Soutenance mémoire
DYNAMIQUE HOLOCÈNE DE LA P ALUDIFICATION DES FORÊTS DE LA CEINTURE D’ ARGILE
La pessière à mousses se situe dans la zone boréale coniférienne qui est la plus grande zone forestière d’Amérique du Nord et l’une des plus étendues de la planète avec ses 14,7 millions de km2 , soit 11 %de la surface terrestre (Bonan et Shugart 1989). Au Québec, la pessière à mousses est délimitée au nord par la transition avec la pessière à lichens, ce qui marque aussi l’actuelle limite septentrionale de l’exploitation commerciale des forêts, et se termine au sud par la transition avec la sapinière à bouleau blanc (Robitaille & Saucier 1998). La partie de la pessière à mousses qui sera étudiée dans le cadre du présent projet se situe sur la ceinture d’argile, une région propice à la paludification (Boudreault et al. 2002), couvrant 125 000 km2 (Lefort et al. 2002). Cette zone correspond à une large unité physiographique, relativement plane, composée de pentes généralement inférieures à 0,1 % (Gorham 1991). Vingt-neuf pourcent des territoires situés sur la ceinture d’argile sont recouverts de dépôts argileux assez imperméables (Riley 1982) et 36 % de dépôts organiques favorisant la rétention d’eau (Gauthier et al. 2000). La paludification est le phénomène par lequel de la matière organique faiblement décomposée se dépose sur le sol au cours du temps. Ce phénomène conduit ultimement à la formation de tourbières. Le deuxième complexe de tourbières au monde s’est formé dans les bas territoires de la baie de James et de la baie d’Hudson (Gorham 1991) et cela a été rendu possible par la présence des dépôts laissés par la mer de Tyrrell et le lac Ojibway qui sont des vestiges de l’histoire géomorphologique récente de la région.
État des connaissances
Contexte géomorphologique
La calotte glaciaire qui s’étendait jusqu’au sud de la région des Grands Lacs lors de la dernière glaciation aux environs de 20000 ans AA (années conventionelles (a.c.)) (Dyke & Prest 1987) est nommée l’inlandsis Laurentidien. Il a commencé à se retirer à partir de 18000 ans AA (a.c.) pour atteindre le nord de la baie de James aux alentours de 8000 (a.c.) (Dyke & Prest 1987). Lors de ce retrait, l’inlandsis s’est progressivement divisé et le glacier s’est partagé, le long de la moraine d’Harricana, en deux calottes glaciaires indépendantes : le glacier d’Hudson à l’ouest et le glacier du Nouveau-Québec, à l’est (Hardy 1977). Pendant le retrait des glaces, les eaux de fonte se sont accumulées entre la marge glaciaire en récession vers le nord et la ligne de partage des eaux vers le sud, pour donner naissance à de vastes étendues lacustres (Vincent & Hardy 1977). Ainsi, la région étudiée (basses terres de la baie de James) était couverte par le lac Ojibway qui se serait formé vers 9000 AA (a.c.) (Vincent & Hardy 1977). Ce lac proglaciaire fut le siège d’une sédimentation progressive en eaux profondes qui a entrainé la formation d’épaisses couches d’argiles. Il s’est étendu sur les basses terres de la baie de James au sud, au- delà de la Grande-Rivière au nord et jusqu’à la moraine de Sakami à l’Est (Vincent & Hardy 1977). Les sédiments glaciolacustres de la région comprennent essentiellement des silts argileux varvés dont la distribution est très sporadique au nord du 52• parallèle (Vincent & Hardy 1977).
Pendant le retrait des glaces, il s’est produit des phénomènes tardifs de récurrences glaciaires qui ont entraîné des ré-avancées du glacier avant sa disparition complète (Veillette 2007). La première récurrence glaciaire, appelée Cochrane 1, s’est étendue en deçà du so· parallèle et se serait produite vers 8300 ans AA (a.c.) (Hardy 1977). Cet épisode fût suivi de près par les réavancées de Rupert et de Cochrane II, mais elles ne se sont pas étendues au sud so• parallèle (Hardy 1977). La première récurrence de Cochrane a entraîné la compaction des dépôts de surface déjà en place et l’incorporation de gravier. Elle a donc conduit à la formation du till de Cochrane, compact donc très favorable à la rétention d’eau (Simard et al. 2008).
Deux masses glaciaires étaient alors individualisées, mais une masse de glace rémanente occupait la baie d’Hudson, servant de barrage de glace pour le lac Ojibway (Barber et al. 1999). Le barrage se serait disloqué vers 8400- 8200 cal. BP (Barber et al. 1999), permettant la vidange du lac et l’envahissement rapide de l’intérieur des terres par les eaux de la mer de Tyrrell (Lee 1960). Les eaux de la mer de Tyrrell ont submergé les basses terres de la baie de James et de la baie d’Hudson, laissant une couche d’argiles marines (Hardy 1977). Ballivy et al. (1971) avancent que la mer a pénétré à l’intérieur des terres alors que la région était déjà submergée. La fonte finale aurait eu lieu vers 6500 – 7000 AA (a.c.) (Dyke & Prest 1987; Vincent 1989).
Terminologie et processus de paludification
De nombreuses variantes existent concernant l’utilisation des termes relatifs à l’entourbement selon les auteurs. Nous allons donc établir les défmitions des principaux termes qui décrivent l’accumulation de matière organique dans le paysage. Nous utiliserons «entourbement» comme un terme générique pour définir l’accumulation de matière organique faiblement décomposée au-dessus du sol minéral, indépendamment du milieu d’origine ou du mode de formation. Nous distinguerons deux modes d’entourbement (Kuhry & Turunen 2006). La paludification, qui correspond à la formation d’écosystèmes tourbeux sur des terres jadis couvertes de forêts, des prairies humides, ou des terrains nus exposés pendant de longues périodes (Kuhry & Turunen 2006). Le comblement («terrestrialization» en anglais), qui correspond à l’accumulation progressive de matière organique dans un bassin saturé en eaux (Anderson et al. 2003). Nos distinguerons 2 types de paludification selon leur origine. La paludification endogène (Glebov & Korzukhin 1992) (=paludification autochtone (Gorozhankina 1997)) correspond à la paludification <<naturelle» des peuplements forestiers sous l’influence de la succession végétale. La paludification exogène (Glebov & Korzukhin 1992) (=paludification allochtone (Gorozhankina 1997)) fait référence aux peuplements qui se paludifient sous l’influence des eaux de ruissellement issues des milieux tourbeux environnants.
La paludification peut donc être défmie comme l’accumulation progresstve de matière organique faiblement décomposée sur le sol minéral, généralement des milieux humides, qui conduit ultimement à la formation d’une tourbière (Payette 2001). Cette accumulation débute quand la production de matière organique excède sa dégradation (Charman 2002; Paavilainen & Paivanen 1995) et serait plus redevable à un faible taux de décomposition qu’à une importante production primaire. Les facteurs qui contrôlent le taux de décomposition de la matière organique sont : le climat, l’humidité du sol, l’aération et le pH du sol, les caractéristiques physicochimiques de la litière et de la tourbe et la composition en microorganismes ainsi que la faune du sol (Charman 2002; Clymo 1965; van Cleve et al. 1983; van Cleve & Viereck 1983). Il est possible de classer ces facteurs en deux grands groupes selon qu’ils soient régis par développement intrinsèque de la tourbière (facteurs autogènes) ou qu’il s’agisse plutôt d’une influence du milieu externe (facteurs allogènes).
Influences des facteurs allogènes sur la paludification
Il existera souvent une hiérarchie incontournable des facteurs allogènes sur les facteurs autogènes lors des processus de paludification (Korhola 1996). En effet, l’initiation de la paludification est d’abord redevable à une combinaison de facteurs allogènes qui favorisent un surplus d’eau dans un site donné dont le climat est souvent l’élément déterminant (Turunen & Turunen 2003). De basses températures et des précipitations importantes favoriseront un bilan hydrique positif et de faibles taux de décomposition (Yu et al. 2001). La topographie locale peut aussi accentuer le maintien d’une nappe d’eau superficielle. En effet, les terrains plats sont propices à la paludification à cause de leur haute capacité de rétention d’eau. La paludification peut aussi prendre place le long des pentes et s’étendre vers le paysage environnant (Korhola 1996), mais les sites en pente ont un drainage latéral plus important et présentent des taux de paludification plus faibles (Simard et al. 2009). Par exemple, Simard et al. (2009) soulignent qu’une couche de matière organique réduite à 20 cm après un feu mettra 75 ans pour atteindre 40 cm d’épaisseur sur terrain plat alors qu’elle mettra 180 ans sur une pente. Ainsi, une très faible différence de pente de l’ordre de 3% à 7% peut faire une très grande différence dans le maintien de la productivité des arbres après feu (Simard et al. 2009). Le haut des pentes est soumis à un drainage plus important qui assèche la surface du sol et affecte la quantité, la qualité et la continuité des combustibles (Cyr et al. 2007). Les feux ont donc tendance à être plus sévères en haut de pentes. La combustion en profondeur de la matière organique y sera accentuée. Les feux entravent donc l’accumulation de matière organique en haut de pentes. La topographie aura donc un effet déterminant sur la paludification (Lavoie et al. 2005) en modulant à la fois le degré d’entourbement initial après feu, mais aussi la cadence et l’intensité du processus de paludification (Simard et al. 2009).
Influences des facteurs autogènes sur la paludification
La paludification est influencée par plusieurs facteurs dont il est difficile de différencier les conséquences exactes. Nous savons cependant que sous des conditions climatiques adéquates, les facteurs autogènes, dont notamment la succession végétale, prendront une importance capitale pour perpétuer ce processus (Korhola 1996). En effet, la successwn forestière peut être considérée comme un excellent moteur de la paludification, indépendamment de la topographie et du drainage (Simard et al. 2009). La succession de la végétation en pessière à mousses conduit à la formation de pessières noires (Harper et al. 2003) qui développent, avec le temps, un épais sol forestier composé de matériaux végétaux produits par la végétation de sous-bois et les arbres (Fenton et al. 2005). Cette matière résiduelle sera à l’origine d’une litière difficilement décomposable (van Cleve et al. 1983). Dans les peuplements où l’épinette noire (Picea mariana (Mill.) B.S.P.) n’est pas initialement dominante, il se forme aussi un tapis de bryophytes plutôt forestières de la famille des Hypnaceae (Schimp.) avec une prédominance de Pleurozium schreberi ((Brid.)Mitt). Ce tapis conduira à la formation d’une couche de matière organique pouvant atteindre 20 à 30 cm d’épaisseur (Viereck 1970) plus favorable aux épinettes noires. Ainsi, les vieilles forêts de conifères se transforment généralement en pessières paludifiées (Viereck 1970). La présence d’un tapis de mousses, qui en forêt boréale sera principalement formé de mousses hypnacées et de sphaignes (Sphagnum spp.) (Larsen 1971), prend donc une importance capitale, car il contribue à l’accumulation de matière organique (van Cleve et al. 1983; van Cleve & Viereck 1981; van Cleve & Viereck 1983). Les mousses hypnacées se retrouvent en position dominante sur le sol des forêts productives denses, parce qu’elles sont intolérantes à la lumière directe (Weetman 1968) et que les sphaignes ne sont pas capables de s’établir et de se développer lorsque l’ouverture de la canopée est inférieure à 20% (Fenton et al. 2007). On observe un remplacement des mousses hypnacées par les sphaignes après le premier siècle, lorsque l’accumulation de matière organique a entrainé une ouverture de la canopée (Lecomte et al. 2005). L’élévation de la nappe phréatique qui accompagne l’accumulation de matière organique (Fenton & Bergeron 2006) rendra l’eau disponible pour les sphaignes et favorisera leur croissance au détriment des mousses hypnacées. La colonisation par les sphaignes et la diminution progressive du couvert forestier entraîneront une élévation de la nappe phréatique (Crawford et al. 2003) et une acidification progressive du milieu (Kuhry et al. 1993). Les sphaignes génèrent donc elles même les conditions propices à leur prolifération et sont d’importants protagonistes du développement d’un épais sol forestier (Fenton et al. 2005). Nous remarquerons également que la formation d’une couche de matière organique crée« un manteau» isolant qui diminue la température du sol et ralentit encore plus la décomposition (van Cleve & Viereck 1983).
En pessière à mousses, la succession végétale conduit généralement au développement de pessières noires ombrotrophes, mais ce n’est pas toujours le cas. En effet, les dynamiques de végétations sont aussi fortement liées à l’histoire des feux (Fenton & Bergeron 20 13; Larocque et al. 2000).
Influence du feu sur l’accumulation de la matière organique
Le feu est considéré comme la principale perturbation en forêt boréale (Johnson 1992; Payette 1992). Les feux ont la capacité de consumer complètement la matière organique accumulée sur le sol forestier (Johnson 1992). Les feux de surface répétés ralentissent fortement le taux d’accumulation de matière organique (Kuhry 1994). Il est cependant très difficile de généraliser l’effet des incendies sur les écosystèmes (van Cleve & Viereck 1983), car diverses réponses de la végétation au passage d’un feu sont possibles (Fenton & Bergeron 20 13; Lecomte et al. 2005). Il est tout de même possible de distinguer deux types de feu en forêt boréale selon le degré de réduction de la couche de matière organique. Les conséquences locales d’un feu sur la couche organique semblent principalement liées au taux d’humidité (Rein et al. 2008; Terrier et al. 2014; Viereck & Dymess 1979). Les feux de faible sévérité ne consument pas complètement la couche de matière organique, entraînent une ouverture de la canopée et favorisent l’envahissement subséquent par les sphaignes (Lecomte et al. 2005). Ils paraissent donc induire un entourbement prématuré des peuplements (Lecomte et al. 2005). Au contraire, les feux de forte sévérité consument entièrement l’horizon fibrique ce qui entraine une augmentation de l’activité biologique et, par conséquent, une augmentation de la décomposition (Viereck 1982, Simard et al. 2008). Les feux de forte sévérité semblent entraîner un retour dans la séquence de succession en favorisant le rétablissement des mousses hypnacées (Lecomte et al. 2005). Les feux de forte sévérité paraissent donc ralentir l’accumulation de matière organique (Lecomte et al. 2005). Il demeure donc primordial, si l’on cherche à comprendre la dynamique d’accumulation de la matière organique dans le paysage, de connaître 1 ‘histoire des feux qui y est rattachée.
Méthode de reconstitution de l’historique des feux
Différentes méthodes permettent de retracer l’histoire des feux, que ce soit à l’échelle locale ou régionale, et pour des échelles temporelles allant du siècle à plusieurs millénaires. Les analyses dendrochronologiques et l’analyse des cicatrices de feux sont souvent utilisées pour retracer précisément l’histoire des feux qui ont affecté un peuplement (e.g. Bergeron & Archambault 1993; Gauthier et al. 2001). Cette méthode, bien que spatialement et temporellement très précise, sera restreinte par la durée de vie limitée des arbres. Les analyses pédoanthracologiques sont parfois aussi utilisées (e.g. Talon et al. 1998). Cependant, la nécessité de dater un grand nombre de charbons de bois rend la méthode très coûteuse. L’analyse des charbons de bois contenus dans des profils sédimentaires, de lacs ou de sols tourbeux peut aussi être utilisée. Cette méthode permet de reconstituer les historiques de feux sur de longues périodes (Ali et al 2009; Ouarmim et al. 20 14). Par contre, les résolutions spatiale et temporelle sont moindres. Les charbons pouvant être transportés sur de plus ou moins longues distances selon leurs dimensions, ils témoignent de 1 ‘histoire des feux à l’échelle locale ou régionale (Clark 1988; Ohlson et al. 2006; Ohlson & Tryterud 2000; Tolonen 1983). Nous nous sommes focalisés sur l’analyse des macrocharbons de bois(> 250 ~)afin de retracer la dynamique locale des feux.
Design expérimental
Le patron d’accumulation de la tourbe dans l’espace peut être correctement étudié en datant de multiples échantillons basaux de tourbe le long de transect d’ une et même tourbière (Korhola et al. 2010). Nous avons donc basé notre design expérimental sur la recherche de gradients d’accumulation de MO le long de faibles pentes. Notre intérêt s’est principalement porté sur les phénomènes qui pourraient être responsables des faibles quantités de MO accumulées sur le sol de certains peuplements forestiers en haut des pentes. Au Québec, la limite entre une forêt productive et une tourbière est fixée à 30 cm de MO accumulée au dessus du sol minéral (MDDEP 2006). Nous avons donc recherché des gradients représentant de 30 cm à une centaine de centimètres de MO accumulés sur le sol forestier le long d’ une faible pente avec de plus grandes accumulations de MO en bas de pente.
Sélection des sites
La recherche des sites s’est faite à partir de l’analyse de cartes écoforestières. Nous avons, dans un premier temps, recherché des sites potentiellement productifs puis avons tracé un gradient en direction de la zone tourbeuse la plus proche. Nous nous sommes arrêtés à une centaine de centimètres de MO accumulée en direction de la zone tourbeuse sans rechercher le point le plus profond. Nous avons choisi 3 sites d’études (AUX, HARet TP) situés dans un rayon de 5 km environ et dans lesquels nous avons prélevé respectivement 3, 4 et 5 carottes de sol organique afin de couvrir l’intégralité du gradient. Le nombre de carottes prélevées a été adapté à la longueur de chacune des toposéquences. Les trois sites ont été échantillonnés en août 2011 à l’aide d’un carottier russe (4,5 cm de diamètre). Quand le sol était trop dense ou contenait trop de racines, des monolithes ont été prélevés l’aide d’une pelle. Chaque séquence a été emballée dans du papier cellophane recouvert de papier d’aluminium puis stockée dans un réfrigérateur à 4°C en attendant d’être analysée au laboratoire.
Relevés topographiques
Nous avons effectué des relevés de topographie (pentes et épaisseurs de MO) en août 2012 afin de caractériser la topographie de chacun de nos sites d’étude. Des mesures de profondeur de MO ont été réalisées le long de chaque transect, à l’aide d’une tarière, tous les 10 rn (HAR et TP) ou tous les 5 rn pour la toposéquence la plus courte (AUX). Certains points ont été décalés de quelques mètres à cause de la trop forte densité de végétation qui rendait la mesure impossible. Ces mesures nous ont permis d’estimer l’épaisseur de la couche de MO accumulée le long de chacun des transects. Nous avons ensuite placé des tiges de longueur identique à la transition argile/MO de l’ensemble de ces points. Nous avons ainsi pu déterminer, à l’aide d’un clinomètre, la pente du sol minéral entre chacun des points du transect pris 2 à 2 . Les relevés ont été effectués dans l’axe du transect, mais aussi perpendiculairement afin d’avoir une vision tridimensionnelle de la topographie de chaque site . Les mesures de pente et les distances entre les points nous ont permis de calculer une valeur d’élévation relative associée à chacun des relevés d’épaisseur de MO. Nous avons donc pu réaliser des cartes qui représentent la topographie et l’accumulation de MO dans l’espace.
Interpolation spatiale et cartographie
Notre échelle d’étude (10 rn ou 5 rn entre chaque relevé) couplée au manque de précision des GPS traditionnel nous ont incités à replacer les points dans une matrice XY où chaque point est repositionné parfaitement dans l’espace. Nous avons donc reconstruit une matrice XY pour chaque site avec exactement 10 rn ou 5 rn entre chacun des points. Cette nouvelle matrice est orientée «nord/sud» avec les hauts de toposéquences toujours au nord. Nous utiliserons « nord, sud, est et ouest » dans la suite du protocole expérimental en faisant référence à ces cartes théoriques mais ce ne sont pas les azimuts réels. Les azimuts observés in situ sont présentés dans la partie «résultats ».
Nous avons par la suite procédé à une interpolation des données topographiques à l’aide du logiciel Golden Software Surfer 11 et par la méthode du kriegeage. Deux séries de kriegeages ont été réalisées indépendamment. Une première afm d’estimer la topographie du sol minéral des sites. Nous avons donc interpolé les élévations relatives calculées pour chacun des points puis réalisé des cartes représentant la topographie du sol minéral des sites. Une seconde série de cartes destinée à estimer la répartition de la MO le long du transect a aussi été réalisée. Nous avons pour cela interpolé les mesures directes des profondeurs de MO prises sur le terrain. Nous avons réalisé une dernière carte afm de connaître la microtopographie de nos sites. Nous avons estimé des pentes locales à l’aide du programme ArcGis 10.1. Les pentes sont calculées à partir des différences maximales d’élévation à une résolution de 0,1 rn, les valeurs obtenues sont toujours positives. Il ne s’agit pas des pentes mesurées in situ, mais d’un calcul de pentes qui représente les variations d’ élévation du sol minéral à très fme échelle (0,1 rn). On peut considérer cette variable comme représentative de l ‘intensité des variations de la microtopographie du sol minéral. Toutes les cartes ont été réalisées à l’aide du logiciel Golden Sofurare Surfer 11.
Variables relatives à la topographie
L’analyse des relations variables topographiques/épaisseurs de MO, est soumise à diverses contraintes. La première est de savoir quelles variables pourraient refléter au mieux les variations de topographie quand on étudie la couche organique. Trois variables qui représentent différents aspects des variations de la topographie de nos sites ont été choisies.
Paléofeux
Le premier pic de charbons de la carotte TPl se retrouve vers 84,5 cm (Fig. 2.5a). On observe de nombreux pics entre 40 et 60 cm de profondeur mais les pics avec les plus grandes amplitudes sont observés entre 50 et 60 cm de profondeur. On y distingue de nombreux charbons > 1 mm. TP2 montre des accumulations très faibles de charbons à sa base (Fig. 2. Sb). Cependant, on observe de fortes accumulations de charbons entre 15 et 22 cm de profondeur. Les 3 carottes de haut de pente (TP3, TP4 et TP5) laissent clairement apparaître une activité des feux très importante à leurs bases avec beaucoup de charbons supérieurs à 1 mm (Fig. 2.5c, 2.5d, 2.5e). TP3 présente plusieurs pics distribués entre 5 et 26 cm de profondeur mais on observe de très nombreux charbons > 1 mm entre 20 et 26 cm de profondeur(= base de la carotte) (Fig. 2.5c). TP4 présente un très gros pic de charbons à sa base (entre 43 et 50 cm de profondeur) dans lequel on retrouve énormément de charbons> 1 mm (Fig. 2.5d). Sur le reste de la séquence (entre 0 et 40 cm de profondeur) les influx de charbons sont quasiment nuls. TP5 présente plusieurs pics de charbons entre 10 et 16 cm de profondeur mais la majorité des charbons > 1 mm sont concentrés entre 13 et 16 cm (Fig. 2.5e). Sur le reste de la séquence (entre 0 et 10 cm de profondeur) les influx de charbons restent quasiment nuls.
HARI montre une très forte accumulation de charbons au début de la séquence, entre 105 et 110 cm, avec plusieurs charbons supérieurs à 1 mm (Fig. 2.6a). On observe plusieurs pics de charbons de bois entre 3 et 25 cm de profondeur. Cependant, un pic de charbons de bois (> 250 !lill et > 1 mm) équivalent à l’amplitude du premier se démarque entre 15 et 20 cm de profondeur. HAR2 présente seulement quelques charbons accumulés à sa base (Fig. 2.6b ). Un premier pic de charbons est observé entre 55 et 60 cm de profondeur mais il ne contient que quelques charbons > 1 mm. Un second pic de charbons de bois est observable entre 30 et 40 cm de profondeur mais on y retrouve très peu de charbons > 1 mm. Le troisième et dernier pic observable est centré aux alentours de 23 cm et présente la plus importante quantité de charbons (> 250 !lill et > 1 mm) parmi tous ceux observés. HAR3 laisse apparaître un léger pic de charbons au début de la séquence, entre 55 et 60 cm de profondeur, (Fig. 2.6c) avec quelques charbons supérieurs à 1 mm. On y observe quelques pics entre 40 et 50 cm de profondeur mais les plus forts influxs (> 250 !lill et > 1 mm) sont centrés aux alentours de 48 cm. Les faibles pics observés entre 30 et 40 cm de profondeur qui contiennent quelques charbons > 1 mm pourraient être considérés comme des évènements de feux. La carotte HAR4 dans son ensemble présente les influx de charbons de bois les plus faibles de toutes les carottes prélevées (Fig. 2.6d). On observe un pic de charbons avec quelques charbons > 1 mm au début de la carotte HAR4 (entre 19 et 22 cm de profondeur), les influx sont les plus forts de toute la carotte (Fig. 2.6d).
CONCLUSION GÉNÉRALE
Le présent projet nous a permts d’améliorer nos connaissances sur la dynamique d’accumulation de la MO dans le paysage au cours de l’Holocène. Il semblerait que le climat sec au moment de l’émergence des terres ait pu limiter l’accumulation initiale de MO sur nos sites d’étude. L’accumulation de MO se serait initiée en de multiples points indépendants le long de nos toposéquences mais se serait aussi diffusée de façon latérale avec des vitesses d’expansion de l’ordre de quelques mm par an. La présence d’une microtopographie prononcée du sol minéral semble accentuer les accumulations de MO notamment dans les microdépressions.
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Table des matières
CHAPITRE 1 INTRODUCTION GÉNÉRALE
1.1 État des connaissances
1.1.1 Contexte géomorphologique
1.1.2 Terminologie et processus de paludification
1.1.3 Influences des facteurs allogènes sur la paludification
1.1.4 Influences des facteurs autogènes sur la paludification
1.1. 5 Influence du feu sur 1 ‘accumulation de la matière organique
1.1.6 Méthode de reconstitution de l’historique des feux
1.2 Contexte de la recherche
CHAPITRE II DYNAMIQUE HOLOCÈNE DE LA P ALUDIFICATION DES FORÊTS DE LA CEINTURE D’ ARGILE
2.1 Résumé
2.2 Introduction
2.3 Matériels et méthodes
2.3.1 Zone d’étude
2.3.2 Design expérimental
2.3.3 Sélection des sites
2.3.4 Relevés topographiques
2.3.5 Interpolation spatiale et cartographie
2.3.6 Variables relatives à la topographie
2.3. 7 Analyses statistiques
2.3.8 Analyses en laboratoire
2.3.9 Analyses des charbons de bois et identification des feux
2.3.10 Datations
2.4 Résultats et interprétations
2.4.1 Topographie, accumulation de MO et longueur des séquences
2.4.2 Chronologies
2.4.3 Vitesses d’expansion latérale hypothétiques
2.4.4 Paléofeux
2.4.5 Influence de la topographie locale du sol minéral
2.5 Discussion
2.5.1 Initiation de la paludification
2.5.2 Paludification le long des toposéquences
2.5.3 Influence du feu sur l’accumulation de matière organique
2.5.4 Influence des variables topographiques
2.6 Conclusion
2.7 Références bibliographiques
CHAPITRE III CONCLUSION GÉNÉRALE
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