Reconstitution paléoenvironnementale de la région du lac Nettilling, (Nunavut) : une analyse multi-proxy

Reconstitution paléoenvironnementale de la région du

lac Nettilling, (Nunavut) : Une analyse multi-proxy

Mémoire

Anne Beaudoin

Maîtrise en sciences géographiques

Maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)

Québec, Canada

© Anne Beaudoin, 2014

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RÉSUMÉ

L’Arctique canadien est affecté par des changements rapides de ses écosystèmes naturels depuis plusieurs années. Dans le but d’accroître nos connaissances sur la variabilité climatique de la région du lac Nettilling (Nunavut), l’objectif du projet est de reconstruire les conditions climatiques passées afin de prévoir les impacts des changements futurs en utilisant une approche « multi-proxy » basée sur des paramètres physiques, chimiques et biologiques de carottes de sédiment lacustre.

Des carottes sédimentaires lacustres ont été prélevées dans une baie au nord-est du lac Nettilling. Ce site a été choisi selon l’hypothèse que les crues d’eau de fonte de la calotte glaciaire Penny affectent les processus sédimentaires du lac et qu’un signal climatique est enregistré dans la séquence sédimentaire. Les résultats montrent la succession du Petit Age Glaciaire suivi du réchauffement récent. On démontre aussi que les profils géochimiques sont fortement corrélés avec d’autres indicateurs climatiques (carottes de glace, avancées glaciaires et varves).

Mots-clés : Lac Nettilling (Île de Baffin), sédiments lacustres, géochimie, paléolimnologie, paléoenvironnements, changements climatiques.

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TABLE DES MATIÈRES

RÉSUMÉ ... iii

LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE) ... vii

LISTE DES FIGURES (ARTICLE) ... ix

LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE) ... xi

LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE) ... xi

REMERCIEMENTS ... xv

AVANT-PROPOS ... xvii

INTRODUCTION ... 1

CHAPITRE I : RÉGION ET SITE D’ÉTUDE ... 11

1.1 Localisation de la région d’étude ... 11

1.2 Portrait de la région ... 11

1.3 Géologie et géomorphologie ... 13

1.4 Histoire quaternaire et paléogéographie ... 13

1.5 Lac Nettilling ... 16

1.6 Calotte glaciaire Penny ... 18

CHAPITRE II : MÉTHODOLOGIE ... 21

2.1. Sources et cueillettes des données... 21

2.2. Traitement des échantillons ... 22

2.2.1. Méthodes de géochronologie ... 22

2.2.2. Méthodes d’analyse sédimentologique et stratigraphique ... 25

2.2.3. Méthodes d’analyse diatomifère ... 29

2.3. Traitement statistique ... 30

2.4. Autres données ... 31

2.4.1. Calotte glaciaire Penny ... 31

2.4.2 Données climatiques ... 32

RÉFÉRENCES ... 33

CHAPITRE III: PALEOENVIRONMENTAL RECONSTRUCTION OF NETTILLING LAKE AREA (NUNAVUT, CANADA): A MULTI-PROXY ANALYSIS ... 41

3.1. Introdution ... 44

vi

3.3. Material and methods ... 48

3.3.1. Field work ... 48

3.3.2. Laboratory and statistical methods ... 49

3.4. Results ... 52

3.4.1. General stratigraphy ... 52

3.4.2. Short-term and long-term chronology ... 52

3.4.3. Sedimentology ... 58 3.4.3.1. Zone 1 ... 58 3.4.3.2. Zone 2 ... 60 3.4.3.3. Zone 3 ... 61 3.4.3.4. Zone 4 ... 61 3.4.4. Geochemistry ... 62 3.4.5. Diatoms stratigraphy ... 64 3.5. Discussion ... 66

3.5.1. Paleoenvironments and hydrodynamics ... 66

3.5.1.1. Zone 1 ... 66

3.5.1.2. Zone 2 ... 67

3.5.1.3. Zone 3 ... 67

3.5.1.4. Zone 4 ... 68

3.5.2. Comparison with other regional paleoclimatic archives ... 69

3.6. Summary and conclusions ... 71

3.7. Acknowledgements ... 72

References ... 73

CHAPITRE IV : SOMMAIRE ET CONCLUSIONS... 81

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LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE)

Figure 1. Tendance dans les températures moyennes annuelles, 1984-2003. ... 3 Figure 2 : Localisation de la région d’étude. ... 12 Figure 3. Comparaison entre A) le relief à l’ouest de la partie centrale de l'Île de Baffin, soit

la Grande Plaine de Koukdjuak et B) le relief au sud-est à l’embouchure de la rivière Amadjuak. Photographies : Beaudoin, 2010. ... 13 Figure 4. Extension maximale de l’Inlandsis Laurentidien (Adapté de Dyke et al., 2002). 14 Figure 5. Illustration de la désintégration du dôme de Foxe entre 7-6 ka B.P.

(De Angelis, 2007). ... 14 Figure 6. Limite de l’invasion marine dans le bassin de Foxe (De Angelis, 2007, adapté de Prest et al., 1968). ... 15 Figure 7. Différence de turbidité de l’eau du lac Nettilling entre A) rive ouest du lac près de

l’effluent (rivière Koukdjuak), et B) la baie nord-est du lac, alimentée par les eaux de fonte glaciaires (Photographies : Beaudoin, 2010). ... 18 Figure 8. A) Pourcentage de fonte récente de la calotte Penny (moyenne de 5 ans). B)

Pourcentage de fonte annuelle depuis les 2000 dernières années (b: Penny, c: Devon (carotte 1972-73) et d: Devon (carotte 1999)) (Adapté de Fisher et al., 2011). ... 19 Figure 9. A) Série de désintégration radioactive de 238U, les demi-vies sont indiquées au-dessus des flèches (milliards d’années (Ga), années (a) et jours (j) et B) Provenances du

210_{Pb dans les sédiments lacustres (Bouchard, unpublished, modifié de Oldfield et}

Appleby, 1984; Appleby, 2001.) ... 22 Figure 10. A) Insertion des profilés dans la demi-carotte. B) Lame mince vue sous la

lumière naturelle (Photographies : P.Francus). ... 29

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LISTE DES FIGURES (ARTICLE)

Figure 11. Map of Nettilling Lake and surrounding region. ... 47 Figure 12. Recent chronology (210Pb and 137Cs) for core Ni5-8. A) total (measured) and

supported 210Pb activity (the difference gives the excess210Pb). B) 137Cs activity C) calculated sedimentation rate (mass accumulation in g cm−2 a−1). D) constant rate of supply (CRS) chronology model (Appleby, 2001). ... 54 Figure 13. Comparison of inclination from Nettilling Lake record (A) with the CALS3k.4

model (Korte & Constable, 2011) output for the coordinates of Nettilling Lake (B), GUMF1 model (Jackson et al.,2000) output for the coordinates of Nettilling Lake (C) and Eastern Canadian Stack (Barletta et al., 2010) (D)... 55 Figure 14. Calibrated depth-age model based constructed using linear curve between

chronostratigraphic markers in inclination curve (table 2) and the 210Pb dates in core Ni5-8. Zones are derived from sedimentological and geochemical fluctuations. ... 57 Figure 15. Summary diagram of Nettilling Lake core showing sedimentological and

stratigraphical results. Chronology is based on 210Pb and paleoinclination. (E) Principal component analysis of sedimentological and geochemical results (axis 1) and (F) cluster analysis show four stratigraphic zones. ... 59 Figure 16. Statistical grain-size parameters (A) median, (B) skewness, (C) sorting, (D) clay

and mud percentages, calculated by GRADISTAT 6.0 software using method of moments (Blott, 2008) (E) Sedimentary structures observed in thin sections. ... 60 Figure 17. µ-XRF results from Nettilling lake sedimentary sequence, every single elemental

profile in peak areas is normalized by total 103 counts per second (kcps) at the corresponding depth. Single elemental and ratio profiles are presented in 10-point averages. ... 63 Figure 18. Biostratigraphy of selected diatom taxa for core Ni5-8 expressed as relative

frequencies ... 65 Figure 19. Comparison of titane profile from Nettilling Lake record (A) with melt features

from Penny Ice Cap (Fisher et al., 1998), and varve thickness from Upper Soper Lake (Hughen et al., 2003). Arrows in Ti profile show glacier advances in 1 580, 1650 and 1 770 A.D. (Miller, 1973; Locke, 1987). ... 70

xi

LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE)

Tableau 1. Morphométrie du lac Nettilling. ... 17 Tableau 2. Détails des inductions et des étapes de démagnétisation de la carotte Ni5-8 lors

de l’analyse de paléomagnétisme. ... 25 Tableau 3. Rapports d'éléments chimiques et leur interprétation en analyses

sédimentologiques. ... 27 Tableau 4. Mélange des 2 dilutions (A et B) pour la préparation des lamelles de solution

siliceuse. ... 30

LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE)

Table 5. Radiocarbon (14C) and calibrated (cal a BP) ages from core Ni5-8. ... 53 Table 6. Correlated tie points with age-model Cals3k.4 (Korte & Constable, 2011),

GUMF1 (Jackson et al.,2000) and Eastern Canadian stack (Barletta et al., 2010) associated with depth in core Ni5-8. ... 55 Table 7. Coefficient of correlation (R) values calculated for linear regressions between

LISTE DES ABRÉVIATIONS

ACP: Analyse en composante principale AD: Anno domini

AMS: Accelerator mass spectrometry Années cal.BP: Années calendaires BP ARM: Rémanence magnétique

anhystéritique asl : Above sea-level

AWS: Automatic weather station B.P.: Before present

Ca: Calcium

CEN: Centre d’Études nordiques Cl: Chlore

cm: Centimètre

CRS: Constant rate of supply

Cu: Cuivre

DW105°C- 550°C : Dry weight

Fe: Fer g: Gramme

GAD: Geocentric axial dipole h: Heure

H2O: Eau

H2Odist: Eau distillée

H2O2: Peroxyde d’hydrogène

HCL: Acide chlorhydrique

INRS-ETE: Institut national de recherche scientifique-Centre

Eau-Terre-Environnement IRD: Ice-rafted debris

IRM: Rémanence magnétique isothermale ISMER: Institut des sciences de la mer K: Potassium

ka: Millier d’années

Kcps: 103 count per second km: Kilomètre

LIA: Little Ice Age

LOI550°C: Loss-of-ignition à 550°C

LPA: Laboratoire de paléoécologie aquatique

m: Mètre

MAD: Maximum angular deviation MF %: Melt features (%)

LISTE DES ABRÉVIATIONS

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ml: Millilitre µm: Micromètre

MSCL: Multi-sensor core logging mT: Millitesla

µT: Microtesla N: Nord

N2: Hill’s index

NRM: Rémanence magnétique naturelle O: Ouest

OM: Organic matter P: Phosphore

PCA: Principal component analysis PSV: Paleomagnetic secular variation

R: Coefficient de corrélation Rb: Rubidium

s: Seconde Si: Silicium

SI: Système international SIRM: Rémanence isothermale magnétique à saturation

Sr: Strontium T: Titane

TSS: Total suspended solids

UQAR: Université du Québec à Rimouski XRF: X-ray fluorescence spectrometry Zn: Zinc

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REMERCIEMENTS

Il me tient à cœur de remercier les personnes qui ont permis la réalisation de ce projet au lac Nettilling. D’abord, je tiens à témoigner ma reconnaissance à mon directeur de recherche, M. Reinhard Pienitz, qui s’est dévoué dans ce projet. Tu m’as non seulement fait découvrir les plaisirs de la recherche arctique, tu m’as aussi permis d’acquérir des connaissances inestimables qui me permettront de poursuivre mon chemin. Oh combien merci pour ta disponibilité et ta bonne humeur! Ce fut un plaisir de travailler avec toi.

Je tiens à exprimer ma gratitude à M. Pierre Francus, co-directeur du projet, pour l’ensemble de son implication. Tu as été une personne-ressource tout au long du déroulement de la recherche. Tes connaissances ont grandement profité au projet. Merci!

Christian Zdanowicz, merci de m’avoir initié aux bases de la glaciologie. Il s’agit d’un monde fascinant qui peut s’avérer complexe pour quelqu’un ayant peu de connaissances dans le domaine. Tes idées et ta vision de glaciologue nous a permis de faire de ce projet une recherche multidisciplinaire très innovatrice.

Un merci spécial à Guillaume St-Onge et Jacques Labrie pour leur accueil dans leur laboratoire. Toute la communauté de paléolimnologistes travaillants sur des projets en Arctique connaît le défi que représente la datation de sédiment. Mon projet n’aurait pu se dérouler aussi bien sans votre précieuse aide. Merci!

Merci à tous les organismes subventionnaires qui ont permis la réalisation du projet, le Conseil de Recherche en Sciences Naturelles et en Génie, le Polar Continental Shelf Program, ArcticNet, le Programme de Formation Scientifique dans le Nord et sans oublier le Centre d’Études Nordiques (CEN). Un merci particulier au Canadian Wild Life Service pour le campement sur Nikko Island et à l’équipe de terrain : Reinhard Pienitz, Warwick F.Vincent, Nicolas Rolland, Denis Sarrazin, Jonathan Roger et Biljana Narancic. Finalement, GROS merci à Frédéric Bouchard, Thomas Richerol, Roxane Tremblay et à tous les membres du LPA pour leurs précieux conseils tout au long de mon projet.

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AVANT-PROPOS

Ce mémoire est présenté sous une forme non conventionnelle, avec insertion d’un article scientifique rédigé en anglais. Je suis la première auteure de l’article tandis que les co-auteurs sont les membres de mon comité soit, M. Reinhard Pienitz (Université Laval-CEN), M. Pierre Francus (INRS-ETE), M. Christian Zdanowicz (CGC). À cette liste s’ajoute comme co-auteur M. Guillaume St-Onge (UQAR-ISMER). L’article, qui présente l’ensemble des résultats du projet, sera soumis à la revue européenne BOREAS.

Il y a plusieurs avantages à rédiger un mémoire avec insertion d’article. D’abord, cette écriture m’a permis d’acquérir des habiletés de rédaction et de synthèse ainsi que de perfectionner mes compétences en rédaction dans la langue anglaise. De plus, la publication d’articles scientifiques dans des revues avec comité de lecture est le moyen le plus efficace de transmettre nos connaissances et résultats à la communauté scientifique. Il s’agit aussi d’une redevance envers les organismes subventionnaires.

Toutefois, le choix de cette méthode comporte des inconvénients. Le format conventionnel des articles scientifiques demande une écriture concise et précise, ce qui peut être problématique dans le cadre d’un projet « multi-proxy » comportant, entre autres, une méthodologie diversifiée. En fait, les sections suivantes : l’introduction, le site d’étude et particulièrement la méthodologie ne peuvent être très élaborés dans un article. C’est pour cette raison que le lecteur trouvera l’introduction, le chapitre 1 (site d’étude) et le chapitre 2 (méthodologie) rédigés en français; suivi du manuscrit de l’article scientifique en langue anglaise (chapitre 3) et finalement la dernière partie (chapitre 4) composée d’un sommaire et d’une conclusion générale rédigés en français. Il est donc inévitable que certaines informations soient quelque peu répétitives entre les deux premières sections.

1

INTRODUCTION

Contexte des changements globaux en Arctique

Le climat terrestre a toujours été naturellement variable dû aux cycles tels que les successions de périodes glaciaires et interglaciaires. Le climat est conditionné par le rayonnement solaire ainsi que le bilan énergétique de la surface de la terre et de l’atmosphère. Il est également le résultat des interactions non linéaires entre différents compartiments internes tels que l’atmosphère, les océans, la biosphère, les surfaces terrestres et la cryosphère (Bradley, 1999; Grassl, 2001). Cependant, cette variabilité naturelle a été bouleversée par l’expansion des activités humaines et à l'utilisation de ressources non renouvelables telles que les combustibles fossiles (Serreze et al., 2000; Pienitz et al., 2004). Ce bouleversement dans le cycle naturel climatique, associé principalement à une modification de la composition atmosphérique et l’augmentation généralisée des températures de la basse atmosphère, a un impact énorme sur les écosystèmes planétaires. Afin de mieux anticiper les impacts futurs de ces bouleversements, il est essentiel de comprendre les événements climatiques passés ainsi que leurs effets sur les milieux terrestres, notamment en zones nordiques, car ces environnements sont particulièrement affectés par la modification du cycle des variations climatiques. En fait, les régions nordiques sont des lieux privilégiés pour l’étude des changements globaux puisqu’ils sont les premiers à réagir aux modifications environnementales (Douglas et al., 2004).

En effet, il a été démontré que les régions, comme l’Arctique canadien, situées à de hautes latitudes sont beaucoup plus vulnérables aux changements récents, de par les mécanismes de rétroaction positive qui accentuent leurs effets (Everett et Fitzharris, 1998, Pienitz et al.,

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2004). Les vastes régions continentales couvertes de neige et les banquises des océans ont un important albédo. Ce phénomène de réflexion des rayons solaires vers l’espace contribue naturellement à réduire le transfert de chaleur vers la Terre. Toutefois, le réchauffement global entraine une diminution de l’étendue du couvert de neige et de glace (ayant un grand pouvoir de réflexion comparativement à un sol sans couvert neigeux), ce qui réduit significativement l’albédo. Cette rétroaction positive provoque une augmentation de l’absorption des rayons solaires sur terre et sur mer, engendrant un réchauffement plus important (Holland et Bitz, 2003; Pienitz et al., 2004; Serreze et al., 2009). Jusqu’à maintenant, les conséquences directes de ces changements se sont traduites par une hausse de la température de la basse atmosphère et des modifications au niveau du régime hydrique. Ces changements entrainent à leur tour une hausse du niveau marin relatif, la dégradation du pergélisol, la diminution de la formation de glace de mer ainsi que des modifications dans la répartition géographique et l’abondance des précipitations (Everett et Fitzharris, 1998; Serreze et al., 2000; Vincent et al., 2001). L’impact sur les glaciers et les calottes de glace n’est pas négligeable. Leur réponse face aux variations climatiques actuelles est bien connue : ils fondent et contribuent grandement à l’augmentation du niveau marin. Ce qui demeure incertain, c’est leur évolution future (Gardner et al., 2011; Jacobs et al., 2012).

Les répercussions énumérées précédemment se produisent à différentes échelles dans le Nord canadien. L’augmentation des températures moyennes se produit de manière inégale, particulièrement dans les hautes latitudes. D’abord, on constate une hausse plus prononcée dans la portion nord-ouest du Canada comparativement à l’est (Figure 1). Le Nord du Québec et du Labrador semblent même montrer, jusqu’à aujourd’hui, une certaine résilience et inertie aux changements climatiques (Saulnier-Talbot et al., 2003; Pienitz et al., 2004). Le bassin de Foxe est situé à la croisée entre la zone très affectée par les changements climatiques (extrême Arctique canadien) et celle relativement stable (Nord du Québec). Bien que le bassin de Foxe présente certains signes de réchauffement, par exemple dans la diminution du volume saisonnier du couvert de glace (Moore, 2006) ou dans l’augmentation des taux de fonte des calottes de glace (Zdanowicz et al., 2012), elle semble jusqu’à maintenant relativement moins affectée que l’Ouest canadien et l’extrême Arctique (Jacobs, 1997).

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Figure 1. Tendance dans les températures moyennes annuelles, 1984-2003. (Environnement Canada, 2007)

Parmi les régions limitrophes au bassin de Foxe, on trouve celle du lac Nettilling (Nunavut) qui se situe dans la zone charnière entre les deux scénarios de réponses climatiques (celui de l’extrême Arctique vs le Nord du Québec). Étant donné sa superficie importante, son volume et l’influence des eaux de fonte de la calotte Penny qui se situe dans son basin hydrographique sur la Péninsule de Cumberland, le lac Nettilling est un site intéressant pour comprendre l’impact des fluctuations climatiques actuelles dans le secteur du Bassin de Foxe.

Effets des changements globaux sur lacs nordiques

Les lacs nordiques sont reconnus pour répondre rapidement aux changements environnementaux tels que la température, les précipitations ou l’évaporation (Wolfe et Smith, 2004; Hodgson et Smol, 2008). Une simple modification climatique peut perturber leur dynamique lacustre. Il est connu que le couvert de glace, dépendant de la température, y joue également un rôle important. Dominant de septembre à juin, le couvert de glace peut atteindre 2 m d’épaisseur dans le moyen et haut-Arctique. Il joue un rôle important dans la circulation, la photopériode et par le fait même sur la productivité primaire des lacs. Beaucoup d’études ont également démontré que les changements récents observés dans certains lacs nordiques n’ont pas d’analogue dans le passé (e.g. Wolfe et Smith, 2004).

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Étude paléolimnologique des lacs arctiques

Malgré des signes évidents de changements environnementaux, nos connaissances demeurent limitées concernant la variation des écosystèmes dans le passé. Dans l’optique de mieux comprendre la nature et l’ampleur des changements actuels et futurs, il est primordial de comparer les conditions actuelles avec des enregistrements du passé (Pienitz et al., 2004). Pour ce faire, l’absence d’instrument de mesure oblige l’utilisation de méthodes indirectes pour reconstruire ces conditions environnementales, d’où l’intérêt de la paléolimnologie. Certes, plusieurs méthodes permettent de reconstruire les conditions climatiques passées, telles que la dendrochronologie, l’analyse pollinique ou encore l’étude des carottes de glace, mais l’abondance des lacs en milieu arctique facilite et justifie l’utilisation de l’approche paléolimnologique (Pienitz et al., 2004). Elle consiste en l’étude des dépôts plus anciens de séquences sédimentaires des écosystèmes lacustres jusqu’aux dépôts les plus récents (Cohen; 2003; Wolfe et Smith, 2004).

Étant donné la sensibilité des milieux lacustres aux changements environnementaux passés et futurs ainsi, le nombre d’études paléolimnologiques dans l’Arctique canadien a considérablement augmenté dans la dernière décennie (Overpeck et al., 1997; Wolfe et Smith, 2004). Toutefois, le nombre d’études détaillées et de sites bien datés demeure encore peu élevé et un effort reste à faire pour améliorer la résolution spatiale des enregistrements climatiques reconstitués. Pour y arriver, les approches multi-proxy sont un bon modèle à adopter (Wolfe et Smith, 2004).

Intérêt de l’approche multi-proxy

L’approche paléolimnologique multi-proxy intègre l’étude de plusieurs indicateurs climatiques. Elle peut combiner à la fois des indicateurs physiques, chimiques et biologiques mesurés dans les sédiments lacustres, pour ainsi identifier les changements qui se sont opérés suite à des variations climatiques d'origine naturelle ou anthropique (Pienitz et al., 2004). L’intégration de plusieurs indicateurs permet de confronter différentes informations archivées dans les accumulations sédimentaires, et ainsi de conforter les interprétations.

5 Physique et géochimique

Les variations sédimentologiques, stratigraphiques et géochimiques permettent de déduire et de tracer certains changements environnementaux qui se sont opérés dans les lacs et leurs bassins versants. Dépendamment des caractéristiques du lac et de son bassin versant, les sédiments qui s’y accumulent peuvent intégrer des informations climatiques puisqu’ils répondent aux changements environnementaux tels que la température, les précipitations, la durée du couvert de glace ou de l’épaisseur de neige tombée (Hodgson et Smol, 2008). Dans certains cas, d’autres variables sédimentaires, telles que l’épaisseur des varves ou le taux de sédimentation, permettent d’estimer de manière semi-quantitative le changement de température (Hambley et Lamoureux, 2006).

Les varves consistent en une série de laminations qui peuvent se former de manière rythmique et saisonnière dans les sédiments lacustres, marins ou estuariens (O’Sullivan, 1983; Lamoureux et Gilbert, 2004b). Dans un contexte où le lac alimenté par la fonte d’un glacier, l’important apport sédimentaire et le fort débit durant la période estivale favorisent le dépôt des sédiments grossiers, alors que les particules fines, trop petites pour sédimenter, demeurent dans la colonne d’eau. Durant l’hiver, lorsque le lac est protégé par un couvert de glace, les apports externes de sédiments et le courant sont limités, les sédiments fins peuvent se déposer. La simplification d’une séquence typique de formation de varves clastique glaciaire est le dépôt de silt au printemps, du sable en période estivale (généralement de couleur claire) et finalement de l’argile en hiver (couleur plus foncée). La formation et la préservation de ces structures ne sont cependant pas possibles dans tous les lacs. Elle est d’abord fortement dépendante de l’apport sédimentaire du bassin versant. En général, les lacs qui bénéficient de peu d’apports et où le taux de sédimentation est très faible ne possèdent pas les conditions nécessaires à la formation de varves. Par ailleurs, de grandes turbulences à la surface de l’eau dans les lacs ayant une colonne d’eau non stratifiée ou encore la présence d’oxygène à l’interface eau-sédiment, qui favorise la présence d’organismes benthiques, peuvent perturber ou empêcher la préservation des varves limitant ainsi l’interprétation paléoclimatique (O’Sullivan, 1983; Lamoureux et Gilbert, 2004b).

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Les variations géochimiques offrent la possibilité d’analyser les processus qui s’opèrent à grande échelle dans un lac et dans son bassin versant (Boyle, 2001). Elle permet également de décrire de manière élémentaire la composition du sol et des sédiments. Toutefois, l’interprétation des variations géochimiques des séquences sédimentaires est plus significative lorsque combinée à d’autres méthodes, telles que les approches biologiques (Mackereth, 1966).

Biologique

Les diatomées sont des algues unicellulaires phytoplanctoniques qui se trouvent dans tous milieux aquatiques. Ce sont les producteurs primaires les plus importants dans les lacs nordiques où la lumière est suffisante pour effectuer la photosynthèse (Douglas et al., 2004). La cellule de l’organisme est enveloppée d’un frustule formé de silice. Une fois leur cycle de vie complété, la diatomée meurt et se dépose au fond des lacs. Les frustules siliceux s’y accumulent avec les années se préservent avec les sédiments inorganiques tandis que la matière organique se décompose lentement. Les diatomées sont des bio-indicateurs de choix pour plusieurs raisons, 1) elles sont abondantes et diversifiées, 2) chaque espèce possède des optimums climatiques et des niches écologiques spécifiques, et finalement 3) elles ont un cycle de vie suffisamment court pour répondre rapidement aux changements environnementaux (Birks, 1998). Ainsi, les différents assemblages diatomifères dans les séquences sédimentaires permettent d’identifier les modifications des conditions limnologiques qui se sont opérées dans un lac (Wolfe et Smith, 2004).

Études paléoclimatologiques et paléolimnologiques effectuées dans la partie centrale de l’Île de Baffin et autour du Bassin de Foxe

Malgré qu’il soit le plus grand lac de tout l’archipel arctique canadien, le lac Nettilling est encore très peu étudié. Oliver (1964) est un des seuls à avoir publié un article sur sa limnologie. Ses observations ont généré des informations sommaires et ont permis de dresser un bref portrait limnologique du lac. Des recherches plus détaillées sont toutefois nécessaires afin d’approfondir nos connaissances sur ce grand lac. Plus récemment, Jacobs et Grondin (1988) ont démontré que les deux grands lacs de l’Île de Baffin, soit le lac Nettilling et le lac Amadjuak, influencent le climat régional de l’Île. Ce couple hydrographique agit comme un réservoir de chaleur qui maintient des températures

7 modérées durant des périodes plus froides de l’été et retarde le refroidissement à l’automne. Ces deux études montrent l’intérêt de s’attarder au lac Nettilling et l’ampleur des recherches qui doivent y être faites afin d’augmenter le peu de connaissances que nous avons sur cet immense plan d’eau.

Des recherches dont la méthodologie est similaire à la présente étude ont été faites dans le passé sur d’autres lacs de l’Arctique canadien (par ex : Hughen et al., 2000; Moore et al., 2001; Lamoureux et Gilbert, 2004a; Rolland et al., 2009). Moore et al. (2001) ont produit une étude à partir d’une carotte de sédiments varvés du lac Donard (sud de l’Île de Baffin), alimenté par les eaux de fonte du glacier Caribou. Elle démontre une corrélation positive entre l’épaisseur des varves et les températures estivales moyennes. Cette corrélation a permis de produire des reconstructions paléoclimatiques et ainsi générer des connaissances sur la variabilité climatique de la région du sud de l’Île de Baffin.

Rolland et al. a produit une étude sur l’évolution d’un lac localisé sur l’Île de Southampton (Nunavut) à l’aide de capsule de larves de chironomides fossiles (indicateur biologique) conjugué à des analyses sédimentologiques et géochimiques. Des évidences du réchauffement du Medieval Warm Period (1160 à 1360 AD) et du refroidissement du Petit Âge glaciaire (1360 à 1700 AD) ont été identifiées dans les carottes de sédiment.

Selon Lamoureux et Gilbert (2004a), la comparaison entre l’épaisseur des varves, les températures automnales et les précipitations de neige a permis de constater une bonne corrélation dans les sédiments du lac Bear (Île de Devon, Nunavut). Ils démontrent aussi que les carottes de sédiments lacustres enregistrent les variations climatiques de la même façon que les carottes de glace (Lamoureux et Gilbert, 2004a). Ils ont également comparé les archives sédimentaires du lac Bear avec une carotte de glace de la calotte de Devon. Leurs résultats illustrent que le taux de sédimentation du lac Bear a augmenté radicalement dans les années 1900 comparativement à une augmentation plus hâtive de la fonte de la calotte qui a débuté vers 1850. L’enregistrement de la fonte du glacier dans les sédiments lacustres s’est donc produit avec un certain retard (Lamoureux et Gilbert, 2004a).

D’autres chercheurs démontrent que l’extraction de lames minces d’une séquence sédimentaire s’applique très bien à l’étude des sédiments laminés, puisqu’elles permettent

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d’étudier les variabilités des microstructures dans les sédiments. Ces variabilités s’expliquent par des changements dans la source des sédiments ainsi que dans les conditions lacustres à travers le temps (Cuven et al., 2011). Par exemple, en combinant les images haute résolution des lames minces avec les profils géochimiques de la carotte de sédiment, il est possible de reconstruire les conditions paléohydrologiques de la région d’étude et leurs impacts sur des sédiments laminés (Cuven et al., 2010).

Objectif général

L’objectif général de cette recherche est de reconstruire les paléoenvironnements de la région du lac Nettilling, Île de Baffin (Nunavut) au cours des derniers 600 ans. Les données générées permettront aussi d’accroître nos connaissances de la variabilité climatique naturelle de l’Arctique canadien, et à d’autres chercheurs de proposer des scénarios « régionaux » sur l’évolution du climat futur et ses impacts appréhendés sur cet écosystème aquatique majeur de l’Arctique.

Objectifs spécifiques

1. D’établir une géochronologie de la carotte sédimentaire du lac Nettilling;

2. D’analyser la stratigraphie, les structures sédimentaires et les variations géochimiques observées dans la carotte de sédiment lacustre en relation avec la dynamique de fonte du glacier Penny;

3. D’analyser la biostratigraphie à l’aide de diatomées fossiles de la carotte de sédiment afin de reconstruire qualitativement les conditions limnologiques et ainsi déduire les conditions environnementales passées.

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Hypothèses

Les deux hypothèses principales qui seront vérifiées dans cette recherche sont les suivantes :

1. Les variations sédimentologiques de la baie nord-est du lac reflètent la dynamique de fonte de la calotte Penny et enregistrent indirectement la variation climatique régionale;

2. Les assemblages biostratigraphiques reflètent les changements des conditions limnologiques passées et permettent de déduire les changements paléoenvironnementaux dans le bassin versant du lac Nettilling.

Retombées possibles au plan scientifique et intérêts spéciaux de la recherche

Cette recherche multidisciplinaire a permis d’abord d’étendre notre connaissance sur la lithostratigraphie lacustre de même que sur les processus sédimentologiques du plus grand lac de l’archipel arctique canadien. Par ailleurs, l’originalité de la recherche réside dans le fait qu’elle permet un couplage des informations relatives à la fonte de la calotte glaciaire Penny avec des données sédimentaires provenant du lac Nettilling. L'étude parvient à démontrer que les variations stratigraphiques dans le lac Nettilling peuvent être corrélées avec les variations de fonte sur Penny, il devient donc possible d'utiliser les archives sédimentaires du lac pour valider les données des carottes de glace de Penny. Subséquemment, une amélioration de nos connaissances sur l’évolution du climat dans une région encore peu affectée par les changements climatiques est possible. Cette étude est donc utile pour améliorer notre connaissance de la variabilité climatique naturelle des régions arctiques limitrophes au lac Nettilling. Étant une étude pionnière sur le site d’étude et le peu d’information disponible, seules des reconstructions qualitatives des conditions environnementales sont produites.

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CHAPITRE I

RÉGION ET SITE D’ÉTUDE

1.1 Localisation de la région d’étude

Cette étude a été effectuée au lac Nettilling, dans la partie centrale de l’Île de Baffin au Nunavut (Figure 2). Le site d’échantillonnage se trouve dans la partie est du lac, à proximité de la rivière Isurtuq (66°40’24,4’’N, 69°55’01,4’’O).

1.2 Portrait de la région

L’Île de Baffin est la plus grande du Canada (507 451 km2) et chevauche le cercle polaire Arctique. Elle est bordée par de grandes étendues d’eau dont le Bassin de Foxe à l’ouest, le Détroit d’Hudson au sud, la Baie de Baffin à l’est et le Détroit de Lancaster au nord.

La topographie de la partie centrale de l’île est marquée par une région de basses terres dans sa partie ouest, soit la Grande Plaine de Koukdjuak (Figure 3a). Cette zone de faible altitude, nommée le Dewey Soper Migratory Bird Sanctuary, s’étend sur plus de 50 000 km2 et forme une vaste zone migratoire pour les oiseaux (Jacobs, 1997). Cette région est entourée par des terrains plus élevés, à l’exception de sa portion sud (De Angelis, 2007). À l’opposé, l’est de l’Île de Baffin est formé principalement de crêtes montagneuses, possédant une côte entrecoupée par la Baie de Cumberland, la Baie de Frobisher, de nombreux fjords et 2 calottes glaciaires (De Angelis, 2007).

Le paysage de la partie centrale méridionale de la Terre de Baffin est marqué par la présence de milliers de lacs et de mares qui représentent d’importants habitats aquatiques naturels. Le lac Amadjuak et le lac Nettilling constituent les plus grandes étendues d’eau douce de tout l’archipel arctique canadien (Jacobs, 1997)

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Figure 3. Comparaison entre A) le relief à l’ouest de la partie centrale de l'Île de Baffin, soit la Grande Plaine de Koukdjuak et B) le relief au sud-est à l’embouchure de la rivière Amadjuak. Photographies : Beaudoin, 2010.

1.3 Géologie et géomorphologie

Le centre de l’Île de Baffin repose sur deux provinces géologiques distinctes. La partie orientale est caractérisée par un socle composé de roches cristallines (gneiss et granites) d'âge archéen à paléoprotérozoïque de la province de Churchill (Blackadar, 1967; Jacobs et Grondin, 1988; St-Onge et al., 2006). À l’ouest, les roches sédimentaires ordoviciennes affleurent à une altitude ne dépassant pas les 30 m. Cette formation est principalement composée de carbonates appartenant à la plate-forme de l’Arctique (Wheeler et al., 1997). Elle se prolonge à l’ouest jusqu’au bassin de Foxe et dans le Détroit d’Hudson au sud.

1.4 Histoire quaternaire et paléogéographie

La région de l’Île de Baffin a été marquée par la dernière glaciation Wisconsinienne. À ce moment, une énorme calotte glaciaire, nommée Inlandsis Laurentidien, recouvrait la partie septentrionale de l’Amérique du Nord. L’extension maximale de cet inlandsis s’est produite il y a environ 18 à 20 ka B.P. (Figure 4) (Dyke et al., 2002). Le centre de l’inlandsis était positionné sur la baie d’Hudson et il comportait trois dômes distincts : 1) Keewatin, 2) Baffin/Foxe et 3) Labrador (Fulton et Prest, 1987; Occhietti, 1987; Dyke et al., 2002).

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Figure 4. Extension maximale de l’Inlandsis Laurentidien (Adapté de Dyke et al., 2002).

Le dôme de Foxe s’étendait sur la portion est du Bassin de Foxe et sur l’Île de Baffin. Il est demeuré stable entre le maximum glaciaire (18 ka B.P.) et 7 ka B.P. Par la suite, la déglaciation s’est produite suivant un patron contrôlé par la topographie (De Angelis, 2007). Vers 6 ka B.P., une désintégration et un recul très marqué de la calotte jusqu’à la hauteur de la côte ouest actuelle de l’Île de Baffin se sont produits et ont permis l’ouverture du Bassin de Foxe (Figure 5).

Figure 5. Illustration de la désintégration du dôme de Foxe entre 7-6 ka B.P. (De Angelis, 2007).

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15 Suite au début du retrait de l’inlandsis vers 7 ka B.P., la mer a progressivement envahi les zones de basses terres ayant subies une forte subsidence isostatique sous le poids de l'inlandsis (Figure 6). Se situant sous la limite marine (93 m d’altitude), la région actuelle de lac Nettilling a été complètement submergée par les eaux salées (Blake 1966; Jacobs et al., 1997). Le relèvement isostatique a provoqué le retrait de la mer et a permis l’établissement d’un plan d’eau douce vers 5 ka B.P. (Jacobs et al., 1997).

Figure 6. Limite de l’invasion marine dans le bassin de Foxe (De Angelis, 2007, adapté de Prest et al., 1968).

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Plusieurs événements et perturbations climatiques postglaciaires d’envergure se sont produits dans l’hémisphère nord. Plus particulièrement, l’Optimum Climatique Médiéval dont l’évidence est encore controversée en Arctique, se serait étendu de 1160 à 1360 A.D. Durant cette période les températures auraient été supérieures de 1 °C, comparativement à celle d’avant 1195 A.D. (Rolland et al., 2009). À l’opposé, le Petit Âge Glaciaire, associé à un refroidissement généralisé, a été enregistré entre 1375 et 1820 A.D. (Moore et al., 2001).

Ces événements climatiques ont marqué l’histoire quaternaire de la région et y ont laissé leurs marques dans le paysage actuel, tel le réseau de drainage et les calottes glaciaires résiduelles. On trouve quelques unes de ces calottes sur la côte est de l’Île de Baffin, dont celle de Penny située au nord de la Baie de Cumberland ainsi que celle de Barnes un peu plus au nord (Jacobs et al., 1997; Fisher, 1998; Zdanowicz et al., 2012). Ces deux calottes sont les seules reliques de l’Inlandsis Laurentidien. En plus de ces calottes polaires, le passé glaciaire a également laissé en héritage un dépôt de till mince et discontinu sur une grande portion du territoire et de nombreux eskers (De Angelis, 2007). La limite inférieure (sud) du pergélisol continu se situe dans la zone méridionale de l’Île de Baffin (Heginbottom, 1984). L’épaisseur de la couche active, soit la couche superficielle du sol qui dégèle avec les chaleurs saisonnières, varie entre 0,5 m dans les dépôts mal drainés et 2 m de profondeur dans les sédiments plus grossiers comme le sable (Jacobs et al., 1997; Genest, 2000). Dans la partie de basses terres, le relief est marqué par la formation du pergélisol et par les processus côtiers (De Angelis, 2007).

1.5 Lac Nettilling

Le lac Nettilling, situé à une altitude de 30 m au-dessus du niveau de la mer, est le plus grand lac de tout l’archipel arctique canadien (Figure 2). Ayant une superficie de 5 541,7 km2, il est le sixième plus grand lac situé entièrement au Canada (Tableau 1) (Oliver, 1964; Jacobs et Grondin, 1988; Kristofferson et al., 1991). Les affluents principaux sont le lac Amadjuak au sud et la rivière Isurtuq au nord-est qui est alimentée par les eaux de fonte de la calotte glaciaire Penny. Le lac est drainé dans le Bassin de Foxe via la rivière Koukdjuak, longue de

17 74 km (Oliver, 1964; Jacobs et al., 1997). La profondeur moyenne est de moins de 60 m, mais atteint en son point le plus profond 132 mètres (Oliver, 1964). Étant donné la grande exposition au vent, l’eau douce du lac est bien mélangée et ne présente probablement aucune période de stratification, ni de formation de thermocline (Jacobs et Grondin, 1988). La température moyenne de l’eau de la partie est, mesurée par Oliver (1964) à la fin du mois d’août, se situe au-dessus de 4°C. Dans les petites baies peu profondes (< 20 m), cette température atteint 8,8 °C (Oliver, 1964). À l’exception de la baie Burwash, le lac est normalement dégelé au début du mois d’août. Localisée au sud du lac, cette baie est ouverte plus tôt dans la saison, car elle est directement alimentée par le lac Amadjuak qui est moins profond, donc réchauffé plus hâtivement dans la saison (Jacobs et al., 1997). La forte exposition au vent permet certainement au lac Nettilling d’être libre de glace chaque année (Oliver, 1964).

La présente étude se concentre principalement sur la partie nord-est du lac Nettilling, où une carotte de sédiment lacustre (Ni5-8) a été prélevée. Dans cette section, la dynamique lacustre est fortement influencée par les eaux de fonte en provenance de la calotte glaciaire Penny. Hautement chargée de sédiments glaciaires, cette décharge d’eau entraîne la formation d’un panache très marqué, et crée un milieu très contrasté comparativement au reste du lac (Figure 7).

Tableau 1. Morphométrie du lac Nettilling.

Superficie totale 5 541,7 km2

Superficie des îles 478,6 km2

Superficie nette d’eau 5 063,1 km2

Étendue maximale 122,7 km2

Profondeur moyenne Entre 20 et 30 m

Altitude 30 m

Bassin versant (incluant le lac Amadjuak) 55 900 km2

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Figure 7. Différence de turbidité de l’eau du lac Nettilling entre A) rive ouest du lac près de l’effluent (rivière Koukdjuak), et B) la baie nord-est du lac, alimentée par les eaux de fonte glaciaires (Photographies : Beaudoin, 2010).

1.6 Calotte glaciaire Penny

La calotte glaciaire Penny est localisée sur la péninsule de Cumberland dans l’est de l’Île de Baffin (Figure 2). Mesurant environ 6 000 km2, elle est la calotte glaciaire d’importance la plus méridionale de tout l’archipel arctique canadien (Goto-Azuma et al., 1998; Parcs Canada, 2009; Zdanowicz et al., 2012). Présentement, le sommet de la calotte se situe à environ 1 932 m d’altitude au-dessus du niveau de la mer tandis que l’épaisseur de la glace en son centre est de l'ordre de 330 à > 500 m (Weber and Andrieux 1975; Holdsworth, 1984; Fisher et al., 1998; Zdanowicz et al., 2012).

Les calottes sont considérées comme étant des systèmes « hydroclimatiques ». Leur formation et leur maintien sont dépendants des phénomènes climatiques et hydrologiques, tels que les précipitations et les températures. Leur évolution peut être quantifiée en utilisant le bilan de masse annuel, soit la différence entre l'accumulation et les pertes par ablation (fonte, vêlage d'icebergs), exprimée en masse d’eau sur une année. Un bilan positif implique une accumulation annuelle supérieure à l’ablation durant la saison estivale, tandis qu’un bilan négatif se produit lorsque les accumulations n’arrivent pas à compenser les pertes. Cet indice est un bon indicateur puisque ses fluctuations traduisent les variations des taux de précipitations et de fonte, il représente donc indirectement le climat régional (Cuffey et Paterson, 2010).

19 Plusieurs études faites à partir de carottes de glace démontrent que les calottes de l’Arctique canadien fondent à un rythme accéléré depuis les dernières décennies, avec des taux de fonte excédant ceux des millénaires passés (Fisher et al., 2011). Toutefois, malgré une augmentation considérable des taux de fonte sur la calotte Penny depuis les années 1980, ce pourcentage demeure encore près des moyennes observées au cours des millénaires récents. Ceci contraste avec la calotte Agassiz (nord de l’Arctique canadien) où les taux de fonte récents dépassent largement la variabilité des derniers 2 000 ans (Figure 8).

Figure 8. A) Pourcentage de fonte récente de la calotte Penny (moyenne de 5 ans). B) Pourcentage de fonte annuelle depuis les 2000 dernières années (b: Penny, c: Devon (carotte 1972-73) et d: Devon (carotte 1999)) (Adapté de Fisher et al., 2011).

Sur Penny, la période de fonte estivale au sommet de la calotte est concentrée entre 60 et 90 jours (Zdanowicz et al., 2012). Toutefois, la fonte estivale aux marges de la calotte est probablement d’une plus longue période que celle estimée au sommet. Ainsi, la période de transfert de sédiments par la rivière Isurtuq vers le lac Nettilling doit se produire sur plusieurs mois en été. Lors des pics saisonniers de fonte, le débit de la rivière augmente et, par le fait même, l’érosion du chenal s’accentue. Le déversement des eaux de fonte, hautement chargées de sédiments glaciaires et fluvio-glaciaires, entraine la formation d’un panache très important dans les eaux de la portion nord-est du lac Nettilling. Il est donc possible que la crue saisonnière s’enregistre dans les sédiments.

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CHAPITRE II

MÉTHODOLOGIE

2.1. Sources et cueillettes des données

Au début du mois d’août 2010 (1-3 août), une mission d’échantillonnage a été effectuée. Celle-ci a permis de récupérer une carotte de sédiment lacustre (Ni5-8) longue de 90 cm à l’aide d’un carottier à percussion (Aquatic Research Instruments) sous une profondeur de 18,9 m d’eau. La carotte a été conservée dans son tube de carottage, et protégée lors du transport pour éviter tout remaniement vertical du sédiment. De retour dans les locaux du Laboratoire de Paléoécologie Aquatique (LPA) de l’Université Laval, la carotte a été entreposée et conservée verticalement dans une chambre froide à température contrôlée de 4 °C. Suite au sectionnement longitudinal de la carotte, une analyse visuelle du sédiment a permis de déterminer les différentes couleurs de sédiments (échelle de Munsell) et les différentes structures qui composent la carotte. L’une des demi-carottes a été conservée comme archives alors que l’autre a été sectionnée à des intervalles de 0,5 cm, environ 7 jours après la collecte de la carotte. Chaque sous-échantillon a été lyophilisé afin d’obtenir une estimation du contenu en eau dans le sédiment.

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2.2. Traitement des échantillons 2.2.1. Méthodes de géochronologie 2.2.1.1. Datation au 210_{plomb (}210_Pb)

Théorie

La méthode du 210Pb est une datation basée sur le principe de la désintégration radioactive du 210Pb (demi-vie de 22,3 ans), un isotope radioactif naturel du plomb (Appleby, 2001). Elle est la plus appropriée pour porter des sédiments récents sur une échelle chronologique de maximum 150 ans et pour estimer un taux de sédimentation.

Le 210Pb fait partie d’un cycle naturel de désintégration d’un isotope radioactif naturel de l’uranium (238U). Au cours d’une « chaine de réactions », 238U se désintègre en 206plomb (206Pb), en passant par le 210Pb (Sorgente et al., 1999; Appleby, 2001).

Figure 9. A) Série de désintégration radioactive de 238_{U, les demi-vies sont indiquées au-dessus}

des flèches (milliards d’années (Ga), années (a) et jours (j) et B) Provenances du 210_{Pb dans les}

sédiments lacustres (Bouchard, unpublished, modifié de Oldfield et Appleby, 1984; Appleby, 2001.)

A

B

23 La radioactivité totale du 210Pb dans les sédiments se divise en deux :1) le plomb supporté et 2) le non-supporté (Figure 9). Le 210Pb dit « supporté » est la fraction du plomb qui se forme dans les sédiments suite à la désintégration du 222radon (222Rn). Lors de cette désintégration, une partie du 222Rn s’échappe et retourne dans l’atmosphère (forme gazeuse). Ce dernier ce désintégrera éventuellement en 210Pb mais dit « non-supporté ». On suppose qu’il se désintègre complètement en 6 ou 7 demi-vies (130-150 ans). Ainsi, après 150 ans, il ne reste que le plomb supporté dans les sédiments. L’activité radioactive du plomb « non-supporté » diminue de manière exponentielle avec le temps et la mesure de cette décroissance radioactive permet finalement d’établir un taux de sédimentation.

Un élément essentiel dans l’utilisation de cette méthode de datation est la validation par des radio-isotopes artificiels, soit 90strotium (90Sr), 137caesium (137Cs), 239plutonium (239Pu) et

240_{plutonium (}240_{Pu). Ces radio-isotopes ont été émis dans l’atmosphère suite à des tests}

d’armements nucléaires au milieu du XXe siècle. Plus précisément, la concentration atmosphérique du 137_{Cs a atteint un sommet en 1963, tout juste avant l’interdiction des}

essais nucléaires atmosphériques. Il est utile de valider les modèles de datation du plomb par les évènements connus de maximum des radio-isotopes artificiels. Ainsi, on peut facilement associer le « pic » de 137Cs d’une carotte sédimentaire lacustre à l’année 1963, ce qui permet de corriger ou valider les résultats obtenus au 210Pb (Appleby, 2001).

Laboratoire

Environ 5 grammes (g) de sédiments, préalablement lyophilisés, ont été pesés et encapsulés dans des flacons hermétiques. Ils ont été mis de côté pour une période de 20 à 30 jours (6-7 demi-vies du 222Rn). Cette étape permet d’atteindre l’équilibre séculaire entre le 210Pb et le

226_{Ra. Finalement, les flacons ont été placés un à un dans le compteur gamma pour une}

durée de 24 heures (h). Ainsi, l'activité du 210Pb, 214Pb et 137Cs a été mesurée. L’analyse a été faite tous les centimètres jusqu’à la profondeur de 26 cm (soit un échantillon sur deux) et à un intervalle de 4 cm pour les échantillons de 26 à 90 cm.

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2.2.1.2. Datations au 14_{carbone (}14_C)

Le radiocarbone est la méthode de datation privilégiée pour dater des sédiments lacustres entre 200 et 40 000 ans (Wolfe et al., 2004). Toutefois, cette méthode de datation des sédiments lacustres peut s’avérer problématique dans les régions arctiques, car ils sont généralement très pauvres en matière organique (Lamoureux et Gilbert, 2004b; Fallu et al., 2004; Saulnier-Talbot et al., 2009).

Le principe fondamental de cette méthode se base sur le fait que les organismes photosynthétiques incorporent du carbone atmosphérique tout au long de leur vie et le transmettent aux niveaux trophiques supérieurs. Ainsi, la concentration de 14C dans chaque organisme vivant est en équilibre avec la concentration 14C de l’atmosphère. Lorsque ces organismes meurent, le taux de 14Cdes tissus cellulaires se dégrade de manière constante (demi-vie de 5730 ans) (Wolfe et al., 2004). En analysant la composition isotopique du carbone résiduel de la matière organique, il est possible de déterminer l’âge de l’échantillon. Six niveaux de la carotte Ni5-8 ont été choisis pour des datations au 14C par AMS (Accelerator mass spectrometry), car ils représentent des zones de changements importants dans le contenu en eau, matière organique (LOI550) (voir ci-dessous), tailles des

grains, mais surtout dans la composition chimique. Les résultats obtenus ont été calibrés dans le logiciel Calib 6.0 html par le biais de la courbe de calibration IntCal09 (Stuiver et Reimer, 1993).

2.2.1.3. Paléomagnétisme

Le paléomagnétisme est une méthode de datation récente et encore peu utilisée dans les études paléolimnologiques. Cette méthode est basée sur le principe que dans les milieux aquatiques, sous des conditions favorables, les particules magnétiques que contiennent les sédiments s’orientent en fonction de la direction du champ magnétique terrestre et de son intensité au moment du dépôt (Stoner et St-Onge, 2007).

Laboratoire

Des profilés en forme de U (2 cm de large par 2 cm de profondeur) ont été prélevés dans la demi-carotte Ni5-8 afin d’obtenir un échantillon longitudinal. Ils ont été analysés au

25 magnétomètre cryogénique 2G EnterprisesTM 760R au laboratoire de paléomagnétisme de l’Institut des sciences de la mer à Rimouski (ISMER) de l’Université du Québec à Rimouski (UQAR). Les mesures de paléo-inclinaison ont été prises à une résolution de 1 cm. Toutefois, étant donné que l’appareil intègre 4 cm lors des mesures, 4 cm aux extrémités n’ont pas été utilisés afin d’éliminer « l’effet de bord » (Barletta et al., 2010).

Les profilés ont été soumis à plusieurs étapes de démagnétisation de la rémanence naturelle magnétique (NRM) sous un courant de 0 à 80mT à intervalle de 5mT. Les échantillons ont ensuite été induits de plusieurs courants et démagnétisés à divers intervalles de courant afin de mesurer la rémanence anhystéritique magnétique (ARM), isothermale (IRM) et à saturation (SIRM). Ces 3 étapes ont pour but de caractériser les changements dans la concentration des minéraux magnétiques et dans la granulométrie, car ils ont une influence sur les mesures magnétiques (Tableau 2) (Barletta et al., 2010). Les données ont ensuite été traitées dans la macro Excel développée par Mazaud (2005).

Tableau 2. Détails des inductions et des étapes de démagnétisation de la carotte Ni5-8 lors de l’analyse de paléomagnétisme.

Induction Étapes de démagnétisation

NRM -

0 à 80 mT à intervalle de 5 mT

ARM Courant alternatif (100 mT) superposé d’un courant continu (50 µT)

IRM Impulsion d’un courant continu (30 mT)

SIRM Impulsion d’un courant continu (95 mT)

2.2.2. Méthodes d’analyse sédimentologique et stratigraphique 2.2.2.1. Perte-au-feu (LOI 550°C)

La perte-au-feu (loss-on-ignition (LOI550)) permet d’obtenir une estimation de la quantité

de matière organique dans les sédiments (Heiri et al., 2001). Cette analyse a été réalisée sur la carotte Ni5-8 à un intervalle de 1 cm. Environ 0,2 g de chaque échantillon lyophilisé ont été prélevés et chauffés dans un four à une température de 105 °C durant 24 h (DW105). De

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échantillons. Par la suite, les sous-échantillons ont été placés dans un four à 550 °C pour une période de 5 h (DW550). La matière organique est donc transformée en dioxyde de

carbone et en cendres. En appliquant la formule ci-dessous, le contenu en matière organique peut être estimé (Heiri et al., 2001) : LOI550 = ((DW105-DW550)/DW105)*100, où

DW représente le « dry weight ».

2.2.2.2. Granulométrie

Une analyse granulométrique a été effectuée sur le résidu des échantillons de la perte-au-feu. Cette méthode permet d’obtenir la fréquence relative des différentes tailles des particules composant les échantillons. Les sédiments ont été mélangés à une solution d’hexamétaphosphate (concentration de 10 %) afin de réduire la floculation des particules fines avant d’être analysés par un granulomètre laser (Horiba) disponible dans le Laboratoire de Sédimentologie et Géomorphologie du Département de Géographie de l’Université Laval. Des paramètres statistiques (moyenne, médiane, indice d’asymétrie et indice de tri) ont ensuite été calculés à l’aide de GRADISTAT v.8.0 (Blott et Pye, 2001). L’analyse granulométrique se base sur le principe de la diffraction du laser en fonction de la taille des particules. Selon la théorie de la diffraction de Mie, l’intensité du rayon diffracté et son angle d’incidence varient en fonction de la taille des particules (une petite particule aura un grand angle de diffraction) (Last, 2001). Les changements dans la granulométrie sont généralement reliés à des modifications dans le régime hydrologique, par exemple dans les apports en eau (débits) en réponse à des variations saisonnières ou à long terme (Last, 2001; Rolland et al., 2009).

2.2.2.3. Itrax-XRF

À l’aide d’un « ITRAX™ core scanner », des analyses géochimiques ont été effectuées au sein du Laboratoire de Géochimie, Imagerie et Radiographie des Sédiments (GIRAS), INRS-ETE (Québec). L’analyse a permis d’obtenir 1) une photo couleur haute résolution de la surface du sédiment, 2) un profil radiographique (rayon X) à haute résolution (100 micromètres (µm)) facilitant l’observation de la physiographie du sédiment invisible à l’œil nu, et finalement 3) les profils des éléments chimiques majeurs détectés par microfluorescence-X (XRF) à une résolution de 100 µm (Rothwell et Rack, 2006).

27 Dans le cadre de cette étude, une source avec une anode au molybdène a été choisie pour sa capacité à détecter les éléments lourds suivant : calcium (Ca), fer (Fe), titane (Ti), strontium (Sr), rubidium (Rb), zirconium (Zr), potassium (K), cuivre (Cu), zinc (Zn) et d’autres un peu moins lourds : silice (Si), chlore (Cl), phosphore (P) (Rothwell et al., 2006). Les résultats obtenus ont ensuite été évalués selon la présence/absence des éléments chimiques et le signal final a été calculé par le logiciel fourni par le fabricant de l’instrument. Les valeurs obtenues lors de cette analyse correspondent à des concentrations semi-quantitatives, plutôt qu’à des concentrations absolues, car la quantité d’un élément détecté dépend du temps d’acquisition et de la résolution spatiale choisie pour l’analyse (dans cette étude : 100 µm pour 30 secondes (s)). Les variations dans la composition des éléments chimiques ainsi que leurs rapports peuvent ensuite être utilisés pour déduire des variations des apports terrigènes du bassin versant qui sont reliées à des changements environnementaux (Rothwell et Rack, 2006) (Tableau 3). L’exploration statistique des données a par la suite été effectuée à l’aide des logiciels R (Gentleman et Ihaka, 1997) et C2 (Juggins, 2003). Les graphiques ont ensuite été produits à l’aide du logiciel SigmaPlot (Systat Software Inc.).

Tableau 3. Rapports d'éléments chimiques et leur interprétation en analyses sédimentologiques.

Ratio Interprétation

Si/Ti La silice (Si) regroupe la fraction provenant des apports détritiques et la production

in situ. Le titane (Ti) est associé aux apports détritiques du bassin versant. Ainsi, le

rapport Si/Ti permet d’obtenir un indice de la silice biogénique seulement.

Zr/K Le rapport zirconium (Zr) et potassium (K) est un indice de la variation de la taille des grains des sédiments.

(Rothwell et Rack, 2006; Rothwell et al., 2006; Cuven et al.,2010)

2.2.2.4. Susceptibilité magnétique

La susceptibilité magnétique a été mesurée à l’aide d’un banc Geotek MSCL (multi-sensor core logger), disponible dans le Laboratoire de Paleomagnétisme Sédimentaire de l’Institut des Sciences de la Mer, UQAR (Rimouski). La même demi-carotte utilisée lors des analyses ITRAX a été soumise à un détecteur qui mesure la susceptibilité à une résolution de 0,5 cm. Des sédiments contenant une grande proportion de minéraux ferreux ou paramagnétique montrent une réponse de susceptibilité magnétique élevée, contrairement à des minéraux de quartz, feldspath ou de la matière organique (Rothwell et Rack, 2006).

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L’analyse a permis d’obtenir des informations sur les variations dans la composition et la provenance des sédiments, ainsi que sur les paléoclimats, puisque la majorité des minéraux magnétiques retrouvés dans les sédiments lacustres sont en général associés à l’érosion dans le bassin versant (Sandgren et Snowball, 2001).

2.2.2.5. Lames minces

Les études paléoenvironnementales des sédiments peuvent être menées par l’analyse de lames minces (Francus et al., 2004). Elles permettent d’obtenir une image haute résolution des sédiments pour ainsi en déduire les processus de déposition. À partir de celles-ci et du traitement d’images qu’il est possible d’en faire, diverses données peuvent être obtenues telles que le dénombrement de varves, la mesure de leur épaisseur et leur description sédimentologique afin d’en déduire les conditions et la dynamique de dépôt (Francus et al., 2004). Dans le cas où les laminations ne représentent pas des varves continues, les structures sédimentaires donnent tout de même des informations sur les changements environnementaux et climatiques qui se sont produits dans un bassin versant.

Préparation des lames minces

Plusieurs étapes de préparation sont nécessaires pour la confection des lames minces. D’abord, la surface du sédiment (demi-carotte) doit être égalisée avec un couteau afin de la rendre la plus régulière possible. Ensuite, des profilés en aluminium sont placés sur la surface de la carotte de manière à ce qu’ils se chevauchent sur 1 cm (Figure 10A). Une fois le profilé inséré, un couteau est utilisé pour le séparer du reste de la carotte sédimentaire en débutant du haut de la carotte vers le bas. Une fois tous les profilés prélevés, ils doivent être plongés dans l’azote liquide durant 2 min, puis lyophilisés durant un minimum de 48 h. Les profilés sont en partie imprégnés de résine. Ils sont ensuite déposés dans un dessiccateur sous un vide léger durant 5 à 10 min. L’imprégnation peut finalement être terminée afin de recouvrir légèrement la surface du sédiment. Ils doivent être ensuite mis dans une étuve à 60 °C de 6 à 8 h. Une fois les blocs durcis, ils sont envoyés dans un atelier privé, Texas Petrographic Services Inc., afin de produire les lames minces (Figure 10B).

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Figure 10. A) Insertion des profilés dans la demi-carotte. B) Lame mince vue sous la lumière naturelle (Photographies : P.Francus).

2.2.3. Méthodes d’analyse diatomifère

Préparation en laboratoire

Entre 0,035 et 0,05 g de sédiment lyophilisé a été placé dans un flacon préalablement identifié. Sous la hotte, quelques gouttes d’acide chlorhydrique (HCl 10 %) ont été ajoutées aux sédiments dans le but vérifier la présence de carbonates qui pourraient réagir fortement avec le peroxyde d’hydrogène (H2O2). Dans le cas d’une forte réaction, une attente de 30

min est nécessaire avant de procéder à l’étape suivante. Ensuite, 5 ml de H2O2 ont été

ajoutés à chaque échantillon pour digérer la matière organique. Après 24 h, les flacons ont été placés dans un bain d’eau à une température de 60 °C durant 2 h afin d’accélérer la réaction. Par la suite, les flacons ont été remplis de H2Odist et mis de côté pour une période

de 24 h. Subséquemment, 3 rinçages ont été nécessaires pour équilibrer le pH des solutions (Scherer, 1994). Au dernier rinçage, les flacons ont été remplis à 20 ml. Ensuite, 2 solutions de différentes dilutions ont été préparées dans des éprouvettes (Tableau 4). Des microsphères ont été ajoutées dans une concentration de 1,5675*106/ 1 ml H2O.

Finalement, 0,5 ml de chacune des dilutions (A et B) a été déposé sur des lamelles préalablement nettoyées à l’alcool. Une fois sèches, les lamelles ont été collées sur des lames de microscope avec du Naphrax et chauffées sur une plaque chauffante afin d’évaporer le toluène contenu dans le Naphrax. Le nombre de Hill (N2), qui est un indicateur de la diversité, a été calculé selon Hill (2003).

N2= 1/(p12 + p22+ p32+… pn2) où p représente l’abondance relative de chaque espèce

pour un niveau.

B

A