Soutenance mémoire
Influence de la végétation de sous-bois: (éricacées, mousses,
lichens) sur l’infiltration et la rétention en eau
PROBLÉMATIQUE :
Les complexes fluvioglaciaires de l’Abitibi représentent un héritage important de la période postglaciaire (Maqsoud et al., 2004). La structure complexe de ces formations géologiques favorise la formation d’aquifères significatifs, tant en termes de qualité que de quantité d’eau (Riverin, 2006; Dallaire et al., 2011). Ainsi, une partie importante de la population de la Municipalité régionale de comté de 1 ‘Abitibi incluant la ville d’Amos et la municipalité de Barraute, s ‘alimente en eau potable à partir des eskers (V eillette et al., 2007). De même, les populations des villes de V ald’Or, Malartic, Senneterre et La Sarre bénéficient de sources d’eau potable similaires (SESAT, 2010). L’utilisation de l’eau des complexes fluvioglaciaires ne s’arrête pas à des usages domestiques et résidentiels. L’usine d’embouteillage » Eaux Vives Water Inc. », qui produit l’eau embouteillée de marque « ESKA », s ‘ approvisionne aussi à un aquifère localisé dans un esker.
Les complexes fluvioglaciaires de la région ne représentent qu’ environ 5 % du territoire (Cloutier et al., 2007) mais ils sont une source importante de sable et de gravier (Veillette, 2000) en raison de la qualité de leurs matériaux pour la construction des routes, l’accès facile et de leurs proximités des milieux habités. Les complexes fluvioglaciaires supportent des écosystèmes forestiers productifs qui génèrent des ressources ligneuses et non ligneuses importantes pour 1 ‘économie locale. Les peuplements de pin gris (Pinus banksiana Lamb.) qu’ on y retrouve sont propices à la cueillette de petits fruits et de champignons, à la randonnée pédestre ainsi qu’à la villégiature.
Certaines de ces activités peuvent avoir des effets sur la qualité et la quantité des eaux à la surface des eskers. Entre autres, les opérations forestières, notamment la récolte et la préparation de terrain en vue du reboisement, modifient le bilan hydrique des écosystèmes forestiers et les propriétés physico-chimiques des eaux qui y circulent (Rusanen et al., 2004; Smerdon et al., 2009; Buttle, 2011). L’implantation des sablières et des gravières a aussi un impact direct sur l’épaisseur de la zone non saturée de l’esker et peut dégrader le milieu (SESAT, 2010). Ces activités peuvent donc avoir une incidence sur le volume et la qualité de la recharge directe de 1′ aquifère.
La recharge directe des aquifères est assurée par 1 ‘infiltration des eaux des précipitations et de la fonte printanière à travers les dépôts poreux (Bengtsson et al., 1987; Riverin, 2006). On assume que la recharge prend place sur l’ensemble de la surface des complexes fluvioglaciaires non confinée par des dépôts imperméables (Veillette, 2000; Riverin, 2006). Cependant, 1 ‘intensité de la recharge peut varier selon les propriétés hydrauliques du sol que ce soit à la surface ou dans la zone non saturée du sol (Okkonen et al., 20 10). De ce fait, elle est liée à la capacité et à la vitesse d’infiltration d’ eau (Montaz, 2011), dont on soustrait la quantité d’eau perdue par l’évapotranspiration et par le ruissellement (Riverin, 2006). Les facteurs favorisant l’ interception des précipitations et l’évapotranspiration modulent aussi le volume de la recharge (Bengtsson et al., 1987; De Vries et Simmers, 2002). Par ailleurs, la susceptibilité des aquifères à la contamination est directement liée à l’intensité de la recharge (Stigter et al., 2006).
Les complexes fluvioglaciaires sont au cœur de nombreux conflits d’utilisation et les enjeux socio-économiques concernant la compatibilité de ces utilisations, notamment les impacts des opérations forestières, sur les eaux souterraines sont souvent mentionnés. En face de ces contraintes socio-économiques, et vue l’importance de maintenir le fonctionnement de la zone de recharge des aquifères, l’acquisition de connaissances sur ces milieux devient primordiale. Les variations de l’intensité relative de la recharge et les facteurs écologiques qui affectent cette recharge sont le sujet de ce mémoire. L’intensité relative de la recharge est évaluée sur la base des aspects marqués sur la végétation selon un gradient de stress hydrique. Nous visons donc le développement d’indicateurs de l’intensité de la recharge à travers les relations complexes entre la végétation (nature du sous-bois et fermeture du couvert végétal), les propriétés hydrauliques des sols et le stress hydrique enregistré dans les cernes de croissance des pins gris.
Outre l’acquisition des connaissances sur ces milieux, cette recherche permettra une meilleure intégration des utilisations du milieu, entre autres par une bonne planification et modulation des opérations forestières qui prennent en compte la susceptibilité du milieu à la détérioration de la zone de recharge.
ÉTAT DES CONNAISSANCES:
Eskers et complexes fluvio-glaciaires
Les eskers de l’Abitibi ont été mis en place au moment de la fonte glaciaire lorsque les eaux de fonte circulaient dans des tunnels subglaciaires. Ces eaux transportaient des quantités importantes de sédiments grossiers. Au sortir du glacier et au contact des eaux des lacs glaciaires Barlow et Ojibway, les changements brusques de courant ont entrainé la sédimentation des matériaux, donnant ainsi lieu à de vastes épandages subaquatiques (Nadeau, 2011). Les sédiments les plus grossiers ont été transportés sur de plus courtes distances alors que les sables fins se sont déposés dans des milieux plus calmes et plus éloignés du front glaciaire (Allard, 1974). Le noyau de ces formations est souvent constitué de gravier, et sur les flancs du noyau s’installe une nappe de sable, de telle sorte que le matériel le plus grossier se situe en profondeur et le plus fin en surface (Veillette, 2000).
Les sables et graviers des eskers ont par la suite été remaniés par les eaux des lacs Barlow et Ojibway ainsi que par les vents, conduisant à des formations lacustres et éoliennes (Allard, 1974). L’ennoiement d ‘une partie des eskers sous les eaux des lacs a conduit à leur recouvrement par des dépôts argileux. Ces dépôts glaciolacustres fins couvrent partiellement ou totalement les eskers (Veillette et al., 2004). C’est lorsque les eskers sont semi-confinés qu’ils présentent le potentiel aquifère le plus important (Veillette, 2007; Nadeau, 2011). La crête de l’esker constituée de matériaux grossiers et poreux agit comme zone de recharge de l’aquifère alors que les dépôts fins de part et d’autre de l’esker confinent l’eau au matériau granulaire.
Ces complexes fluvioglaciaires font quelques dizaines de mètres jusqu’à plusieurs kilomètres de large (Riverin, 2006) et s’étendent sur des centaines de kilomètres de long. En Abitibi-Témiscamingue, ils occupent au-delà de 1300 km2 entre le 4 7° et le 49° N et entre le 77° et le 80° E (V eillette, 2007).
Ruissellement
Lorsque la vitesse d’arrivée de l’eau sur le sol dépasse la vitesse d’infiltration, l’eau ruisselle en surface (Okonnen et al., 2010). L’intensité du ruissellement superficiel dépend essentiellement des conditions climatiques, topographiques et pédologiques. La végétation de son côté s’oppose au ruissellement et favorise l’infiltration. Elle constitue des obstacles à l’écoulement superficiel qui diminuent la vitesse de 1′ eau. Les racines augmentent la perméabilité du sol et favorisent l’infiltration.
En milieu forestier non perturbé et lorsque les sols sont très perméables (Okkonen et al., 2010), comme sur les eskers (Bengtsson et al. 1987), la capacité d’infiltration du sol est suffisante pour absorber l’eau des précipitations et de la fonte des neiges. On considère alors que le ruissellement de l’eau à la surface du sol est une composante très négligeable du bilan hydrographique des eskers (Riverin, 2006).
Infiltration et rétention
L’ infiltration représente l’écoulement vertical d’eau des précipitations ou de la fonte à travers la surface du sol vers les profondeurs sous l’effet de la gravité (Musy et Higy, 2004, Saxton et Rawls, 2006). Elle peut être calculée par la différence entre le taux des précipitations et la somme du ruissellement et de 1 ‘évapotranspiration (tableau 1.1) (Riverin, 2006). La capacité d’infiltration représente le taux de pénétration de l’eau dans le sol. Elle dépend de la nature du sol et du sous-sol, de la topographie, de la couverture végétale et la structure géologique du milieu (Musy et Higy, 2004). La rétention en eau du sol limite l’ infiltration vers les zones sousjacentes. Cette eau est détournée de la recharge, elle est disponible pour les plantes.
Influence de la texture, de la matière organique et de la structure du sol sur 1 ‘infiltration et la rétention de 1 ‘eau :
La structure et la texture du sol contrôlent l’infiltration et la rétention en l’eau par le biais de leur relation avec la porosité du sol ainsi que des forces d’adsorption qui agissent sur 1 ‘eau qui y circule. La texture a une incidence directe sur la circulation de l’eau dans le sol parce qu’elle détermine la microporosité et la surface spécifique du sol. Elle a un effet indirect à travers ses effets sur la structure du sol. La surface spécifique ou le ratio surface/masse du sol est déterminée par sa texture et sa teneur en matière organique (Brais et al., 2009).
La structure du sol se définit comme l’arrangement et l’organisation spatiale des particules individuelles du sol. Dans les sols à texture fine, la structure se développe par l’agrégation des éléments minéraux du sol avec des unités secondaires (chimiques ou organiques) formant des agrégats de grandeur variable. Par opposition, les sables fonctionnent comme des particules individuelles conduisant à une structure particulaire. La structure détermine en partie la taille et la répartition volumétrique des pores contrôlant ainsi la nature et la vitesse des mouvements de l’eau dans le sol. De ce fait, la porosité des sols détermine le cheminement de l’eau à travers les couches du sol.
L’eau qui arrive à la surface du sol est donc soumise à la force de gravité qui facilite l’infiltration et les forces de capillarité qui, au contraire, favorisent la rétention dans le sol (Prévost, 1992). Le sol régule donc le régime des cours d’eau et leremplissage des nappes souterraines (Hillel, 1998). La matière organique du sol contribue aussi à la rétention en eau et cette contribution est d’autant plus importante quand la texture du sol est grossière (Rawls et al., 2003). Par ailleurs, à des taux d’humidité faibles, la rétention en eau est due aussi aux forces d’adsorption qui sont sous le contrôle de la surface spécifique du sol. Les sables ont une très faible cohésion, ils retiennent peu d’eau malgré ces forces d’adsorption (Brais et al., 2009).
Leur macroporosité élevée permet le drainage et 1′ infiltration rapide de 1 ‘eau (Hill el, 1998), ce qui implique une faible réserve utile en eau dans le sol pour la végétation (tableau 1.1). On s ‘attend à ce que l’infiltration soit rapide sur les eskers en raison de leur composition granulométrique grossière. Cependant, les variations granulométriques sont susceptibles d’induire des variations locales dans les taux d’infiltration.
L’eau qui gagne le sol remplit les espaces vides jusqu’à ce qu’on arrive à un point de saturation. La fraction de 1 ‘eau non retenue par les forces capillaires continue son écoulement à travers les macropores vers les nappes souterraines. Entre la capacité au champ et le point de flétrissement; la capacité de rétention en eau disponible fait augmenter la proportion d’eau retenue dans les zones superficielles du dépôt et elle sera disponible pour les plantes (tableau 1.1 ). Cette eau ne contribuera pas à la recharge de 1 ‘aquifèr e, mais sera prélevée par les racines et utilisée pour la photosynthèse ou retournée à 1’ atmosphère par évapotranspiration (tableau 1.1) (Hillel, 1998).
CONCLUSION:
L’étude présentée ici était de nature exploratoire. Nous n’avons retrouvé aucune étude similaire dans la littérature scientifique. L’étude tend à indiquer qu’à l’échelle des complexes fluvioglaciaires, la distribution de la taille des sables est très variable et que cette variabilité a des incidences marquées sur la vitesse d’infiltration de l’eau dans les couches plus profondes du sol. L’étude montre aussi qu’il n’y pas de valeur ajoutée à mesurer les propriétés hydrauliques de sols afin de caractériser la recharge. Cependant, des mesures d’ infiltration in situ jointes à des bilans hydriques permettraient de valider l’ampleur de la variation dans l’intensité de la recharge et les indicateurs identifiés ici.
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Table des matières
CHAPITRE I INTRODUCTION
1.1 PROBLÉMATIQUE
1.2 ÉTAT DES CONNAISSANCES
1.2.1 Eskers et complexes fluvio-glaciaires
1.2.2 Facteurs influençant la recharge des aquifères
1.2.2.1 Interception
1.2.2.2 Ruissellement
1.2.2.3 Infiltration et rétention
1.2.2.4 Influence de la texture, de la matière organique et de la
structure du sol sur l’infiltration et la rétention de l’eau
1.2.2.5 Influence de la végétation de sous-bois: (éricacées, mousses,
lichens) sur l’infiltration et la rétention en eau
1.2.3 Le stress hydrique des arbres comme indicateur de l’intensité de la recharge
1.2.3.1.Largeur et densité des cernes de croissance
1.2.3.2.Isotopes stables
1.2.4 Schéma conceptuel
1.2.5 Indicateurs de l’intensité de la recharge
1.2.6 La carte écoforestière et intensité de la recharge
1.3 Hypothèses et questions de recherche
Questions de recherche
CHAPITRE II ÉVALUATION DES INDICATEURS DES ZONES DE RECHARGE DES AQUIFÈRES SUR LES COMPLEXES FLUVIOGLACIAIRES ABITIBIENS
2.1 RÉSUMÉ
2.2 INTRODUCTION
2.3 MÉTHODOLOGIE
2.3.1 Région d’étude
2.3.2 Échantillonnage sur terrain
2.3.3 Analyses du sol
2.3.4 Analyses de densitométrie
2.3.5 Analyses isotopiques
2.3.6 Données météorologiques 2000-20 11
2.3. 7 Analyses statistiques
2.3.8 Cartographie de 1 ‘intensité de la r echarge sur l’ esker de St-Mathieu/Berry
2.4 RÉSULTATS
2.4.1 Caractéristiques des sites échantillonnés
2.4.2 Relation entre la végétation et les paramètres hydrauliques du sol
2.4.2.1Effet de la végétation et de la granulométrie du sol sur le
contenu en matière organique
2.4.2.2 Effet de la granulométrie et du contenu en matière organique
du sol sur la capacité au champ, le point de flétrissement
permanent et la capacité de rétention en eau disponible du sol
2.4.3 Relation entre les indicateurs du stress hydrique et paramètres hydrauliques
du sol.
2.4.3.1 Effet des précipitations, texture du sol, et rétention en eau sur
la densité des cernes des arbres
2.4.3.2Effet de la végétation, de la granulométrie, de la rétention en
eau sur le taux de discrimination de carbone
2.4.4 Carte prédictive délimitant les zones de recharge, à partir des indicateurs du
stress hydrique
2.5 DISCUSSION
2.5.1 Relations végétation- recharge
2.5.2 Relations propriétés hydrauliques des sols- stress hydrique
CHAPITRE III CONCLUSION
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