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Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet de deux parois rocheuses du nord de la Gaspésie, Québec (Canada)

Postglacial evolution of two aeolian cliff-top deposits in the Northern Gaspé Peninsula, Québec (Canada)
Bernard Hétu
p. 183-209

Résumés

L'analyse de deux dépôts éoliens de sommet de falaise du nord de la Gaspésie (Québec, Canada) a permis d'en retracer l'évolution postglaciaire en relation avec les changements environnementaux concomitants. Prélevés à même les parois rocheuses situées en contrebas, les sédiments sont remontés sur le plateau sommital par les flux ascendants très puissants engendrés par les vents de tempêtes. Principalement composés de sables grossiers mal triés avec une proportion significative de graviers et de plaquettes pouvant atteindre jusqu'à 193 mm de longueur, ces dépôts éoliens comptent parmi les plus grossiers décrits à ce jour. Au sommet du mont Saint-Pierre (425 m), le début de la sédimentation éolienne vers 13600 ans cal. BP coïncide avec l'installation des premières végétations postglaciaires agissant comme piège sédimentaire. Elle s'est poursuivie suivant un taux de sédimentation relativement constant de l'ordre 0,1 mm/an jusqu'à 2300 cal. BP. Après cette date, le taux de sédimentation a été multiplié par 10 sous l'effet conjugué d'un feu de forêt et peut-être aussi d'une intensification des vents de tempête. À Grande-Vallée, la sédimentation éolienne a été contrôlée par les fluctuations du niveau marin relatif, qui ont alternativement ennoyé ou exondé la paroi rocheuse, faisant ainsi varier l'étendue de la surface exposée à la déflation.

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Texte intégral

I - Introduction

1Des recherches effectuées en Irlande (P. WILSON, 1989), au Québec (B. HÉTU et P. VANDELAC, 1989 ; B. HÉTU, 1992, 1995 ; D. GERMAIN et L. FILION, 2002 ; D. GERMAIN et al., 2009), en Écosse (C.K. BALLANTYNE, 1998), au Yukon (B. LAURIOL et al., 2002), aux États-Unis (J.E. RAWLING et al., 2003), en Australie (P.P. HESSE et al., 2003) et en Chine (Z. WANG et al., 2011) ont démontré que le vent pouvait jouer un rôle important dans le bilan sédimentaire des parois rocheuses. Lorsqu'elles sont taillées dans des lithologies friables, favorisant la désintégration granulaire (P. WILSON, 1989 ; C.K. BALLANTYNE, 1998) ou encore la production de fines plaquettes (B. HÉTU, 1992 ; D. GERMAIN et L. FILION, 2002), les parois rocheuses représentent des surfaces de déflation productives, en particulier lors des tempêtes (B. HÉTU, 1992). Des quantités importantes de sédiments, allant des silts aux grandes plaquettes d'argilite, y sont prélevées par le vent qui les transporte soit vers le haut, soit vers bas, selon des trajectoires souvent obliques, déterminées par l'angle d'incidence du vent et la configuration de la paroi (B. HÉTU et P. VANDELAC, 1989 ; B. HÉTU, 1992, 1995). C'est à I.C. RUSSELL (1891) que l'on doit la première observation du phénomène alors qu'il explorait les parois de schiste des monts Saint-Elias en Alaska : "If the wind is blowing up the cliffs, as frequently happens on warm days, the dust is carried above the mountains and hangs in the air like clouds of smoke" (p. 145).

2Cette étude porte plus particulièrement sur la composante ascendante des transports éoliens. Comme l'ont constaté plusieurs chercheurs, une bonne partie des débris prélevés par le vent à même les parois rocheuses est transportée vers le haut par des flux ascendants souvent très violents dont la vitesse est démultipliée à proximité des sommets (A.J. BOWEN et D. LINDLEY, 1977). Les sédiments mobilisés sont soufflés sur les replats sommitaux où ils finissent par former des manteaux éoliens volumineux dont l'épaisseur se compte parfois en mètres. La plupart des publications de langue anglaise désignent ce type de dépôt par le terme aeolian cliff-top deposit, que l'on pourrait traduire par "dépôt éolien de sommet de paroi". Nous préférons le terme paroi à falaise afin d'éviter toute confusion avec les dunes perchées en milieu littoral (S.E. SAYE et al., 2006). Il semble que le géologue américain R.P. SHARP (1949) soit le premier à avoir décrit des dépôts éoliens de sommet de paroi en milieu continental (Wyoming) : "... small ancient cliff dunes perched along the upper edges of bare north-facing cliffs, from which the detritus composing the dunes are derived" (p. 186). E.M. WHITE (1960) a fait des observations similaires au Dakota du Sud. Il ajoute que ces manteaux éoliens de sommet de paroi contiennent souvent des vestiges archéologiques. L'étude stratigraphique des dépôts éoliens de sommet de paroi a permis de reconstituer l'évolution à long terme de cette sédimentation fort originale en relation avec les changements climatiques et environnementaux qui ont ponctué l'Holocène (P. WILSON, 1989 ; C. BÉGIN et al., 1995 ; C.K. BALLANTYNE, 1998 ; B. LAURIOL et al., 2002 ; J.E. RAWLING et al., 2003 ; D. GERMAIN et al., 2009).

3Les objectifs de cet article sont : 1/ de reconstituer l'évolution plurimillénaire de la sédimentation éolienne au sommet de deux parois rocheuses du nord de la Gaspésie ; 2/ de décrire les sédiments particuliers qui s'y accumulent ; 3/ de cerner l'impact des changements environnementaux sur la dynamique des dépôts éoliens.

II - Le contexte géologique et climatique

4Les deux dépôts éoliens étudiés sont situés dans le nord de la Gaspésie (Québec, Canada), à 30 km de distance le long de la rive sud du golfe du Saint-Laurent, respectivement à Mont-Saint-Pierre et à Grande-Vallée (Fig. 1). Les parois rocheuses étudiées sont taillées dans la Formation de Cloridorme, d'âge cambro-ordovicien, laquelle a été subdivisée en plusieurs membres (A. SLIVITSKY et al., 1984). Les parois du mont Saint-Pierre recoupent le Membre de Mont-Saint-Pierre, lequel est formé de claystone silteux, de mudstone dolomitique, de carbonate silteux et de wacke lithique (grès) finement lités, tandis que la falaise de Grande-Vallée est taillée dans le Membre de Gros-Morne, composé des mêmes lithologies, mais dans des proportions légèrement différentes (G. LACHAMBRE et D. BRISEBOIS, 1990). Hachée par une multitude de discontinuités d'origine variée (diaclases, plans de stratification, fissilité), la Formation de Cloridorme, qui comprend jusqu'à 30 fractures au mètre, est très vulnérable à l'érosion mécanique et tout particulièrement à la gélifraction (A.S. TRENHAILE et P.A. RUDAKAS, 1981).

Figure 1 - Localisation des dépôts éoliens étudiés près de Mont-Saint-Pierre (*a) et de Grande-Vallée (*b).

Figure 1 - Localisation des dépôts éoliens étudiés près de Mont-Saint-Pierre (*a) et de Grande-Vallée (*b).

5Les normales climatiques (1981-2010) de la station de Sainte-Anne-des-Monts (Fig. 1), située à 53 km à l'ouest de Mont-Saint-Pierre et à 15 m d'altitude, sont les seules qui sont disponibles dans le nord de la Gaspésie (meteo.gc.ca, 2019). Avec sa température moyenne annuelle au niveau de la mer de 3,2°C, ses étés frais (moyenne de juillet : 16,5°C) et ses hivers froids (moyenne de janvier : -11,6°C), le nord de la Gaspésie présente un climat boréal teinté de nuances maritimes qui se traduisent, d'une part, par des précipitations relativement abondantes (total de 864 mm en équivalent eau, dont 28 % tombant sous forme de neige), bien réparties sur l'ensemble des mois de l'année et, d'autre part, par des vents omniprésents soufflant de toutes les directions (R.M. GAGNON, 1970). Le nord de la Gaspésie est la région la plus ventée du Québec méridional après les Îles-de-la-Madeleine (ENRQ, 2005). Le long de la côte, la vitesse moyenne du vent à 100 m d'altitude est comprise entre 8,8 et 9,7 m/sec. Dans le secteur de Grande-Vallée, elle atteint des valeurs comparables aux Îles-de-la-Madeleine, soit 9,7 à 13,2 m/sec. Profitant d'une course d'une longueur minimale de 100 km, correspondant à la largeur de l'estuaire du Saint-Laurent en face de Grande-Vallée, les vents en provenance des secteurs NO et N sont particulièrement significatifs dans le cadre de cette étude étant donné l'orientation des deux parois analysées : exposition nord-ouest (315°) dans le cas du mont Saint-Pierre ; exposition nord (350°) à Grande-Vallée. Non seulement les vents en provenance de l'ouest (fréquence : 33 %) et du nord-ouest (fréquence : 15 %) sont ceux qui sont les plus fréquents dans le nord de la Gaspésie, mais ce sont aussi les plus puissants, particulièrement en hiver lorsque souffle le blizzard (B. HÉTU, 1992). À Cap-Madeleine, la fréquence des vents supérieurs à 40 km/h (période 1985-2000) atteint 8,5 % en janvier, alors qu'elle n'est que de 1,3 % en juillet (meteo.gc.ca, 2016). Chaque année (DJFMA) connaît en moyenne 42,7 cycles gel-dégel, principalement en mars et en avril (G. FORTIN et al., 2011). Au printemps, lors du dégel, la neige recouvrant les talus d'éboulis est littéralement noircie par les débris qui tombent des parois rocheuses (B. HÉTU et P. VANDELAC, 1989). Il s'agit pour l'essentiel de fragments de petite taille en forme d'aiguille et de plaquette (B. HÉTU, 1995 ; B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-a).

III - Méthodologie

6L'histoire de la sédimentation éolienne au sommet des deux parois étudiées a été reconstituée grâce à l'étude stratigraphique des sédiments accumulés en bordure des plateaux sommitaux complétée par des datations au radiocarbone obtenues sur des bouts de bois, des morceaux de charbon et de la matière organique enfouis. L'interprétation des séquences anciennes prend appui sur l'étude des dynamiques actuelles, qui servent de cadre de référence (voir plus loin).

7La couleur des sédiments a été établie au moyen d'une charte MUNSELL. La granulométrie de la fraction inférieure à 16 mm a été déterminée par tamisage sur des échantillons de sédiments dont le poids variait de 1,39 à 2,14 kg. Les particules étant fragiles, nous avons opté pour des tamisages manuels réalisés en plusieurs étapes afin d'éviter l'obstruction des tamis. Les distributions granulométriques ont été caractérisées au moyen des paramètres de R.L. FOLK et W.C. WARD (1957), calculés avec le logiciel GRADISTAT (S.J. BLOTT et K. PYE, 2001). Les sédiments ont été décrits en se basant sur la classification granulométrique de C.K. WENTWORTH (1922) telle que modifiée par S.J. BLOTT et K. PYE (2001).

8Afin de bien faire ressortir le caractère exceptionnellement grossier des dépôts éoliens exposés dans la coupe 1 du mont Saint-Pierre, nous avons mesuré manuellement les 50 plus grosses plaquettes contenues dans cinq des dix sacs de sédiments récoltés pour tamisage, pour un total de 250 plaquettes. Dans le cas de la couche de sédiments éoliens déposée sur le plateau par le blizzard de janvier 1988 (voir plus bas), utilisée comme référence, l'approche fut légèrement différente : les mesures effectuées en 1988 ont porté sur les 10 plus grosses plaquettes extraites de chacun des 18 sacs de sédiments récoltés pour tamisage, pour un total de 180 plaquettes (B. HÉTU, 1992). Mais cette approche dictée par les impératifs des tamisages – l'obligation de récolter un bon volume de sédiments en un même point – ne rend pas pleinement justice à la réalité du dépôt. Un examen attentif des fronts de coupe a permis de constater qu'il existe des plaquettes isolées qui sont nettement plus grosses que les autres. Comme elles sont dispersées dans le dépôt, ces grosses plaquettes sont sous-représentées dans les sacs de sédiments prélevés pour tamisage. Pour pallier cette lacune, nous avons prélevé les 50 plus grosses plaquettes qui dépassaient du front de la coupe 1 du mont Saint-Pierre. Elles sont comparées aux 10 plus grosses plaquettes isolées récoltées à la surface de la neige après le blizzard de 1988 (B. HÉTU, 1992). Les trois mesures effectuées, soit la longueur (axe a), la largeur (axe b) et l'épaisseur (axe c), ont permis de calculer l'indice d'aplatissement des plaquettes suivant la formule de CAILLEUX : (a + b) / 2c (A. CAILLEUX et J. TRICART, 1959). Les mesures, arrondies au dixième de millimètre, ont été effectuées au moyen d'un pied à coulisse VERNIER. Le poids des plus grosses plaquettes récoltées sur la neige en 1988 et dans la coupe 1 a été mesuré avec une balance de précision.

9Les datations 14C, effectuées dans quatre laboratoires différents, ont été calibrées selon le protocole IntCal13 du logiciel en ligne CALIB 7.1 (M. STUIVER et al., 2019). Tous les âges mentionnés dans le texte correspondent à la médiane des datations calibrées à deux sigmas. La teneur en matière organique des sédiments a été déterminée par perte au feu en suivant le protocole du laboratoire d'analyse des sédiments de l'Institut des Sciences de la Mer de Rimouski (calcination à 550°C). Des études stratigraphiques complémentaires réalisées le long du chemin d'accès au mont Saint-Pierre (coupes a et b sur la Photo 1) fournissent des données qui éclairent la mise en place des sédiments éoliens qui recouvrent le sommet de la montagne. Nous reviendrons sur cet aspect un peu plus loin.

IV - Les dépôts éoliens du mont Saint-Pierre

1 ) Les dynamiques actuelles comme cadre de référence

a. Le blizzard des 5 et 6 janvier 1988

10Culminant à 425 m d'altitude, le mont Saint-Pierre représente la dernière éminence d'un vaste plateau ondulé brusquement recoupé par l'escarpement côtier. Il est bordé du côté de l'estuaire par une imposante paroi rocheuse orientée vers le nord-ouest qui fait plus de 200 m de dénivelée (Photo 1).

Photo 1 - Le mont Saint-Pierre (425 m). [cliché : Bernard HÉTU]

Photo 1 - Le mont Saint-Pierre (425 m). [cliché : Bernard HÉTU]

Le versant comprend deux parois rocheuses séparées par une bande de végétation. La paroi supérieure, profondément ravinée (PR2), fait 200 m de hauteur. La paroi inférieure (PR1), plus courte (40-60 m), alimente un talus d'éboulis actif (TEA) de 70 à 80 m de longueur. Le dépôt éolien étudié est situé en bordure du plateau sommital (flèche jaune). Les coupes a et b (points rouges), le long du chemin d'accès au sommet du mont Saint-Pierre, exposent les sédiments d'un talus d'éboulis relique (TER).

11Le plateau sommital est le théâtre d'une sédimentation éolienne des plus originales associée aux vents de tempête (Photos 2). Le blizzard des 5 et 6 janvier 1988 a été, à notre connaissance, l'épisode de sédimentation éolienne le plus important depuis le début des années 1980 (B. HÉTU, 1992). Soufflant du nord-ouest, le vent s'est maintenu au-dessus de 70 km/h pendant 13 heures consécutives avec des rafales approchant les 100 km/h. Frappant de plein fouet la grande paroi rocheuse qui borde le plateau au nord-ouest, ces rafales ont engendré de puissants courants ascendants dont la vitesse de pointe en haut de paroi a été estimée à près de 180 km/h. Plus de 13 m3 de sédiments ont été remontés de la paroi vers le plateau lors de ce seul épisode (B. HÉTU, 1992). La majeure partie des sédiments éoliens s'est déposée en bordure du plateau, dans une bande de moins de 20-25 m de largeur, où ils formaient une couche continue de 11,4 mm d'épaisseur en moyenne (Photo 2-A). Principalement constituée de sables grossiers (0,5-1 mm), de sables très grossiers (1-2 mm) et de graviers très fins (2-4 mm), cette couche de sédiments contenait aussi une forte proportion de plaquettes de la taille des graviers fins à grossiers (4 à 16 mm) et même quelques graviers très gossiers (32 à 64 mm) (Tab. I, Fig. 2). Au delà de 20 à 25 m de distance par rapport au rebord du plateau, la couche de sédiments était à la fois discontinue et très amincie (saupoudrage à la surface de la neige) tandis qu'à plus de 40 à 45 m, les seules concentrations significatives de sédiments entouraient la base des troncs d'arbre. Deux autres épisodes de sédimentation – très semblables pour ce qui est de la granulométrie des sédiments, mais plus modestes en étendue et en volume – ont été observés au cours des hivers 2006 et 2014, mais les dates exactes de ces évènements ne sont pas connues (Photos 2).

Photos 2 - Sédimentation éolienne récente en bordure du plateau du mont Saint-Pierre. [clichés : Bernard HÉTU] 

Photos 2 - Sédimentation éolienne récente en bordure du plateau du mont Saint-Pierre. [clichés : Bernard HÉTU] 

A : couche de sédiments éoliens accumulés sur la neige lors du blizzard des 5 et 6 janvier 1988 (photo prise en mai 1988 ; la fusion, déjà bien entamée, a engendré de nombreuses formes de dénivation). B : bilan sédimentaire de l'hiver 2006 (photo prise le 28 avril 2006). C : bilan sédimentaire de l'hiver 2014 (photo prise le 12 mai 2014).

Tableau I - Forme, dimension et poids des éléments dont la longueur (axe a) est >/= 10 mm.

Tableau I - Forme, dimension et poids des éléments dont la longueur (axe a) est >/= 10 mm.

Figure 2 - Granulométries comparées des sédiments éoliens récents (blizzard de janvier 1988) et anciens (coupes 1 à 4) du sommet du mont Saint-Pierre.

Figure 2 - Granulométries comparées des sédiments éoliens récents (blizzard de janvier 1988) et anciens (coupes 1 à 4) du sommet du mont Saint-Pierre.

12Il est important de souligner que le contexte représenté sur les Photos 2 n'est pas représentatif de l'environnement de sédimentation qui prévalait à l'état naturel. Ces photos ont été prises dans l'aire d'assemblage des deltaplanes, une zone qui a été déboisée au début des années 1970 pour faciliter les activités sportives et touristiques. Avant les déboisements anthropiques, limités à une étroite bande de moins de 45 m en bordure du plateau, les sédiments éoliens se déposaient directement dans la forêt mature et les formations arbustives très serrées qui recouvraient le plateau à l'état naturel (voir plus loin). Une fois au sol, les sédiments éoliens sont piégés dans la végétation et rapidement intégrés à la litière. Comme la vitesse du vent est presque nulle au niveau du parterre forestier, la remobilisation des sédiments fraichement déposés est quasiment impossible. En milieu forestier, la "pluie" sédimentaire est donc fossilisée là où elle se dépose.

b. La cuvette de déflation

13La photo aérienne de 1963 (Fig. 3), antérieure à la construction du chemin d'accès qui conduit au sommet de la montagne, montre la surface du plateau à l'état naturel. À cette époque, tout le plateau était recouvert par une forêt mixte composée d'un mélange de conifères et de feuillus, sauf au droit d'une petite tache blanche située à la pointe sud. Sur le terrain, cette petite tache blanche correspond à une cuvette de déflation creusée dans le manteau de sédiments éoliens qui tapisse le plateau (Photos 3). Située au sommet d'un des principaux couloirs qui ravinent la paroi, cette cuvette, aujourd'hui partiellement comblée, faisait à l'origine 12 m de longueur et 8 m de largeur. Les coupes exposées dans les flancs de la cuvette – et dont la coupe 4 décrite plus loin est un exemple – montrent que les sédiments éoliens dans laquelle elle est creusée ont une épaisseur comprise entre 80 et 120 cm.

Figure 3 - Localisation des coupes étudiées en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.

Figure 3 - Localisation des coupes étudiées en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.

A : photo aérienne verticale datant de 1963 (échelle : 1/15840). La forêt recouvre tout le plateau. Ligne rouge : bordure du plateau. Flèche rouge : cuvette de déflation en bordure du plateau (tache blanche = coupe 4). Astérisque rouge : site des mesures sur le talus d'éboulis (TE).
B : carte topographique du sommet du mont Saint-Pierre (carré jaune) et localisation des coupes étudiées (1 à 4). Équidistance : 6 m.
C : sommet de la paroi rocheuse en 1927. La forêt s'étend jusqu'au bord du plateau. Flèche rouge : site de coupe 4 (cuvette de déflation absente à cette époque). PFL : plate-forme d'abrasion littorale, TE : talus d'éboulis, PR : paroi rocheuse supérieure profondément ravinée, VR : versant de RICHTER.

Photos 3 - Cuvette de déflation en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.

Photos 3 - Cuvette de déflation en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.

A : partie nord de la cuvette en 1984. Le personnage et la pelle (90 cm) donnent l'échelle. Ligne blanche : pourtour de la cuvette avant son comblement partiel par des dépôts éoliens récents (DER). Au fond à gauche, le cap fermant la baie de Mont-Saint-Pierre à l'ouest.
B : partie sud de la cuvette en 1978. Les dépôts éoliens anciens (DEA) ont été nettoyés jusqu'au roc. Ligne jaune : contour du couloir qui ravine la paroi rocheuse.

14Cette cuvette de déflation, apparue quelque part entre 1927 et 1963 d'après les photographies aériennes disponibles, était déjà en voie de comblement en 1984 par des dépôts éoliens récents remontés depuis la paroi en contrebas. Le fait que cette cuvette soit située au sommet d'un des plus grands ravins qui découpent la paroi n'est certainement pas un hasard. Ces ravins concentrent et canalisent les flux ascendants qui remontent la paroi lors des tempêtes et dont nous avons pu attester la puissance expérimentalement, en y jetant des poignées de plaquettes d'argilite de 3 à 5 cm de longueur. Défiant la gravité, ces plaquettes lancées dans le vide étaient promptement remontées et dispersées sur le plateau, certaines à plus de 50 m du rebord. Ces observations suggèrent l'existence d'un cycle de creusement-comblement des cuvettes éoliennes en bordure du plateau. Une fois le processus de creusement enclenché, la cuvette de déflation se creuse et s'agrandit, à la fois par érosion de ses bordures et par enfouissement de la végétation qui la borde. Pour amorcer le processus de creusement, il faut d'abord ouvrir une brèche dans le couvert végétal. L'écroulement d'une petite section du haut de la paroi rocheuse pourrait jouer ce rôle, mais nous n'avons pu l'attester. Un feu pourrait également favoriser le processus (nous y reviendrons). Le passage d'une dynamique de creusement à une dynamique de comblement implique un changement de régime tout aussi difficile à interpréter. Au final, il n'a pas été possible de déterminer les causes exactes qui ont provoqué le creusement puis le comblement de cette cuvette, mais au moins deux enseignements s'en dégagent : 1/ il est clair que cette séquence d'évènements peut être relativement rapide (quelques décennies) ; 2/ le comblement partiel de la cuvette par un volume de sédiments éoliens estimé à une vingtaine de mètres cubes (DER sur la Photo 3-A) et dont la granulométrie est semblable à celle des dépôts du blizzard de janvier 1988, témoigne à la fois de la forte productivité de la paroi-source et de la puissance des vents qui remontent le couloir.

2 ) Stratigraphie du manteau éolien

15Situées entre 1 et 53 m du sommet de la paroi rocheuse, les quatre coupes analysées en bordure du plateau du mont Saint-Pierre (Fig. 3 et Photos 4) montrent que le sommet de la montagne est recouvert par un manteau éolien d'épaisseur variable qui repose directement sur la roche en place.

Photos 4 - La coupe 1 du mont Saint-Pierre.

Photos 4 - La coupe 1 du mont Saint-Pierre.

A : vue générale de la coupe 1. B : gros plan de la coupe 1. C : les plus grosses plaquettes extraites du front de coupe. U1 à U4 : unités 1 à 4.

16Ce dépôt éolien couvre une superficie minimale de 11700 m2, laquelle correspond à l'aire comprise entre les coupes analysées. Toutefois, compte tenu de la distribution de la sédimentation éolienne lors du blizzard du 13 janvier 1988, il est évident que ce corps sédimentaire est un peu plus vaste.

17C'est à la verticale de la coupe 1, située à 46 m du sommet de la falaise, que le dépôt éolien atteint son épaisseur maximale, soit 3,82 m (Photos 4). La séquence éolienne comprend quatre unités qui se distinguent par leur couleur, leur contenu en matière organique, leur granulométrie et l'organisation des sédiments (Fig. 4). Séparées par un horizon organique fossile, les unités 1 et 2 sont très semblables pour ce qui est du sédiment. Elles sont constituées de petites plaquettes de schiste et de sables moyens à grossiers, sans aucune trace de litage. Elles présentent en revanche de nombreuses déformations soulignées par des variations chaotiques dans l'inclinaison du grand axe des plaquettes. De plus, ces deux unités se distinguent par leur couleur brun foncé (7.5YR 3/4), liée à leur teneur relativement élevée en matière organique (3,74 % en moyenne ; n = 6 ‒ Fig. 4).

Figure 4 - Croquis de la coupe 1 du mont Saint-Pierre.

Figure 4 - Croquis de la coupe 1 du mont Saint-Pierre.

À gauche : stratigraphie et datations 14C (médiane des âges calibrés à 2 sigma). Au centre : médiane des distributions granulométriques (tamisage de la fraction < 16 mm). À droite : perte au feu en %.
1 : substratum rocheux. 2 : unité riche en matière organique, 3 : unité pauvre en matière organique.
4 : déformations. 5 : horizons et lentilles (traits courts) organiques. 6 : charbons.

18La sédimentation éolienne à la base de l'unité 1, dont l'épaisseur est de +/- 75 cm, aurait commencé peu après 13671 BP d'après un âge 14C obtenu sur de la matière organique prélevée dans une anfractuosité du roc à la base de la séquence (Tab. II). L'unité 1 se termine au sommet par un horizon organique fossile (5YR 3/2) d'une dizaine de centimètres d'épaisseur, traduisant un arrêt ou un ralentissement marqué de la sédimentation éolienne pendant une durée indéterminée. Ce niveau, dont le contenu en matière organique est de l'ordre de 4,6 % (deux mesures), a fourni un âge 14C de 6863 cal. BP. Une lentille de matière organique située à 26 cm de profondeur sous le sommet de l'unité 2 (épaisseur : 67 cm) a donné un âge 14C de 3590 BP. Une autre date de 2348 BP a été obtenue sur des charbons récoltés au contact entre les unités 2 et 3.

Tableau II - Liste des datations au radiocarbone effectuées dans les séquences éoliennes du mont Saint-Pierre et de Grande-Vallée.

Tableau II - Liste des datations au radiocarbone effectuées dans les séquences éoliennes du mont Saint-Pierre et de Grande-Vallée.

19L'unité 3, dont l'épaisseur atteint 153 cm, est passablement différente des deux précédentes par l'agencement des sédiments et par sa couleur grise (7.5YR 7/1), reflet de sa faible teneur en matière organique (3,17 % en moyenne ; n = 4). Organisée en minces couches parallèles et subhorizontales de 1 à 3 cm d'épaisseur, elle présente un litage fruste. Les lits, sans limites nettes, se distinguent par des variations granulométriques subtiles, étant tantôt constitués de sables grossiers, tantôt de granules ou de plaquettes de la taille des graviers. Les plaquettes elles-mêmes sont généralement disposées bien à plat, c'est-à-dire plus ou moins parallèles entre elles (Fig. 5-B).

Figure 5 - Faciès des sédiments éoliens au sommet du mont Saint-Pierre.

Figure 5 - Faciès des sédiments éoliens au sommet du mont Saint-Pierre.

Les unités les plus riches en matière organique (A) présentent de nombreuses déformations soulignées par l'assiette très variable des plaquettes d'argilite (stéréogramme correspondant à droite, n = 50) tandis que les unités qui contiennent peu de matière organique (B) sont caractérisées par des plaquettes subhorizontales (stéréogramme correspondant à droite, n = 50). Échelle de la photo A : 24 mm ; échelle de la photo B : 28 mm.

20Semblable aux unités 1 et 2, l'unité 4 dont l'épaisseur atteint 77 cm, affiche une couleur allant de brun foncé (7.5YR 4/2) à noir (7.5YR 4/1). Affectée de nombreuses déformations (Fig. 5-A), elle présente les plus fortes teneurs en matière organique (4,71 % et 4,79 %). On y distingue des poches de déformation de 10 à 15 cm de largeur et de 5 à 10 cm de profondeur. Un gros charbon récolté à 22 cm au-dessus de la base de l'unité a donné un âge de 1616 BP. La séquence se termine au sommet par l'horizon Ah actuel dont l'épaisseur est de l'ordre du décimètre.

21La coupe 2, située à 53 m de la falaise (voir Fig. 3), présente une séquence (Fig. 6) similaire à celle de la coupe 1. De couleur brun foncé, les unités 1 et 3, riches en matière organique et en déformations, encadrent une unité (U2) de couleur grise, à plaquettes subhorizontales, qui s'est déposée entre 2504 et 708 BP. Il n'a malheureusement pas été possible d'obtenir de datation à la base de cette séquence.

Figure 6 - Stratigraphie des coupes 2, 3 et 4 au sommet du mont Saint-Pierre.

Figure 6 - Stratigraphie des coupes 2, 3 et 4 au sommet du mont Saint-Pierre.

1 : substratum rocheux. 2 : unité riche en matière organique. 3 : unité pauvre en matière organique. 4 : déformations. 5 : couches organiques. 6 : charbons.

22Paradoxalement, les coupes 3 et 4, situées en bordure du plateau (voir Fig. 3), exposent des séquences éoliennes nettement plus jeunes alors que c'est dans cette zone que se sont accumulés les plus gros volumes de sédiments lors du blizzard de 1988. Ces coupes contiennent des bouts de bois fossiles et des couches de sédiments organiques brun foncé de 2 à 5 cm d'épaisseur qui ont livré des dates comprises entre 849 et 370 cal. BP (Fig. 6).

a. Granulométrie de la fraction inférieure à 16 mm

23Rappelons que seule la fraction inférieure à 16 mm a été tamisée. La fraction supérieure à 16 mm représente, suivant les niveaux échantillonnés, entre 0,57 % et 63,6 % (moyenne : 31,2 %) du poids total des sédiments prélevés. La figure 2 (voir supra) résume les résultats des tamisages. Elle montre que les sédiments éoliens exposés dans les coupes sont globalement très semblables à ceux déposés sur le plateau lors du blizzard de janvier 1988, à cela près qu'ils sont dans l'ensemble moins bien triés, caractère attribué à l'altération post-sédimentaire. La moyenne des distributions granulométriques obtenues par tamisage sur la fraction inférieure à 16 mm varie entre 0,45 et 3,10 mm pour le blizzard de 1988 et entre 0,50 et 2,15 mm dans les coupes.

b. Analyse comparée des grosses particules

24Le tableau I compare les grosses particules (axe a >/= 10 mm) provenant de trois environnements différents, soit les sédiments récoltés sur la neige après le blizzard de 1988, les sédiments éoliens de la coupe 1 et les sédiments du talus d'éboulis au pied du mont Saint-Pierre (voir Fig. 3). Globalement, les plaquettes récoltées dans la coupe 1 sont pratiquement identiques à celles remontées sur le plateau lors du blizzard de 1988, et cela tant par la taille (longueurs moyennes comprises entre 15,7 et 20,1 mm) que par l'indice d'aplatissement (moyennes : 7,7 à 8,9). Que ce soit sur la neige ou en coupe, les grosses plaquettes isolées se démarquent clairement avec des indices d'aplatissement moyens records de 21,1 (coupe 1) et 24,6 (blizzard de 1988). Ainsi, plus les plaquettes sont grandes, plus elles s'amincissent. Il semble que la surface de portance des plaquettes mobilisées par le vent en paroi augmente plus rapidement que leur poids, ce qui facilite leur envol.

25Côté poids, rappelons que seules les plus grosses plaquettes ont été mesurées afin de déterminer la puissance ascensionnelle des vents de tempête (voir Tab. I). Alors que le poids moyen des 10 plus grosses plaquettes récoltées sur la neige, en bordure du plateau (bande de 0 à 25 m), après le blizzard de janvier 1988, s'élève à 54,57 g (164,3 g pour la plus lourde), il descend à 9,34 g pour les 50 plus grosses plaquettes extraites de la coupe 1, située, elle, à plus de 50 m du sommet de la falaise. Il semble donc y avoir une diminution du poids maximal des plaquettes en fonction de la distance par rapport à la paroi-source.

26Enfin, si l'on compare les sédiments éoliens du plateau, toutes origines confondues, avec les particules du talus d'éboulis au bas de la montagne, il est évident qu'un tri s'opère en paroi entre les plus petits éléments de forme très aplatie qui sont remontés par le vent et ceux à la fois plus grossiers et plus épais qui sont entrainés vers le bas par la gravité.

c. Taux de sédimentation

27Le volume de sédiments éoliens accumulés dans les limites de la zone étudiée a été estimé à 17500 m3 sur la base d'une épaisseur moyenne de 1,5 m. La figure 7, basée sur la distribution des âges 14C médians en fonction de la profondeur, permet d'illustrer l'évolution du taux de sédimentation pour chacune des coupes. À la coupe 1, le taux de sédimentation, très faible (0,11 mm/an) entre 13671 et 2348 BP, a été multiplié par 10 après 2348 BP (1,02 mm/an). Les taux d'accumulation relativement élevés au droit des coupes 3 et 4 au cours des derniers siècles (~ 2 mm/an) semblent confirmer la tendance récente observée à la coupe 1 (Fig. 7). Il reste que ces taux, considérés comme des ordres de grandeur, doivent être maniés avec prudence, et ce pour trois raisons : 1/ ils ont été calculés à partir des âges 14C médians ; 2/ le nombre de datations est relativement faible ; 3/ il est impossible d'estimer la durée des "pauses" de sédimentation durant la formation des horizons organiques fossiles.

Figure 7 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.

Figure 7 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.

Graphique : répartition des datations 14C (médiane des dates étalonnées à deux sigma) en fonction de la profondeur. En médaillon : taux de sédimentation médians calculés en divisant l'épaisseur des sédiments entre deux niveaux datés par la durée correspondante. La surface du sol correspond par défaut au temps zéro.

3 ) La coupe du chemin d'accès au mont Saint-Pierre

28L'examen des dépôts colluviaux exposés entre 10 et 100 m d'altitude le long du chemin d'accès au mont Saint-Pierre a apporté des éléments d'information complémentaires qui se sont avérés très utiles pour interpréter l'histoire de la sédimentation éolienne au sommet de la montagne (voir la discussion). Ce chemin est creusé à flanc de montagne dans un talus d'éboulis inactif entièrement boisé (voir Photo 1). Entre les mètres 100 et 200, comptés depuis la guérite à l'entrée du chemin d'accès près de la route 132, une longue coupe expose deux unités colluviales séparées par une couche organique contenant des charbons de bois millimétriques (Photos 5). Les deux unités colluviales (U1 et U2) sont constituées d'un mélange d'aiguilles de schiste anguleuses orientées dans le sens de la pente et de blocs de wacke anguleux plus ou moins cubiques, un faciès typique des talus d'éboulis de la région (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-a). La teneur plus élevée en éléments fins et la couleur ocre de l'unité colluviale inférieure (U1) sont attribuables à une phase de pédogenèse antérieure à la mise en place de l'unité supérieure (U2). La couche organique qui sépare les unités U1 et U2 correspond à l'horizon Ah du sol fossile. Deux dates 14C ont été obtenues, à une centaine de mètres de distance (coupes a et b sur la figure 3), sur les charbons extraits de l'horizon Ah fossile : 1/ coupe a : 2450 +/- 100 ans BP (UL-1580) à 148 cm de profondeur (intervalle de l'âge calibré à deux sigma : 2327 à 2752 ans BP) ; 2) coupe b : 2420 ± 80 ans BP (Beta-42948) à 157 cm de profondeur (intervalle de l'âge calibré à deux sigma : 2336 à 2728 ans BP). Étant donné l'abondance des charbons de bois dans l'horizon Ah du sol enfoui, la reprise de l'activité colluviale sur le versant est attribuée à un feu de forêt (M. JACKSON et J.J. ROERING, 2009).

Photos 5 - Stratigraphie du talus d'éboulis relique.

Photos 5 - Stratigraphie du talus d'éboulis relique.

Le contact entre l'unité colluviale inférieure (U1) et l'unité colluviale supérieure (U2) est souligné par un horizon organique (flèches blanches) riche en charbons de bois.

V - Les dépôts éoliens de Grande-Vallée

29À Grande-Vallée, les sédiments éoliens reposent sur le replat d'une ancienne plate-forme rocheuse d'origine littorale qui fait de 45 à 95 m de largeur (Photos 6). Cette plate-forme, dont le replat s'étale entre 16 et 23 m d'altitude, est bordée au nord par une falaise vive quasi verticale de 16 à 18 m de hauteur, dont le pied est battu par les vagues à marée haute. La végétation herbacée et arbustive qui recouvre le replat de la terrasse est parsemée de minces plaquettes d'argilite qui sont remontées par le vent lors des tempêtes. Les plus grandes font entre 3 et 5 cm de longueur. Certaines plaquettes ont été soufflées dans la végétation à plus de 30 m du sommet de la falaise.

Photos 6 - La séquence éolienne de Grande-Vallée. [clichés : Bernard HÉTU]

Photos 6 - La séquence éolienne de Grande-Vallée. [clichés : Bernard HÉTU]

A : vue générale de la coupe étudiée (entre les deux X). Noter l'échancrure dans la falaise juste devant la coupe. PFL-2 : plate-forme littorale de 16-23 m. FM : falaise morte.
B : paroi ouest de l'échancrure avec la coupe étudiée juste au sommet (flèche ouverte). À droite, la falaise vive quasi verticale exposée aux vents de nord ; on aperçoit à son pied une petite portion de la plate-forme littorale actuelle (PFL-1). Sous le personnage, bloc de gneiss délesté par les glaces flottantes (iceberg ?) lorsque le replat de la PFL-2 était submergé.
C : une partie de la coupe étudiée.
D : sol enfoui de couleur ocre sous la séquence éolienne. Flèche : horizon Ah fossile daté de 5152 cal. BP.
E : vue rapprochée des sédiments éoliens. Diamètre de la pièce de monnaie : 28 mm.

30La séquence éolienne, exposée sur environ 8 m de longueur dans une tranchée perpendiculaire à la falaise, fait entre 110 et 130 cm d'épaisseur. Sous la séquence éolienne, un mince horizon ocre (6 à 10 cm), développé au dépend du roc altéré, correspond à l'horizon B d'un sol enfoui. Cet horizon ocre est surmonté par une mince couche organique (1 à 2 cm) – l'horizon Ah du sol enfoui – qui a livré une date 14C de 5152 cal. BP (Photo 6-D). Comme au mont Saint-Pierre, le dépôt éolien est principalement composé de minces plaquettes d'argilite mélangées à du sable (Photo 6-E). Des lentilles de matière organique de 1 à 2 cm d'épaisseur, situées respectivement à 116, 101 et 75 cm sous la base de l'horizon organique de surface (Ah actuel), ont donné, dans l'ordre, les âges 14C suivants : 4838, 4179 et 2089 cal. BP. À noter que ces lentilles, qui font entre 20 et 55 cm de largeur, ne sont pas situées sur la même verticale. Les échantillons datés étant mal répartis en fonction de la profondeur, il est difficile de calculer des taux de sédimentation précis pour l'ensemble de la période considérée, en particulier pour la période allant de 2000 BP à nos jours (Fig. 8). Malgré cette imprécision, les données disponibles semblent indiquer une diminution graduelle du taux de sédimentation entre un peu plus de 5000 BP et environ 2000 BP, suivie par une augmentation du taux moyen entre 2000 ans BP et l'actuel.

Figure 8 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet de la falaise de Grande-Vallée.

Figure 8 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet de la falaise de Grande-Vallée.

Répartition des âges 14C (médiane des âges calibrés à deux sigma et marges d'erreur) en fonction de la profondeur.

VI - Interprétation et discussion

1 ) La puissance des vents de tempêtes

31Composés pour l'essentiel d'éléments allant des sables grossiers (1 à 2 mm) aux graviers très grossiers (32 à 64 mm), les manteaux éoliens de sommet de falaise du mont Saint-Pierre et de Grande-Vallée comptent parmi les dépôts éoliens les plus grossiers décrits à ce jour avec les rides de granules observées par R.P. SHARP (1963) dans le désert de Mojave, les rides de gravier de fond de vallée signalées par M.J. SELBY et al. (1974) en Antarctique (médianes entre 1,4 et 12 mm) et les dépôts éoliens de sommet de falaise étudiés par D. GERMAIN et L. FILION (2002) sur la pointe orientale de l'île d'Anticosti (cap Sandtop, Québec maritime). C'est d'ailleurs ce dernier dépôt, développé dans un environnement lithologique et éolien très semblable au nord de la Gaspésie, qui présente les caractéristiques granulométriques les plus proches de ce que nous avons observé au mont Saint-Pierre et à Grande-vallée, et ce tant pour ce qui est de la masse principale du dépôt que des plus grosses plaquettes isolées. Les 15 plus grosses plaquettes remontées par le vent au sommet de la falaise du cap Sandtop affichent les valeurs moyennes suivantes : 115,9 mm pour la longueur, 116,2 g pour le poids et 8,2 pour l'indice d'aplatissement, des valeurs très proches de ce que nous avons observé au sommet du mont Saint-Pierre (voir Tab. I). Au cap Sandtop, la plus grosse plaquette, ramassée à près de 20 m du sommet de la falaise, atteint 152 mm de longueur pour un poids de 210,1 g (D. GERMAIN et L. FILION, 2002). Au sommet du mont Saint-Pierre, la plus grosse plaquette récoltée sur la neige après le blizzard des 5-6 janvier 1988 faisait 193 mm de longueur pour un poids de 164,3 g (B. HÉTU, 1992).

32Les autres dépôts de sommet de falaises décrits à ce jour en Irlande, en Écosse, au Yukon et aux États-Unis sont principalement constitués d'un mélange de sables et de limons, mais certains d'entre eux contiennent aussi une proportion non négligeable de granules (2-4 mm) et de graviers fins (4-8 mm), qui peut atteindre de 1 % à 14 % sur le mont Muckish dans le comté de Donegal en Irlande (P. WILSON, 1989), de 4 % à 36 % (moyenne : 24 %) sur le mont Storr en Écosse (C.K. BALLANTYNE, 1998) et de moins de 1 % à plus de 50 % au Dakota (J.E. RAWLING et al., 2003). L'une des quatre séquences éoliennes de sommet de paroi étudiées par B. LAURIOL et al. (2002) au Yukon, essentiellement sableuses, contenait également quelques plaquettes de schiste isolées pouvant atteindre 20 mm. Les tranchées ouvertes par C.K. BALLANTYNE (1998) sur le mont Storr (île de Skye) ont également révélé des plaquettes isolées de taille exceptionnelle dont la longueur variait entre 60 et 110 mm, soit des ordres de grandeur comparables à ce que nous avons observé en Gaspésie. Cette charge grossière plus ou moins abondante s'avère l'une des principales caractéristiques des dépôts éoliens en sommet de paroi. Elles attestent de la puissance des forts courants ascensionnels qui remontent les parois lors des tempêtes, et tout spécialement des bourrasques ponctuelles qui peuvent atteindre des vitesses de pointe très élevées (B. HÉTU, 1992 ; C.K. BALLANTYNE, 1998).

33Au mont Saint-Pierre, l'ablation éolienne en paroi a été estimée, pour toute la période postglaciaire, à environ 30 cm (volume estimé des sédiments sur le plateau divisé par la superficie de la falaise supérieure), ce qui correspond à un taux de recul de l'ordre de 0,02 mm par an. Sachant que les taux de recul mentionnés dans la littérature pour les parois rocheuses soumises à l'éboulisation, toutes lithologies confondues, varient, en milieu arctique-alpin, entre 0,01 et 4,5 mm/an, avec une valeur médiane autour de 0,25 mm/an (B. HÉTU, 2004 ; n = 57), le taux attribué à la déflation éolienne au mont Saint-Pierre paraît relativement faible. C.K. BALLANTYNE (1998) a fait le constat inverse en Écosse (mont Storr) : avec un taux de recul de l'ordre de 0,06 à 0,07 mm par an, l'ablation éolienne arrive au premier rang des processus d'éboulisation qui ont agi sur cette paroi au cours des sept derniers millénaires (éboulement excepté).

2 ) Dynamique et évolution des dépôts

a. Le mont Saint-Pierre

34Les quatre coupes ouvertes au sommet du mont Saint-Pierre ont permis de reconstituer les grandes étapes de la sédimentation éolienne en bordure du plateau sommital depuis la déglaciation. L'accumulation a commencé à la base de la coupe 1 vers 13700-13 400 BP (fourchette de l'âge calibré à deux sigma ; voir Tab. II), soit 1000 à 1500 ans après la déglaciation de l'escarpement côtier (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-b). Le début de l'accumulation éolienne semble correspondre avec l'arrivée des premières plantes dans la région (N. MARCOUX et P.J.H. RICHARD, 1995). Sur cette bordure de plateau culminant à 425 m d'altitude, coincée, d'une part, entre la mer de Goldthwait – transgression marine d'origine glacio-isostatique – et l'Inlandsis Laurentidien au nord et, d'autre part, la calotte glaciaire gaspésienne au sud (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-b), la reconquête du territoire par les végétations postglaciaires a été extrêmement lente (N. MARCOUX et P.J.H. RICHARD, 1995). Après une longue période de désert périglaciaire, qui a duré au moins 1500 ans, on assiste à partir de 13500 -13100 BP (fourchette de l'âge calibré à deux sigma) à l'installation d'une toundra clairsemée, principalement herbacée, qui sera peu à peu envahie par les arbustes. L'installation, sur le plateau sommital du mont Saint-Pierre, des premières mousses et autres plantes de toundra nous apparaît comme une condition essentielle au piégeage et à la fixation des sédiments éoliens. Avant l'implantation de ce piège végétal, les premiers sédiments éoliens, déposés directement sur les affleurements de roc poli par les glaciers, étaient probablement remaniés dès leur mise en place (vent, ruissellement), d'où ce délai d'environ 1500 ans entre la déglaciation et le début de la sédimentation éolienne. Les arbres colonisent le plateau du mont Saint-Pierre à partir de 12200 cal. BP, mais il faudra attendre au moins 2000 ans encore avant que n'apparaissent les premières forêts fermées, d'abord la pessière, puis la sapinière (C. LABELLE et P.J.H. RICHARD, 1984). Entre 10100 et 2300 cal. BP, la sédimentation éolienne s'effectue en milieu forestier, à travers la canopée, suivant un taux d'accumulation relativement faible, mais constant, de l'ordre de 0,11 mm/an en moyenne (voir Fig. 7). Cette sédimentation lente en milieu forestier a favorisé l'intégration de la matière organique tout au long de la colonne sédimentaire. Elle explique à la fois les fortes teneurs en matière organique diffuse mesurées dans les unités 1 et 2 de la coupe 1 et les lentilles de matière organique isolées qu'on y observe. Ces lentilles, qui sont peu étendues latéralement, correspondent probablement à des segments de litière et d'horizon Ah enfouis lors des tempêtes, phénomène que nous avons pu observer de visu lors du blizzard de janvier 1988. Les nombreuses déformations (tassements, basculements) qui affectent les plaquettes des unités inférieures de la coupe 1 (U1 et U2) sont attribuées aux tassements liés à la décomposition des matières végétales enfouies par la sédimentation éolienne (voir Fig. 5-A) : litière, paquets de feuilles mortes, branches et troncs tombés au sol. Il se peut également que certaines déformations soient liées à la fonte des neiges (voir Photo 2-A), comme nous avons pu le constater à maintes reprises au cours de la fusion printanière (B. HÉTU, 1995).

35Vers 2350 BP, on assiste à une rupture brutale du régime sédimentaire au droit des coupes 1 et 2, qui se traduit par une augmentation subite du taux de sédimentation (multiplié par 10 à la coupe 1, par 3 à la coupe 2 ‒ voir Fig. 7) – et par des changements significatifs au niveau du faciès.

Rupture d'équilibre causée par un incendie majeur en contexte de péjoration climatique

36Les deux premiers décamètres en bordure du plateau correspondent à la zone d'accumulation maximale lors du blizzard de 1988. Si la distribution des sédiments accumulés en 1988 est représentative de ce type de processus, c'est dans ce secteur que la séquence éolienne qui coiffe le plateau devrait être la plus épaisse et la plus ancienne. Or ce n'est pas ce que révèle la stratigraphie (voir Fig. 4 et 6). Paradoxalement c'est en bordure du plateau que les séquences éoliennes sont à la fois les plus jeunes et les plus minces (coupes 3 et 4). Nous croyons qu'un incendie majeur survenu il y a environ 2350 ans a provoqué la remobilisation des sédiments éoliens qui s'y étaient accumulés antérieurement. Ce secteur semble avoir été nettoyé jusqu'au roc après l'incendie (Fig. 9-B). Les sédiments éoliens anciens, balayés par la déflation éolienne, ont été soufflés plus loin sur le plateau, au droit des coupes 1 et 2, d'où la hausse subite du taux de sédimentation dans ce secteur. La dynamique de remobilisation évoquée ici est semblable à celle qui a produit la cuvette de déflation décrite plus haut, mais à une toute autre échelle puisqu'elle implique simultanément tout le secteur compris entre les coupes 3 et 4. L'existence de ce feu est attestée par les charbons de bois au contact des unités 2 et 3 de la coupe 1. Mais on trouve également des charbons à d'autres niveaux dans les coupes, alors pourquoi ce feu en particulier ? Certains feux ne consument qu'une partie de la canopée, épargnant la strate arbustive et la litière, alors que les plus intenses brûlent toute la biomasse, incluant la litière et l'humus sous-jacent, exposant le sol minéral (R.A. SHAKESBY et S.H. DOERR, 2006). Nous croyons que le feu de 2350 ans BP appartient à la seconde catégorie. Trois ensembles de faits témoignent de la sévérité exceptionnelle de ce feu :

- D'abord les séquences éoliennes 1 et 2 montrent un brusque changement de faciès après 2350 ans cal. BP. Les sédiments, appauvris en matière organique diffuse, deviennent plus gris. Les lentilles de matière organique isolées et les déformations post-sédimentaires ont disparu. Le litage fruste de l'unité 3 de la coupe 1 (voir Photo 4-B), souligné à la fois par des variations subtiles de la granulométrie et par le parallélisme des plaquettes, rappelle celui des séquences nivéo-éoliennes de Manche-d'Épée (B. HÉTU, 1995). À cet endroit, le litage est un caractère acquis durant la dénivation (au sens de A. CAILLEUX, 1972) à travers un jeu de tris verticaux in situ produits par l'érosion pluviale et la percolation (B. HÉTU, 1995). Or ce litage n'est conservé (et fossilisé) que dans les zones dépourvues de végétation, essentiellement sur les longues concavités basales nivéo-éoliennes qui prolongent les talus d'éboulis actuels. Nous croyons que le changement de faciès vers 2 350 ans marque le passage d'une sédimentation en milieu forestier à une sédimentation en milieu complètement ouvert et que le milieu est resté ouvert pendant une très longue période après cet incendie.

- L'impact de l'incendie de 2350 BP s'est fait sentir sur la longue durée. Il semble s'être écoulé plusieurs siècles avant que la forêt ne puisse recoloniser la zone incendiée. C'est du moins ce que suggèrent les datations obtenues dans la partie supérieure des coupes 1 et 2. À la coupe 1, la forêt semble avoir recolonisé le site peu avant 1616 BP d'après l'âge 14C obtenu sur charbon de bois à 22 cm au-dessus de la base de l'unité 4. À la coupe 2, le retour de la végétation semble avoir été encore plus tardif (708 cal. BP). Une fois revenue, la végétation a pu à nouveau jouer son rôle de piège à sédiments, favorisant la reconstitution du manteau éolien dans l'espace nettoyé après l'incendie (Fig. 9-C). Les dates très jeunes obtenues dans la partie inférieure des coupes 3 et 4 (418 et 849 cal. BP) sont très cohérentes avec ce schéma. Avec le retour de la forêt, on retrouve les traits de faciès qui caractérisent la sédimentation éolienne en milieu densément boisé (unité 4 de la coupe 1, unité 3 de la coupe 2) : sédiments plus foncés, fortes teneurs en matière organique diffuse, lentilles et horizons de matière organique fossiles, nombreuses déformations post-sédimentaires associées à la décomposition des matières végétales enfouies.

- Enfin, le caractère exceptionnel de l'incendie de 2350 ans BP est démontré par la reprise du colluvionnement sur le versant ouest du mont Saint-Pierre. Les dates 14C obtenues à 100 m de distance dans le dépôt de versant sont quasi identiques. Nous pensons qu'elles renvoient à un feu unique qui a provoqué une rupture d'équilibre majeure sur ce versant, la seule qui a laissé des traces au sein de cette séquence colluviale au cours des derniers millénaires.

37Plusieurs recherches effectuées en milieux alpins et subarctiques ont démontré que les feux naturels qui surviennent dans un contexte de péjoration climatique peuvent avoir des impacts durables, voire irréversibles, qui se traduisent à terme par la fragmentation du paysage forestier (apparition d'ouvertures) et une recrudescence de l'activité géomorphologique, notamment la formation de dunes paraboliques (L. FILION, 1984 ; L. FILION et al., 1991 ; B. BUSSIÈRES et al., 1996). Or le feu de 2350 ans BP au mont Saint-Pierre et la longue période de régénération forestière qui a suivi se sont produits durant une période de refroidissement climatique qui est très bien documentée dans la région, à la fois par la palynologie, la paléo-écologie et la géomorphologie. Les changements observés depuis 2500 ans dans les carottes polliniques des lacs J'Arrive et à Euloge, près de Sainte-Madeleine (voir Fig. 1), témoignent de l'instauration d'un climat plus froid et plus humide. Le dernier millénaire se distingue par une ouverture graduelle du paysage forestier (recul des arbres au profit des arbustes), particulièrement marquée dans les sites côtiers, plus exposés aux vents du large (N. MARCOUX et P.J.H. RICHARD, 1995). S. PAYETTE et F. BOUDREAU (1984) ont observé une évolution similaire sur les sommets alpins gaspésiens, à une trentaine de kilomètres au sud-ouest : "des tendances marquées vers un climat plus froid et plus humide se sont faites sentir vers 2200 BP dans l'étage subalpin, causant une ouverture graduelle du couvert forestier et l'apparition des prairies subalpines" (p. 333). Le recul de la végétation subalpine se double d'une intensification de l'activité périglaciaire, notamment la gélifluxion.

Figure 9 - Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.

Figure 9 - Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.

A : longue phase de sédimentation éolienne en milieu forestier.
B : après le feu de 2350 cal. BP, creusement d'une cuvette de déflation (CD) en bordure du plateau. Les sédiments éoliens anciens sont soufflés plus loin sur le plateau.
C : retour de la forêt et reconstitution du manteau éolien en bordure du plateau.
1 : substratum rocheux. 2 : dépôt éolien. 3 : vent ascendant. 4 : sédimentation éolienne (intensité proportionnelle à la largeur de la flèche). 5 : profil de la canopée.

Intensification des vents de tempête

38Si la remobilisation du stock de sédiments accumulés en bordure du plateau peut expliquer l'augmentation subite du taux de sédimentation au droit des coupes 1 et 2 après l'incendie de 2350 BP, cet argument ne peut être invoqué pour expliquer la reconstitution rapide du manteau éolien dans le secteur des coupes 3 et 4 au cours des huit derniers siècles. Le fort taux de sédimentation observé dans ce secteur depuis 800 ans, environ 2 mm/an en moyenne, implique à la fois une déflation éolienne très vigoureuse sur la falaise en contrebas et une fréquence accrue des vents de tempête. Il se peut que cette période de sédimentation accélérée coïncide avec un changement dans le régime des vents de tempête. Les rares données disponibles au Québec sur l'évolution postglaciaire de la circulation atmosphérique font état d'une intensification des vents dans la seconde moitié de l'Holocène, avec des pics d'intensité dont la chronologie varie légèrement suivant les régions, mais avec des recoupements. Dans la région de Charlevoix, les principales périodes d'activité éolienne se situent vers 4500 cal. BP, entre 3000 et 2000 cal. BP et depuis 250 ans (S. HAUSMANN et al., 2001). Au Québec subarctique, près de la baie d'Hudson, elles surviennent entre 5400 et 4550 BP, entre 3950 et 2850 cal. BP et depuis 650 cal. BP (L. FILION et al., 1991). À l'extrémité est de l'île d'Anticosti (cap Sandtop), située dans le golfe du Saint-Laurent, face à la Gaspésie, la sédimentation éolienne, qui a débuté dans les tourbières littorales vers 2375 cal. BP, est devenue particulièrement intense depuis 1600 cal. BP (D. GERMAIN et al., 2009). Ces résultats sont cohérents avec les forts taux de sédimentation observés au sommet du mont Saint-Pierre au cours du dernier millénaire.

b. Grande-Vallée

39Pour comprendre l'histoire de la sédimentation éolienne à Grande-Vallée il est nécessaire de la replacer dans le contexte des variations du niveau marin relatif (NMR) depuis la déglaciation (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2002). Après la déglaciation de la zone côtière il y a environ 15500 ans, les secteurs situés sous 55 m d'altitude ont été submergés par les eaux de la mer de Goldthwait, une transgression marine éphémère d'origine glacio-isostatique (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-b). Par la suite, le soulèvement du continent, particulièrement rapide entre 13500 et 9500 cal. BP, a refoulé les eaux marines, déterminant l'apparition d'une série de terrasses marines étagées. La terrasse de 20 m a émergé il y a 11500 ans environ. Après être passé sous le niveau actuel entre 7500 et 5700 ans cal. BP, le NMR est remonté jusqu'a +8 m environ vers 2730-3350 cal. BP avant de redescendre au niveau qu'il occupe actuellement il y a moins de 2000 ans (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2000-b, 2002). Longtemps submergée puis émergée, ce n'est que très tardivement que la falaise a pu jouer son rôle de zone de déflation pour la sédimentation éolienne qui coiffe la terrasse. Sans doute recouverte de végétation (mousses, lichens, petits arbustes) et donc inactive durant la période de bas niveau marin, la falaise telle que nous la connaissons aujourd'hui est probablement devenue active quelque part vers 5000 ans BP, quand la mer est revenue en saper la base. C'est précisément à cette époque qu'a débuté la sédimentation éolienne sur le replat qui la domine. L'évolution subséquente du taux de sédimentation est assez cohérente avec ce que nous savons des variations du NMR. Le taux de sédimentation, d'abord relativement élevé (7,3 mm/an), diminue graduellement pendant que le bas de la falaise est progressivement ennoyé parallèlement à la remontée du niveau marin. Au maximum de la transgression, quelque part entre 2730-3350 cal. BP, alors que le NMR atteint la cote de +8 m (B. HÉTU et J.T. GRAY, 2002), la surface exposée à la déflation sur la partie émergée de la falaise atteignait au plus une dizaine de mètres de dénivelée. C'est durant cette période qu'on enregistre le taux de sédimentation le plus bas, soit 1,2 mm/an. L'augmentation du taux de sédimentation moyen depuis 2000 ans coïncide avec une période d'abaissement du NMR qui s'est traduit par un accroissement de la surface de déflation. La hauteur de la falaise atteint désormais 18-19 m, un gain de plus de 80 % par rapport à la période de haut NMR. Tout comme au mont Saint-Pierre, l'augmentation du taux de sédimentation au cours des deux derniers millénaires a dans toute été favorisée par l'intensification des vents de tempête.

VII - Conclusion

40Dans certaines situations, qui ne sont peut-être pas si exceptionnelles, le vent s'avère être un agent de transport beaucoup plus puissant qu'on ne l'a cru jusqu'à maintenant (M. SEPPÄLÄ, 2004). Loin d'être un phénomène anecdotique, le type de dépôt éolien décrit ici est probablement beaucoup plus répandu que ne le laisse entendre les quelques publications parues à ce jour (voir l'introduction), pour peu que les conditions propices soient réunies : 1/ des parois de roches friables livrant des quantités appréciables de fragments de petites tailles, en particulier les lithologies produisant des plaquettes ; 2/ la présence d'un replat (plateau, terrasse) au sommet de la paroi pour permettre le stockage des sédiments remontés par le vent ; 3/ la présence sur le replat sommital d'un couvert végétal minimal favorisant le piégeage et la fixation des sédiments éoliens ; 4/ un climat venteux ponctué d'épisodes récurrents de vents violents. Le vent, bien entendu, n'est pas directement responsable du détachement des particules prélevées sur la paroi lors de ces épisodes. Les débris mobilisés sont déjà disponibles en paroi sur les vires et autres aspérités faisant saillie (B. HÉTU et P. VANDELAC, 1989 ; Z. WANG et al., 2011). Ils ont été préalablement détachés par l'intense météorisation qui sévit sur ces parois de roches friables. Une quantité importante de débris grossiers peut aussi être transportée vers le bas et nourrir des dépôts de versant originaux (B. HÉTU, 1991, 1995 ; M. LAURAIN et al., 1995).

41Les séquences éoliennes de sommet de paroi sont susceptibles de livrer de précieuses informations sur les changements à long terme dans la fréquence des vents de tempête à condition d'en faire une analyse critique minutieuse afin d'isoler la composante climatique régionale par delà les facteurs locaux. Les interprétations paléo-climatiques, en particulier, doivent être conduites avec prudence, car le début de la sédimentation éolienne de sommet de paroi peut être contrôlé à l'échelle locale par d'autres phénomènes, tels un éboulement, l'érosion fluviale ou les variations du niveau marin relatif, des processus azonaux qui peuvent exposer ou réactiver certaines parois rocheuses (C. BÉGIN et al., 1995 ; C.K. BALLANTYNE, 1998; B. LAURIOL et al., 2002 ; D. GERMAIN et al., 2009 ; Z. WANG et al., 2011). Les données présentées ici semblent néanmoins indiquer une augmentation de la fréquence des vents de tempête au cours des deux derniers millénaires. Cette hypothèse, pour être validée, devra être testée à l'échelle régionale en multipliant les sites d'étude et en variant l'orientation des parois sources. Enfin, il est clair qu'en contexte de roches friables, toute démarche visant à établir le bilan sédimentaire global des parois rocheuses (taux de recul) doit prendre en considération l'impact du vent, ce qui est rarement fait (C.K. BALLANTYNE, 1998 ; M. KRAUTBLATTER et R. DIKAU, 2007 ; Z. WANG et al., 2011 ; N. MATSUOKA, 2019). Comme nous l'avons vu plus haut, la part attribuable à l'ablation éolienne, eu égard aux autres processus impliqués dans l'éboulisation, semble varier considérablement d'un environnement à l'autre.

Remerciements : Diane COLL, Geneviève ALLARD, Pierre VANDELAC, Jean-François GIRARD, Louise DION, Francis GAUTHIER et Sandrine PLANTE-HÉTU ont participé aux relevés de terrain. Les analyses granulométriques ont été réalisées par Serge VÉZINA. La figure 1 a été dessinée par Marie-Andrée ROY. Cette recherche a été supportée financièrement par le Conseil national de recherche du Canada et le Fonds institutionnel de l'Université du Québec à Rimouski. Que toutes ces personnes et organismes trouvent ici l'expression de nos plus sincères remerciements. L'auteur remercie les évaluateurs de la revue pour leurs commentaires judicieux.

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Bibliographie

BALLANTYNE C.K. (1998) - Aeolian deposits on a Scottish mountain summit: characteristics, provenance, history and significance. Earth Surface Processes and Landforms, vol. 23, n° 7, p. 625-641.

BÉGIN C., MICHAUD Y. et FILION L. (1995) - Dynamics of a Holocene Cliff-Top dune along Mountain River, Northwest Territories, Canada. Quaternary Research, vol. 44, n° 3, p. 392-404.

BLOTT S.J. et PYE K. (2001) - GRADISTAT: a grain size distribution and statistics package for the analysis of unconsolidated sediments. Earth Surface Processes and Landforms, vol. 26, p. 1237-1248.

BOWEN A.J. et LINDLEY D. (1977) - A wind-tunnel investigation of the wind speed and turbulence characteristics close to the ground over various escarpment shapes. Boundary-Layer Meteorology, vol. 12, n° 3, p. 259-271.

BUSSIÈRES B., PAYETTE S. et FILION L. (1996) - Déboisement et entourbement des hauts sommets de Charlevoix à l'Holocène supérieur : origine des étages alpins et subalpins. Géographie Physique et Quaternaire, vol. 50, n° 3, p. 257-269.

CAILLEUX A. (1972) - Les formes et dépôts nivéo-éoliens actuels en Antarctique et au Nouveau-Québec. Cahiers de géographie de Québec, vol. 16, n° 39, p. 377-409.

CAILLEUX A. et TRICART J. (1959) - Initiation à l'étude des sables et des galets. Édit. Centre de Documentation Universitaire (CDU), Paris, vol. 1 (texte), 376 p.

ENRQ (2005) - Le potentiel éolien au Québec. Édit. Ministère de l'Énergie et des Ressources Naturelles, Québec (Canada), en ligne, page consultée le 3 décembre 2019.

FILION L. (1984) - A relationship between dunes, fire and climate recorded in the Holocene deposits of Quebec. Nature, vol. 309, n° 5968, p. 543-546.

FILION L., SAINT-LAURENT D., DESPONTS M. et PAYETTE S. (1991) - The late Holocene record of aeolian and fire activity in northern Québec, Canada. The Holocene, vol. 1, n° 3, p. 201-208.

FOLK R.L. et WARD W.C. (1957) - Brazos River bar: a study in the significance of grain size parameters. Journal of Sedimentary Petrology, vol. 27, n° 1, p. 3-26.

FORTIN G., HÉTU B. et GERMAIN D. (2011) - Climat hivernal et régimes avalancheux dans les corridors routiers de la Gaspésie septentrionale (Québec, Canada). Climatologie, vol. 8, p. 1-17.

GAGNON R.M. (1970) - Le climat des Chic-Chocs. Édit. Ministère des Richesses naturelles du Québec, Service de la Météorologie, Rapport M.-P. 36, 103 p.

GERMAIN D. et FILION L. (2002) - Description morpho-sédimentologique d'un système éolien de haut de falaise, au cap Sandtop à l'île d'Anticosti (Québec). Géographie Physique et Quaternaire, vol. 56, n° 1, p. 81-95.

GERMAIN D., LAVOIE M. et FILION L. (2009) - Cliff-top eolian sedimentation reflecting Mid- to Late-Holocene environmental changes at Anticosti Island, Gulf of St. Lawrence, Eastern Canada. Journal of Coastal Research, vol. 25, n° 2, p. 324-335.

HAUSMANN S., LAROCQUE-TOBLER I., RICHARD P.J.H., PIENITZ R., SAINT-ONGE G. et FYE F. (2011) - Diatom-inferred wind activity at Lac du Sommet, southern Québec, Canada: a multiproxy paleoclimate reconstruction based on diatoms, chironomids and pollen for the past 9500 years. The Holocene, vol. 21, n° 6, p. 1-14.

HESSE P.P., HUMPHREYS G.S., SELKIRK P.M., ADAMSON D.A., GORE D.B., NOBES D.C., PRICE D.M., SCHWENNINGER J.L., SMITH B., TULAU M. et HEMMINGS F. (2003) - Late Quaternary dunes on the presently humid Blue Mountain, Eastern Australia. Quaternary International, vol. 108, n° 1, p. 13-32.

HÉTU B. (1991) - Éboulis stratifiés actifs près de Manche-d'Épée, Gaspésie (Québec, Canada). Zeitschrift für Geomorphologie, vol. 35, n° 4, p. 439-461.

HÉTU B. (1992) - Coarse cliff-top aeolian sedimentation in Northern Gaspésie, Québec (Canada). Earth Surface Processes and Landforms, vol. 17, n° 1, p. 95-108.

HÉTU B. (1995) - Le litage des éboulis stratifiés cryonivaux en Gaspésie (Québec, Canada): rôle de la sédimentation nivéo-éolienne et des transits supranivaux. Permafrost and Periglacial Processes, vol. 6, n° 2, p. 147-171.

HÉTU B. (2004) - Talus d'éboulis : environnement et histoire. Quaternaire, numéro hors-série "Dépôts de pente continentaux. Dynamique et faciès" sous la direction de P. BERTAN, p. 199-216.

HÉTU B. et GRAY J.T (2000-a) - Effets of environmental change on scree slope development throughout the postglacial period in the Chic-Choc Mountains in the northern Gaspé Peninsula, Québec. Geomorphology, vol. 32, n° 3-4, p. 335-355.

HÉTU B. et GRAY J.T (2000-b) - Les étapes de la déglaciation dans le nord de la Gaspésie : les marges glaciaires des Dryas ancien et récent. Géographie Physique et Quaternaire, vol. 54, n° 1, p. 5-40.

HÉTU B. et GRAY J.T. (2002) - L'apport de la géomorphologie à l'archéologie paléoindienne dans l'est du Québec : une géoarchéologie à (ré-)inventer ? Recherches amérindiennes au Québec, vol. 32, n° 3, p. 76-90.

HÉTU B. et VANDELAC P. (1989) - La dynamique des éboulis schisteux au cours de l'hiver, Gaspésie septentrionale, Québec. Géographie physique et Quaternaire, vol. 43, n° 3, p. 389-406.

JACKSON M. et ROERING J.J. (2009) - Post-fire geomorphic response in steep, forested landscapes: Oregon Coast Range, USA. Quaternary Science Reviews, vol. 28, n° 11-12, p. 1131-1146.

KRAUTBLATTER M. et DIKAU R. (2007) - Towards a uniform concept for the comparaison and extrapolation of rockfall retreat and rockfall supply. Geografiska Annaler, vol. 89A, n° 1, p. 21-40.

LABELLE C. et RICHARD P.J.H. (1984) - Histoire postglaciaire de la végétation dans la région de Mont-Saint-Pierre, Gaspésie, Québec. Géographie Physique et Quaternaire, vol. 38, n° 3, p. 257-274.

LACHAMBRE G. et BRISEBOIS D. (1990) - Géologie de la région de Grande Vallée. Édit. Ministère de l'Énergie et des Ressources naturelles du Québec, Québec, carte 2152 du DV 91-02.

LAURAIN M., MARRE A., GUÉRIN H. et RICHARD J. (1995) - Processus génétiques à l'origine des formations de pente à graviers de craie. Permafrost and Periglacial Processes, vol 6, n° 2, p. 103-108.

LAURIOL B., CABANA Y., CINQ-MARS J., GEURTS M.A. et GRIMM F.W. (2002) - Clifftop eolian deposits and associated molluscan assemblages as indicators of Late Pleistocene and Holocene environments in Beringia. Quaternary International, vol. 87, n° 1, p. 59-79.

MARCOUX N. et RICHARD P.J.H. (1995) - Végétation et fluctuations climatiques postglaciaires sur la côte septentrionale gaspésienne, Québec. Canadian Journal of Earth Science, vol. 32, n° 1, p. 79-96.

MATSUOKA N. (2019) - A multi-method monitoring of timing, magnitude and origin of rockfall activity in the Japanese Alps. Geomorphology, vol. 336, p. 65-76.

meteo.gc.ca (2019) - Normales climatiques 1981-2010 des stations de Sainte-Anne-des-Monts et de Cap-Madeleine. Édit. Gouvernement du Canada, en ligne, page consultée le 2 décembre 2019.

PAYETTE S. et BOUDREAU F. (1984) - Évolution postglaciaire des hauts sommets alpins et subalpins de la Gaspésie. Canadian Journal of Earth Sciences, vol. 21, n° 3, p. 319-335.

RAWLING J.E., FREDLUND G.G. et MAHAN S. (2003) - Aeolian cliff-top deposits and buried soils in the White River Badlands, South Dakota, USA. The Holocene, vol. 13, n° 1, p. 121-129.

RUSSELL I.C. (1891) - An expedition to mount St. Elias, Alaska. National Geographic Magazine, n° 3, p. 53-204.

SAYE S.E., PYE K. et CLEMMENSEN L.B. (2006) - Development of a cliff-top dune indicated by particle size and geochemical characteristics : Rubjerg Knude, Denmark. Sedimentology, vol. 53, p. 1-21.

SELBY M.J., RAINS R.B. et PALMER R.W.P. (1974) - Eolian deposits of the ice-free Victoria Valley, Southern Victoria Land, Antactica. New Zealand Journal of Geology and Geophysics, vol. 17, n° 3, p. 543-562.

SEPPÄLÄ M. (2004) - Wind as a geomorphic agent in cold climates. Édit. Cambridge University Press, Cambridge (Grande-Bretagne), 358 p.

SHAKESBY R.A. et DOERR S.H. (2006) - Wildfire as a hydrological and geomorphological agent. Earth-Science Reviews, vol. 74, n° 3-4, p. 269-307.

SHARP R.P. (1949) - Pleistocene ventifacts east of the Big Horn Mountains, Wyoming. The Journal of Geology, vol. 57, n° 2, p. 175-195.

SHARP R.P. (1963) - Wind ripples. The Journal of Geology, vol. 71, n° 5, p. 616-636.

SLIVITSKY A., SAINT-JULIEN P. et LACHAMBRE G. (1991) - Synthèse géologique du Cambro-Ordovicien du nord de la Gaspésie. Édit. Gouvernement du Québec, Direction générale de l'exploration géologique et minérale, rapport ET 88-14, 61 p. + 9 feuillets cartographiques.

STUIVER M., REIMER P.J. et REIMER R.W. (2019) - CALIB radiocarbon calibration. Version 7.1. WWW program. En ligne, page consultée le 12 novembre 2019.

TRENHAILE A.S. et RUDAKAS P.A. (1981) - Freeze-thaw and shore platform development in Gaspé, Québec. Géographie Physique et Quaternaire, vol. 35, n° 2, p. 171-181.

WANG Z., SHI W. et LIU D. (2011) - Continual erosion of bare rocks after the Wenchuan earthquake and control strategies. Journal of Asian Earth Sciences, vol. 40, n° 3-4, p. 915­925.

WENTWORTH C.K. (1922) - A scale of grade and class terms for elastic sediments. The Journal of Geology, vol. 30, n° 5, p. 377-392.

WHITE E.M. (1960) - Conditions for cliff dune formation and the climatic implications. Plain Anthropologist, vol. 5, n° 10, p. 80-82.

WILSON P. (1989) - Nature, origin and age of Holocene aeolian sand on Muckish Mountain, Co. Donegal, Ireland. Boreas, vol. 18, n° 2, p. 159-168.

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Table des illustrations

Titre Figure 1 - Localisation des dépôts éoliens étudiés près de Mont-Saint-Pierre (*a) et de Grande-Vallée (*b).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-1.jpg
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Titre Photo 1 - Le mont Saint-Pierre (425 m). [cliché : Bernard HÉTU]
Légende Le versant comprend deux parois rocheuses séparées par une bande de végétation. La paroi supérieure, profondément ravinée (PR2), fait 200 m de hauteur. La paroi inférieure (PR1), plus courte (40-60 m), alimente un talus d'éboulis actif (TEA) de 70 à 80 m de longueur. Le dépôt éolien étudié est situé en bordure du plateau sommital (flèche jaune). Les coupes a et b (points rouges), le long du chemin d'accès au sommet du mont Saint-Pierre, exposent les sédiments d'un talus d'éboulis relique (TER).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-2.jpg
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Titre Photos 2 - Sédimentation éolienne récente en bordure du plateau du mont Saint-Pierre. [clichés : Bernard HÉTU] 
Légende A : couche de sédiments éoliens accumulés sur la neige lors du blizzard des 5 et 6 janvier 1988 (photo prise en mai 1988 ; la fusion, déjà bien entamée, a engendré de nombreuses formes de dénivation). B : bilan sédimentaire de l'hiver 2006 (photo prise le 28 avril 2006). C : bilan sédimentaire de l'hiver 2014 (photo prise le 12 mai 2014).
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-3.jpg
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Titre Tableau I - Forme, dimension et poids des éléments dont la longueur (axe a) est >/= 10 mm.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-4.jpg
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Titre Figure 2 - Granulométries comparées des sédiments éoliens récents (blizzard de janvier 1988) et anciens (coupes 1 à 4) du sommet du mont Saint-Pierre.
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Titre Figure 3 - Localisation des coupes étudiées en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.
Légende A : photo aérienne verticale datant de 1963 (échelle : 1/15840). La forêt recouvre tout le plateau. Ligne rouge : bordure du plateau. Flèche rouge : cuvette de déflation en bordure du plateau (tache blanche = coupe 4). Astérisque rouge : site des mesures sur le talus d'éboulis (TE).B : carte topographique du sommet du mont Saint-Pierre (carré jaune) et localisation des coupes étudiées (1 à 4). Équidistance : 6 m.C : sommet de la paroi rocheuse en 1927. La forêt s'étend jusqu'au bord du plateau. Flèche rouge : site de coupe 4 (cuvette de déflation absente à cette époque). PFL : plate-forme d'abrasion littorale, TE : talus d'éboulis, PR : paroi rocheuse supérieure profondément ravinée, VR : versant de RICHTER.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 500k
Titre Photos 3 - Cuvette de déflation en bordure du plateau du mont Saint-Pierre.
Légende A : partie nord de la cuvette en 1984. Le personnage et la pelle (90 cm) donnent l'échelle. Ligne blanche : pourtour de la cuvette avant son comblement partiel par des dépôts éoliens récents (DER). Au fond à gauche, le cap fermant la baie de Mont-Saint-Pierre à l'ouest.B : partie sud de la cuvette en 1978. Les dépôts éoliens anciens (DEA) ont été nettoyés jusqu'au roc. Ligne jaune : contour du couloir qui ravine la paroi rocheuse.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 376k
Titre Photos 4 - La coupe 1 du mont Saint-Pierre.
Légende A : vue générale de la coupe 1. B : gros plan de la coupe 1. C : les plus grosses plaquettes extraites du front de coupe. U1 à U4 : unités 1 à 4.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-8.jpg
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Titre Figure 4 - Croquis de la coupe 1 du mont Saint-Pierre.
Légende À gauche : stratigraphie et datations 14C (médiane des âges calibrés à 2 sigma). Au centre : médiane des distributions granulométriques (tamisage de la fraction < 16 mm). À droite : perte au feu en %.1 : substratum rocheux. 2 : unité riche en matière organique, 3 : unité pauvre en matière organique.4 : déformations. 5 : horizons et lentilles (traits courts) organiques. 6 : charbons.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 148k
Titre Tableau II - Liste des datations au radiocarbone effectuées dans les séquences éoliennes du mont Saint-Pierre et de Grande-Vallée.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 224k
Titre Figure 5 - Faciès des sédiments éoliens au sommet du mont Saint-Pierre.
Légende Les unités les plus riches en matière organique (A) présentent de nombreuses déformations soulignées par l'assiette très variable des plaquettes d'argilite (stéréogramme correspondant à droite, n = 50) tandis que les unités qui contiennent peu de matière organique (B) sont caractérisées par des plaquettes subhorizontales (stéréogramme correspondant à droite, n = 50). Échelle de la photo A : 24 mm ; échelle de la photo B : 28 mm.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 448k
Titre Figure 6 - Stratigraphie des coupes 2, 3 et 4 au sommet du mont Saint-Pierre.
Légende 1 : substratum rocheux. 2 : unité riche en matière organique. 3 : unité pauvre en matière organique. 4 : déformations. 5 : couches organiques. 6 : charbons.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 96k
Titre Figure 7 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.
Légende Graphique : répartition des datations 14C (médiane des dates étalonnées à deux sigma) en fonction de la profondeur. En médaillon : taux de sédimentation médians calculés en divisant l'épaisseur des sédiments entre deux niveaux datés par la durée correspondante. La surface du sol correspond par défaut au temps zéro.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 136k
Titre Photos 5 - Stratigraphie du talus d'éboulis relique.
Légende Le contact entre l'unité colluviale inférieure (U1) et l'unité colluviale supérieure (U2) est souligné par un horizon organique (flèches blanches) riche en charbons de bois.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-14.jpg
Fichier image/jpeg, 1,0M
Titre Photos 6 - La séquence éolienne de Grande-Vallée. [clichés : Bernard HÉTU]
Légende A : vue générale de la coupe étudiée (entre les deux X). Noter l'échancrure dans la falaise juste devant la coupe. PFL-2 : plate-forme littorale de 16-23 m. FM : falaise morte.B : paroi ouest de l'échancrure avec la coupe étudiée juste au sommet (flèche ouverte). À droite, la falaise vive quasi verticale exposée aux vents de nord ; on aperçoit à son pied une petite portion de la plate-forme littorale actuelle (PFL-1). Sous le personnage, bloc de gneiss délesté par les glaces flottantes (iceberg ?) lorsque le replat de la PFL-2 était submergé.C : une partie de la coupe étudiée.D : sol enfoui de couleur ocre sous la séquence éolienne. Flèche : horizon Ah fossile daté de 5152 cal. BP.E : vue rapprochée des sédiments éoliens. Diamètre de la pièce de monnaie : 28 mm.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-15.jpg
Fichier image/jpeg, 368k
Titre Figure 8 - Évolution du taux de sédimentation éolienne au sommet de la falaise de Grande-Vallée.
Légende Répartition des âges 14C (médiane des âges calibrés à deux sigma et marges d'erreur) en fonction de la profondeur.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-16.jpg
Fichier image/jpeg, 108k
Titre Figure 9 - Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet du mont Saint-Pierre.
Légende A : longue phase de sédimentation éolienne en milieu forestier.B : après le feu de 2350 cal. BP, creusement d'une cuvette de déflation (CD) en bordure du plateau. Les sédiments éoliens anciens sont soufflés plus loin sur le plateau.C : retour de la forêt et reconstitution du manteau éolien en bordure du plateau.1 : substratum rocheux. 2 : dépôt éolien. 3 : vent ascendant. 4 : sédimentation éolienne (intensité proportionnelle à la largeur de la flèche). 5 : profil de la canopée.
URL http://journals.openedition.org/physio-geo/docannexe/image/11507/img-17.jpg
Fichier image/jpeg, 188k
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Pour citer cet article

Référence papier

Bernard Hétu, « Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet de deux parois rocheuses du nord de la Gaspésie, Québec (Canada) », Physio-Géo, Volume 15 | -1, 183-209.

Référence électronique

Bernard Hétu, « Évolution postglaciaire de la sédimentation éolienne au sommet de deux parois rocheuses du nord de la Gaspésie, Québec (Canada) », Physio-Géo [En ligne], Volume 15 | 2020, mis en ligne le 26 juin 2020, consulté le 07 juillet 2020. URL : http://journals.openedition.org/physio-geo/11507 ; DOI : https://doi.org/10.4000/physio-geo.11507

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Auteur

Bernard Hétu

Département de biologie, chimie et géographie, Université du Québec à Rimouski, 300 allée des Ursulines, Rimouski, Québec, Canada G5L 3A1.
Courriel : bernard_hetu@uqar.ca

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