degradation are found within the region (Calmels et al., 2007). The main geomorphological impact associated with this decay is an increasing number of thermokarst ponds and erosion on hill slopes (Allard et al., 1987).
The Sheldrake River watershed was selected for this study because several previous studies in the region provide baseline information on permafrost spatial distribution, landforms, permafrost thickness, ground ice content and thermal regime. This strategic area straddles the tree line, in a region of intensive degradation of permafrost, and is representative of the eastern coast of Hudson Bay landscape. Meteorological stations and sites for monitoring permafrost decay, such as the BGR lithalsa (informal name for Bundesanstalt für Geowissenschaften und Rohstoffe, a German research center which collaborated with the Centre d’études nordiques in the early 2000’s) and the VDT lithalsa (for Vallée des Trois, informal name given to a valley east of the village of Umiujaq), provide quantitative data
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that help to understand landscape adaptation to permafrost decay (see Figure 2.1 for locations). Finally, a water level gauge installed in 2008 2 km upstream from the Sheldrake River mouth provides useful hydrological information applicable to the catchment.
.
Figure 2.3 Change in the maximum active layer depth in the VDT lithalsa between 2001
and 2009. Vertical axis shows the depth in cm below the ground surface.
2.5 Permafrost degradation processes
In the studied watershed, the first evidence of degradation is the observed recent thawing of permafrost mounds (Figure 2.4a). Surface and slopes of lithalsas are affected by thaw settlement, gelifluction, active layer failure and slopewash erosion. Alteration of the thermal balance of the ice-rich mounds first creates a summit depression which deepens and enlarges summer after summer, retaining water and forming a thermokarst pond surrounded by an ice-poor ridge (Calmels et al., 2007). Clayey sediments are brought to the expanding pond by overland flow on the bare surface of frostboils, which keep bringing fine-grained sediment to the surface through overturning (Figure 2.4b). During rain events, clay is eroded and channelled in furrows between the frostboils into the adjacent ponds or
