Étude paléoécologique de la tourbière de la

Faculté de foresterie et de géomatique
Département de géographie
Étude paléoécologique de la tourbière de la Grande plée Bleue
Rapport final
Rapport final présenté auprès Ministère du Développement durable, de l’Environnement
et des Parcs du Québec, Direction du patrimoine écologique et des parcs
Martin LAVOIE et Élisabeth C. ROBERT
Département de Géographie et Centre d’études nordiques
Université Laval
Mai 2009
Équipe de réalisation des travaux
Planification et supervision
Martin Lavoie
Travaux de terrain
Martin Lavoie
Élisabeth C. Robert
Émilie Lessard
Julien Colpron-Tremblay
Réal Carpentier
Andrée Giroux
Michel Michaud
Céline Tremblay
Travaux en laboratoire
Élisabeth C. Robert
Rédaction
Martin Lavoie
Élisabeth C. Robert
Martin Lavoie :
Département de Géographie et Centre d’études nordiques
Université Laval
Pavillon Abitibi-Price
2405, rue de la Terrasse
Québec (Québec) G1V 0A6
Téléphone : 418-656-2131, poste 2230
Télécopieur : 418-656-3960
Courriel : [email protected]
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Introduction
Dans le cadre du processus de création de la réserve écologique de la tourbière de la Grande plée
Bleue par le Ministère du Développement durable, de l’Environnement et des Parcs du Québec,
nous avons réalisé à la demande du ministère une étude paléoécologique afin de reconstituer les
étapes du développement d’un secteur de la tourbière depuis son origine [Projet RÉ-2008-09
(01)]. À cette fin, l’analyse macrofossile d’une carotte sédimentaire a été effectuée. L’analyse
macrofossile est une méthode d’investigation paléobotanique qui consiste à identifier et
dénombrer les restes végétaux de taille macroscopique (e.g. feuilles, graines, bois, fruits,
charbons de bois) conservés dans les tourbes, les sédiments lacustres et les sols. Les pièces
macrofossiles proviennent tant des spermaphytes (angiospermes, gymnospermes), des
ptéridophytes (fougères, prêles, lycopodes), des bryophytes (sphaignes, mousses, hépatiques),
que des thallophytes (algues pluricellulaires) et des champignons (Bhiry & Filion, 2001). Leur
dimension varie de moins de 1 mm à quelques centimètres. Bien que certains macrorestes
végétaux puissent être transportés sur des distances relativement grandes par le vent ou l’eau
comme les graines du peuplier et du bouleau, les macrorestes se déposent la plupart du temps au
sol près des plantes qui les ont produites. Ils se conservent très longtemps dans les sédiments
tourbeux en raison des conditions d’anaérobiose qui y prévalent. Leur identification et leur
dénombrement livrent ainsi des informations sur la dynamique passée de la végétation aux
environs (rayon d’environ 20 m) du point d’échantillonnage (Larouche, 1979). Dans les travaux
portant sur la reconstitution de l’histoire postglaciaire de la végétation, l’analyse macrofossile est
souvent réalisée de concert avec l’analyse pollinique, cette dernière fournissant des informations
sur la dynamique végétale à l’échelle de la région car les grains de pollen peuvent être transportés
sur de grandes distances. Dans le cas de l’étude d’une tourbière, il est possible à l’aide de
l’analyse macrofossile de reconstituer l’histoire de la végétation locale (espèces, structure du
couvert végétal), des régimes trophiques (conditions minérotrophes, ombrotrophes, etc.) et des
conditions d’humidité de la tourbe. D’autres indicateurs paléoécologiques peuvent aussi être
utilisés pour préciser les conditions passées dans les tourbières comme les thécamoebiens
(protozoaires indicateurs des conditions d’humidité et chimiques de la tourbe), le degré de
décomposition de la matière organique ou les stomates de conifères (Lavoie, 2001).
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Ce rapport présente les résultats de l’analyse macrofossile d’une carotte sédimentaire prélevée
dans un secteur de la tourbière de la Grande plée Bleue structuré par des mares et l’histoire de la
tourbière au point d’échantillonnage. Cette tourbière couvrant une très vaste superficie, les
résultats s’appliquent uniquement au secteur où fut prélevée la carotte et ne peuvent être
généralisés à l’ensemble du site.
Méthodes
TRAVAUX D’ÉCHANTILLONNAGE SUR LE TERRAIN
Lors d’une première visite sur le terrain le 19 juin 2008, des mesures d’épaisseur de la matière
organique ont été effectuées à l’aide d’une tige métallique afin de trouver le point de la tourbière
où l’épaisseur de la matière organique était maximale. Le secteur de la tourbière structuré par des
mares revêtant un intérêt particulier pour le ministère, nous y avons concentré la prise des
mesures en nous guidant sur une carte du Ministère des Richesses naturelles (Service des gîtes
minéraux, Division des tourbières) sur laquelle des profondeurs étaient indiquées pour quelques
transects. Le point d’échantillonnage choisi (46°46’46’’N, 71°03’19’’O) est situé dans la partie
structurée par des mares vers le centre de la tourbière (Figure 1). Ce secteur a été jugé préférable
au secteur est de la tourbière comportant lui aussi des mares car il est plus éloigné de l’actuelle
bordure forestière et donc susceptible de livrer une plus longue séquence temporelle dans
l’éventualité que la tourbière se soit développée spatialement par paludification (processus
d’entourbement d’un site terrestre), du centre vers la périphérie. Il s’agit d’un processus fréquent
dans le cas des grandes tourbières qui ne résultent pas du comblement d’un ancien lac (Foster &
Wright, 1990 ; Korhola, 1994 ; Lavoie & Richard, 2000a).
Les travaux d’échantillonnage de la carotte sédimentaire se sont déroulés le 14 août 2008. Les
personnes présentes à cette occasion étaient M. Réal Carpentier et Mme Andrée Giroux
(Ministère du Développement durable, de l’Environnement et des Parcs), M. Michel Michaud
(Société de conservation et de mise en valeur de la Grande plée Bleue), Mme Céline Tremblay
(Ministère des transports) et, de l’Université Laval, M. Martin Lavoie (professeur au
Département de Géographie et chercheur au Centre d’études nordiques [CEN]), Mme Élisabeth
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C. Robert (professionnelle de recherche au CEN), M. Julien Colpron-Tremblay (étudiant à la
maîtrise en géographie) et Mme Émilie Lessard (étudiante au baccalauréat en géographie). Les
sédiments furent extraits d’une platière, à quelques mètres d’une mare, à l’endroit où la matière
organique était la plus épaisse (Photo 1). L’échantillonnage a été réalisé à l’aide d’un carottier
russe (Jowsey, 1966) doté d’une chambre de 50 cm de longueur (Photo 2). Le refus à
l’enfoncement du carottier a eu lieu sur des sédiments à texture silteuse/argileuse. Il n’a toutefois
pas été possible de récolter le contact organo-minéral avec le carottier bien que celui-ci fut
actionné par trois personnes. De fait, il manque tout au plus 10 cm pour obtenir l’histoire
complète de l’accumulation sédimentaire au point d’échantillonnage, ces 10 cm correspondant à
la pointe du carottier qui n’a pu pénétrer les sédiments silteux/argileux sous-jacents (Photo 2).
Deux profils distants de 30 cm (profils GPB-1 et GPB-2) ont été échantillonnés afin d’obtenir une
quantité
de
matériel
suffisante
pour
les
analyses
macrofossiles
et
les
datations
radiochronologiques (Figure 2). Pour chacun des profils, les sédiments ont été récoltés en
segments de 50 cm de longueur en alternance dans deux trous contigus, car les sédiments peuvent
être perturbés par la pointe du carottier lors de la récolte des segments (Figure 2). Le carottier fut
nettoyé soigneusement entre chacun des prélèvements. Les sédiments (Photos 3 et 4) ont été
emballés dans une pellicule de papier cellophane et dans du papier d’aluminium. Les profondeurs
de chacun des segments ont été soigneusement notées. Les sédiments ont ensuite été placés en
position horizontale dans des gouttières pour leur transport au laboratoire où ils ont été
entreposés, dans la même position, au réfrigérateur à une température de 4°C pour éviter leur
dessèchement et le développement de moisissures avant les analyses.
TRAVAUX EN LABORATOIRE
Les travaux en laboratoire ont été réalisés au Laboratoire de paléoécologie terrestre du CEN.
Dans un premier temps, les sédiments ont été nettoyés (élimination d’une couche de matière
organique d’environ 1 mm d’épaisseur) afin d’éviter de possibles contaminations par de la
matière organique contemporaine qui auraient pu survenir lors de l’échantillonnage. Les
sédiments ont ensuite été coupés en tranches contiguës de 1 cm d’épaisseur. Chaque échantillon a
été placé dans un sac hermétique numéroté et entreposé au réfrigérateur.
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Analyses macrofossiles
Les analyses macrofossiles ont été effectuées par Mme Élisabeth C. Robert. L’analyse
macrofossile du profil GPB-1 a d’abord été faite à un intervalle régulier de 8 cm (échantillons
d’une épaisseur de 1 cm). Elle a ensuite été resserrée à un intervalle de 2 cm entre les profondeurs
424 et 450 cm. Le profil GPB-2 a fait l’objet d’une analyse à un intervalle de 8 cm entre les
profondeurs 24 et 144 cm seulement car le profil GPB-1 contenait suffisamment de matériel pour
les analyses macrofossiles. Au total, 63 niveaux ont été analysés. Le volume des échantillons,
variable selon les niveaux (1 à 15 cm3) en fonction du degré de décomposition et de la
composition de la matière organique, a été mesuré par déplacement d’eau. Les échantillons ont
été chauffés légèrement dans une solution de 200 ml d’eau et de 40 ml d’hydroxyde de potassium
(KOH 5 %) afin de désagréger la matière organique. Ils ont ensuite été rincés sous jet d’eau doux
dans un tamis de maille 180 μm.
Le contenu en macrorestes a été observé à la loupe stéréoscopique à des grossissements de 10 à
40×. Pour chacun des échantillons, les analyses ont consisté :
- en une estimation de l’état de fragmentation et de détérioration des macrorestes quantifié
par un indice de décomposition attribué en fonction du pourcentage de matériel fractionné
(1 : <25 %; 2 : 25 %; 3 : 50 % ; 4 : 75 %; 5 : >75 %) ;
- à l’évaluation, en pourcentage de volume, des principales composantes de la matrice des
sédiments organiques (sphaignes, mousses brunes, fragments ligneux, herbacées,
indéterminables) ;
- à l’identification et au dénombrement des pièces (rameaux, aiguilles, feuilles, graines,
etc.) provenant des plantes vasculaires (arbres, arbustes, herbes) ;
- au dénombrement des particules de charbon de bois ;
- à l’identification et au dénombrement ou à l’estimation de l’abondance de pièces
macrofossiles autres que celles des plantes vasculaires (sclérotes de champignons,
cladocères).
Le pourcentage du volume occupé par chacune des principales composantes de la matrice des
sédiments organiques a été estimé pour tous les échantillons (intervalle de 8 cm ou de 2 cm selon
les endroits) ainsi que pour neuf échantillons supplémentaires (218, 228, 242, 252, 254, 380, 382
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et 418 cm) aux endroits où la composition de la matrice montrait d’importants changements. Les
pièces végétales ont été dénombrées ou, lorsqu’elles étaient trop abondantes, leur nombre a été
extrapolé à partir d’une fraction de l’échantillon. Les résultats obtenus pour les 16 échantillons du
profil GPB-2 (24-144 cm) ont été jumelés à ceux correspondants du profil GPB-1. Afin que les
résultats puissent êtres comparables d’un niveau à l’autre, il est nécessaire que les volumes
analysés soient similaires. C’est pourquoi les dénombrements ont été standardisés pour un
volume uniforme de 15 cm3, c’est-à-dire le plus gros volume sédimentaire qui a été analysé pour
un échantillon.
Les pièces végétales ont été identifiées à l’aide de la collection de référence du Laboratoire de
paléoécologie terrestre et de guides de références (Beijerinck, 1947 ; Martin & Barkley, 1961 ;
Montgomery, 1977 ; Lévesque et al., 1988). Les pièces macrofossiles ont été identifiées au
niveau du genre et, lorsque cela était possible, de l’espèce. Certaines espèces sont représentées
dans les assemblages macrofossiles par différentes pièces. Les aiguilles de l’épinette noire ont pu
être été identifiées au niveau de l’espèce grâce à la présence des canaux résinifères continus de
chaque côté des aiguilles, de leur base à leur sommet (Weng & Jackson, 2000). La nomenclature
latine suit Marie-Victorin (1995) pour les plantes vasculaires. Les spectres macrofossiles et les
pièces identifiées sont conservés au Laboratoire de paléoécologie terrestre et peuvent être
consultés sur demande.
Représentation des données macrofossiles
Les résultats des analyses sont présentés au sein de deux diagrammes macrofossiles :
-un diagramme où sont illustrés l’indice de décomposition de la matière organique
(échelle de 1 à 5), les principales composantes de la matrice organique des sédiments (en
pourcentages de volume), ainsi que le contenu en charbons de bois (nombre de
particules/volume).
-un diagramme où sont présentés les dénombrements ou l’estimation de l’abondance des
pièces macrofossiles des plantes vasculaires, des cladocères et des sclérotes de champignons.
Les diagrammes ont été subdivisés en zones d’assemblages macrofossiles qui représentent les
principales étapes dans la dynamique de la succession végétale de la tourbière au point
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d’échantillonnage. La délimitation des zones repose d’une part sur la composition de la matrice
organique et, d’autre part, sur la composition des assemblages macrofossiles. Les diagrammes ont
été générés à l’aide du logiciel informatique Palaeo Data Plotter (Juggins, 2002).
Datations radiochronologiques
Onze échantillons du profil GPB-1 ont été soumis pour la datation par spectrométrie de masse par
accélérateur (SMA) au Laboratoire de radiochronologie du CEN (préparation des échantillons) et
au Keck Laboratory de l’Université de Californie (datation). Les dates ont été obtenues à partir de
petits volumes sédimentaires (~1 cm3). Les âges en années conventionnelles (années 14C) ont été
transformés en années étalonnées à l’aide du logiciel CALIB 5.0 (Stuiver & Reimer, 1993 ;
Reimer et al., 2004) et arrondis à la décennie près. Dans le présent rapport, toutes les dates sont
présentées en années étalonnées avant aujourd’hui (ans A.A.). Deux modèles de l’âge des
sédiments en fonction de la profondeur ont été établis à partir des datations : un par interpolation
linéaire et un par fonction polynomiale. Ces modèles ont permis d’attribuer un âge relatif à
chacun des niveaux analysés, de calculer le rythme net (après décomposition) de l’accumulation
verticale de la matière organique (cm/an) et de calculer la période de temps représentée par un
centimètre d’accumulation sédimentaire (ans/cm). Un âge actuel A.A. a été attribué à la surface
de la tourbe (0 cm).
Résultats et interprétation
COMPOSITION DES SÉDIMENTS ET DATATIONS RADIOCHRONOLOGIQUES
La carotte échantillonnée est d’une épaisseur de 450 cm. Les principales composantes de la
matrice organique sont présentées à la Figure 3. À la base (450-425 cm), la matière organique est
très décomposée (indice de décomposition de 5) et dominée par des fragments ligneux (40-90 %
de la matrice). L’abondance des fragments ligneux diminue toutefois graduellement au profit des
restes de plantes herbacées (maximum de 55 % à 430 cm ; tourbe de bois et d’herbacées). De la
profondeur 425 cm au sommet de la carotte, les sphaignes (feuilles, tiges) sont dominantes
(tourbe de sphaignes), représentant près de 90 % de la composition de la matrice à certains
endroits. L’abondance des sphaignes montre toutefois quelques fluctuations marquées : c’est le
8
cas notamment aux niveaux 392 et 384 cm où les restes d’herbacées représentent respectivement
50 et 33 % de la composition de la matrice organique, entre 256 et 224 cm où la matière
organique, très décomposée (indice de décomposition de 5), est dominée par les fragments
ligneux (maximum de 90 % à 224 cm), de même qu’entre 88 et 64 cm où les restes ligneux
représentent entre 55 et 73 % de la matrice. Les portions dominées par les sphaignes sont la
plupart du temps moins décomposées (indice de décomposition de 3 et moins). La partie
supérieure de la carotte correspondant à l’acrotelme (~30-50 cm) est très peu décomposée (indice
de décomposition de 1).
Les résultats des datations radiochronologiques sont présentés au Tableau 1 et aux figures 3 et 4.
La base de la carotte (450 cm) a livré un âge de 8340 ans A.A. Aucune inversion chronologique
n’a été observée dans les datations, mais deux échantillons (381 et 400 cm) ont livré des âges
similaires (7290 ans A.A. [381 cm] et 7380 ans A.A. [400 cm]). Il n’est toutefois pas possible
d’affirmer, sur la base des seules données macrofossiles, si ces deux dates sont exactes ou si l’une
est fausse. L’analyse pollinique de ces niveaux et la comparaison des assemblages polliniques
avec ceux des autres diagrammes polliniques disponibles dans la région de la ville de Québec où
l’histoire de la végétation régionale a été reconstituée, comme par exemple à l’Île d’Orléans
(Richard, 1971), pourraient sans doute permettre d’éclaircir ce point. Dans le cadre du présent
rapport, nous assumons que ces deux dates sont exactes.
Les deux modèles de l’âge de la matière organique en fonction de la profondeur sont présentés à
la Figure 4. Les taux nets (après décomposition) de l’accumulation verticale de la matière
organique (cm/an) et les durées de temps représentées par l’accumulation d’un centimètre de
matière organique (ans/cm) sont indiqués sur la base du modèle par interpolation linéaire. La base
de la carotte (450-425 cm), qui correspond à la portion dominée par des fragments ligneux et des
restes d’herbacées, est caractérisée par un taux d’accumulation sédimentaire élevé (0,078 cm/an ;
13 ans/cm). Le taux diminue entre 425 et 400 cm (0,039 cm/an) alors qu’il est ensuite très élevé
et maximal pour l’ensemble de la carotte entre 400 et 381 cm (0,211 cm/an ; 5 ans/cm). Le taux
diminue par la suite et demeure relativement constant pendant une longue période (380-200 cm ;
7290-2440 ans A.A.), variant entre 0,029 et 0,041 cm/an (24-35 ans/cm). La partie supérieure de
la carotte montre des taux d’accumulation similaires ou plus élevés à ceux des périodes
9
précédentes, notamment dans les 50 premiers centimètres qui représentent les 100 dernières
années (0,500 cm/an ; 2 ans/cm). Cette partie de la carotte correspond à l’acrotelme de la
tourbière. La compaction moins importante et le faible degré de décomposition de la tourbe dans
l’acrotelme expliquent ce taux d’accumulation élevé.
ÉTAPES DU DÉVELOPPEMENT DE LA TOURBIÈRE AU POINT D’ÉCHANTILLONNAGE
Les assemblages macrofossiles ont permis de distinguer trois principales périodes (Zones I, II et
III) dans l’évolution de la tourbière au point d’échantillonnage. La Zone III est subdivisée en sept
Sous-zones (IIIa-IIIg). Les résultats des analyses macrofossiles sont présentés à la Figure 5.
Zone I (450-438 cm; 8340 - ca. 8190 ans A.A.) : forêt initiale
À la base de la carotte (450-438 cm), la Zone I correspond à l’accumulation d’une matière
organique très décomposée dominée par des fragments ligneux. De courte durée (environ 150
ans), la période représentée par cette zone est caractérisée par la présence de pièces macrofossiles
d’espèces arborescentes comme le sapin baumier (Abies balsamea ; aiguilles), le bouleau blanc
(Betula papyrifera ; graines), le mélèze laricin (Larix laricina ; aiguilles) et l’épinette noire
(Picea mariana ; aiguilles, graines, écailles de cônes, rameaux). Chez les arbustes, des restes de
quelques éricacées ont été identifiés : Andromeda glaucophylla (graines), Chamaedaphne
calyculata (graines, feuilles) et Kalmia angustofilia/Vaccinium oxycoccos/V. macrocarpon
(feuilles). Chez les plantes herbacées, des graines de Triadenum fraseri, Viola sp., cf. Juncus sp.
ainsi que des akènes de Carex cf. canescens ont été trouvés, cette dernière espèce étant
représentative de conditions minérotrophes pauvres (Garneau, 2001). Les conditions locales
étaient très humides comme en témoigne la présence de cf. Juncus sp. et des cladocères.
L’horizon basal (450 cm) est très riche en charbons de bois (Figure 3), ce qui indique le passage
d’un ou de plusieurs feux de forêt. Les assemblages macrofossiles de la Zone I indiquent qu’une
forêt était présente dans le secteur du point d’échantillonnage avant le début de l’accumulation de
la tourbe. Cette forêt était toutefois déjà en processus d’entourbement il y a 8300 ans.
Zone II (438-420 cm ; ca. 8190 – ca. 7890 ans A.A.) : étape de transition
Également de courte durée (environ 300 ans), la période correspondant à la Zone II marque la
disparition de la forêt initiale. En effet, le sapin baumier et le bouleau blanc disparaissent des
10
assemblages macrofossiles mais le milieu demeure boisé localement par le mélèze et l’épinette
noire. La représentation des fragments ligneux dans la tourbe diminue aussi graduellement au
profit des restes de plantes herbacées (tourbe de bois et d’herbacées). Les éricacées identifiées
dans la Zone I demeurent présentes. Chez les espèces herbacées, on note la disparition de
Triadenum fraseri, Viola sp., Carex cf. canescens et cf. Juncus sp. Quelques cladocères ont été
trouvés, mais ceux-ci disparaissent à partir de la seconde moitié de la zone. La Zone II représente
une étape de transition entre la forêt initiale et l’instauration de conditions ombrotrophes
subséquentes (Zone III).
Zone III (420-0 cm ; ca. 7890 ans A.A. à aujourd’hui) : tourbière ombrotrophe (bog)
La Zone III couvre la majeure partie de l’histoire de la tourbière au point d’échantillonnage (7890
ans). Une tourbe de sphaignes s’est accumulée pendant cette période, mais les restes ligneux
représentent à certains endroits une fraction importante de la composition de la tourbe (Figure 3).
Les espèces identifiées dans les assemblages macrofossiles traduisent l’établissement d’un
régime trophique ombrotrophe qui a perduré jusqu’à nos jours. Des modifications dans la
représentation des espèces où dans la composition de la tourbe sont toutefois survenues, ce qui a
permis de subdiviser la Zone III en sept Sous-zones (IIIa-IIIg).

Sous-zone IIIa (420-404 cm ; ca. 7890- ca. 7480 ans A.A.)
Le mélèze, qui était présent pendant les Zones I et II, disparaît au début de la Sous-zone IIIa mais
le milieu local abrite encore l’épinette noire (aiguilles, écailles de cônes, rameaux). Les restes de
certaines
éricacées
deviennent
plus
abondants
(Chamaedaphne
calyculata,
Kalmia
angustofilia/Vaccinium oxycoccos/V. macrocarpon) ou apparaissent pour la première fois
(Vaccinium oxycoccos, V. cf. angustifolium, Gaultheria procumbens). Des akènes de Eriophorum
vaginatum ssp. spissum ont aussi été trouvés.

Sous-zone IIIb (404-372 cm; ca. 7480 – ca. 7070 ans A.A.)
La Sous-zone IIIb est caractérisée par une diminution des macrorestes de l’épinette noire. Cette
disparition survient alors que l’accumulation de la tourbe de sphaignes est entrecoupée par deux
horizons à prédominance d’herbacées (384 et 392 cm). Des rameaux de Vaccinium angustifolium
ont été identifiés à 382 cm ainsi que des akènes de Eriophorum sp. (392 et 400 cm). Le niveau
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384 cm est caractérisé par la présence de charbons de bois macroscopiques de petite taille (Figure
3).

Sous-zone IIIc (372-332 cm ; ca. 7070 – ca. 6080 ans A.A.)
Cette Sous-zone marque un retour de l’épinette noire (feuilles, rameaux) près du point
d’échantillonnage. Chez les arbustes, les éricacées (graines de Andromeda glaucophylla et de
Chamaedaphne calyculata) sont toujours présentes. Absents durant la majeure partie de la Souszone, les restes de Kalmia angustofilia/Vaccinium oxycoccos/V. macrocarpon, V. oxycoccos, V.
oxycoccos/V. macrocarpon et V. angustifolium apparaissent de nouveau vers la fin de la Souszone. Deux niveaux comportent des cladocères. Quelques charbons de bois de petite taille ont été
trouvés à la transition entre les sous-zones IIIb et IIIc (376 à 352 cm).

Sous-zone IIId (332-180 cm ; ca. 6080 – ca. 2290 ans A.A.)
D’une durée beaucoup plus longue que les sous-zones précédentes (~3800 ans), la Sous-zone IIId
est caractérisée par de nombreux restes d’éricacées, notamment ceux de Chamaedaphne
calyculata et Kalmia angustofilia/Vaccinium oxycoccos/V. macrocarpon. L’espèce Andromeda
glaucophylla qui avait été identifiée dans tous les échantillons de la Sous-zone IIIc est aussi
présente mais de façon plus sporadique. L’épinette noire est toujours présente localement, mais la
représentation de ses macrorestes montre d’importantes fluctuations. Vers le milieu de la Souszone (256-224 cm), la matrice de la tourbe est dominée par des fragments ligneux mais les restes
de l’épinette noire ne montrent pas d’augmentation particulière à cet endroit, peut-être en raison
du degré de décomposition élevé de la tourbe (indice de décomposition de 5). Trois niveaux
comportent des graines de cf. Juncus sp. (200, 256 et 272 cm) et on note de nouveau la présence
des akènes de Eriophorum vaginatum ssp. spissum. Des graines de cf. Trientalis borealis sont
identifiées pour la seule fois (200 cm). Quelques niveaux contiennent de nombreux sclérotes du
champignon mychorizateur Cenococcum graniforme.

Sous-zone IIIe (180-88 cm ; ca. 2290 – ca. 1130 ans A.A.)
Les assemblages macrofossiles de la Sous-zone IIIe sont similaires à ceux de la Sous-zone IIId et
se distinguent essentiellement par une nouvelle diminution des restes de l’épinette noire, à
l’exception du niveau 144 cm qui comporte de nombreuses feuilles. On note une représentation
12
continue des bractées de Kalmia angustofolia et, pour la première fois, la présence de graines de
Gaylussacia baccata.

Sous-zone IIIf (88-64 cm ; ca. 1130 – ca. 430 ans A.A.)
La Sous-zone IIIf correspond à l’accumulation d’une tourbe dominée par des fragments ligneux.
Très peu de macrorestes sont présents, la principale caractéristique étant la présence de
cladocères dans tous les échantillons de la sous-zone.

Sous-zone IIIg (64-0 cm ; ca. 430 ans A.A. à aujourd’hui)
La Sous-zone IIIg au sommet du profil est aussi relativement pauvre en macrorestes, mais on
note la présence de l’épinette noire, de Chamaedaphne calyculata, Andromeda glaucophylla,
Gaylussacia baccata et, pour la première fois, de Rhododendron groenlandicum (feuilles).
Discussion et interprétation
L’analyse macrofossile et les datations radiochronologiques ont permis de reconstituer les
principales étapes de l’évolution de la tourbière de la Grande plée Bleue au point
d’échantillonnage de la carotte sédimentaire. Trois grandes périodes ont été retracées
(entourbement d’une forêt initiale – étape de transition – tourbière ombrotrophe).
À la base de la carotte, la présence de macrorestes de sapin baumier et de bouleau blanc témoigne
de la présence d’une forêt ayant précédé le début de l’entourbement. L’état de décomposition de
la matière organique dans la Zone I et l’abondance des restes ligneux (tourbe de bois et
d’herbacées) témoignent aussi de l’existence d’une forêt et de conditions aérobies propices à la
décomposition de la matière organique. La présence d’une forêt indique que le lieu
d’échantillonnage ne correspond pas au point d’origine de la tourbière, celui-ci étant sans doute
situé plus au nord dans l’actuelle partie ombrotrophe non structurée par des mares. La tourbière
de la Grande plée Bleue s’est donc fort probablement développée spatialement, par
paludification, à partir d’un foyer unique ou de plusieurs foyers initiaux qui auraient ensuite
coalescé pour former une seule tourbière. La date de 8340 ans A.A. obtenue à la base (450 cm)
13
reflète donc le début de l’entourbement dans le secteur du point d’échantillonnage suite au
développement latéral de la tourbière. Ce développement s’est fait au détriment d’une forêt qui
abritait le sapin et le bouleau blanc. À l’époque de la présence d’une forêt au point
d’échantillonnage, le couvert végétal de la région de la ville de Québec était forestier et
correspondait d’ailleurs à une sapinière, d’abord à bouleau blanc et ensuite à bouleau jaune
(Richard, 1971 ; Chabot & Maynard, 1978). La présence des cladocères, des cypéracées et de
Juncus indique toutefois des conditions locales humides résultant sans doute du début de
l’entourbement de la forêt et d’apports d’eau de ruissellement en provenance du front de
progression de la tourbière. Les nombreux charbons de bois trouvés à la base, dont plusieurs de
grande taille, sont une autre preuve de l’existence d’une forêt qui aurait été affectée par le
passage d’un ou de plusieurs feux car les charbons de bois macroscopique ne sont généralement
pas transportés par le vent sur de grandes distances. Il est toutefois possible que ces charbons
puissent aussi dater de feux ayant eu lieu avant 8300 ans.
Quel est alors l’âge véritable de la tourbière de la Grande plée Bleue ? Seule la datation de la base
d’une carotte provenant de la partie centrale du site permettrait de répondre avec précision à cette
question. Puisque la région fut recouverte par eaux de la Mer de Goldthwait suite à la
déglaciation, les premiers sédiments organiques à l’origine de la tourbière ont sans doute
commencé à s’accumuler peu de temps après la régression marine et l’émersion des terres. À
Saint-Nicolas à l’ouest de Québec, les premiers sédiments d’une tourbière ombrotrophe située en
bordure de l’autoroute Jean-Lesage et reposant sur les argiles marines de la Mer de Champlain
datent d’environ 9500 ans A.A. (Bêty, Bain et Lavoie, données non publiées).
Dans le secteur de l’échantillonnage, les conditions locales ombrotrophes se sont installées très
rapidement, dès 7900 ans A.A., soit quelques siècles seulement après le début de l’entourbement.
Non seulement les analyses macrofossiles indiquent la formation rapide d’un bog, mais elles
suggèrent aussi que le passage vers l’ombrotrophisation est sans doute encore plus ancien dans la
partie centrale de la tourbière car ce passage vers l’ombrotrophie est généralement un événement
non synchrone dans les différents secteurs des grandes tourbières ; il survient d’abord dans les
secteurs les plus anciens. Bien qu’encore peu de tourbières aient été étudiées en détail par
l’analyse macrofossile au Québec, l’ombrotrophisation de la tourbière de la Grande plée Bleue
14
semble être survenue relativement tôt par rapport aux autres tourbières où le phénomène a été
documenté : 6600 ans A.A. à la tourbière de Farnham en Montérégie (Lavoie et al., 1995), 5300
ans A.A. à la tourbière du Parc de Frontenac dans les Cantons de l’Est (Lavoie & Richard,
2000a), 5000 ans A.A. à la tourbière du lac Malbaie dans le massif des Laurentides (Lavoie &
Richard, 2000b) et 3700 ans à la tourbière Observation à l’île d’Anticosti (Lavoie & Filion,
2001). Seule la tourbière de Mirabel au nord de Montréal (Muller et al., 2003) présente un âge
d’ombrotrophisation (7200 ans A.A.) se rapprochant de celui de la tourbière de la Grande plée
Bleue.
Depuis l’ombrotrophisation, les conditions locales sont demeurées relativement stables jusqu’à
nos jours, favorisant le maintien d’une tourbière ombrotrophe arbustive dominée par les
éricacées, notamment le Chamaedaphne calyculata. Les sept sous-zones de la Zone III (IIIa-IIIg)
reflètent des changements locaux plutôt mineurs dans la composition et la structure du couvert
végétal, l’épinette noire et certaines éricacées semblant avoir été plus abondantes à certaines
époques. À partir de la Sous-zone IIId, on note une augmentation des sclérotes de Cenococcum
graniforme. La signification paléoécologique de la présence de ce champignon mychorizateur
n’est toutefois pas claire car il s’agit d’une espèce cosmopolite associée à de nombreux arbres et
arbustes (éricacées) des tourbières minérotrophes et ombrotrophes (Thormann et al., 1999). De
plus, les sclérotes non fossiles se trouvent toujours sous la surface de la tourbe et ne
correspondent donc pas nécessairement au niveau stratigraphique où ils ont été trouvés dans les
assemblages macrofossiles.
Le changement sans doute le plus important survenu localement depuis l’instauration des
conditions ombrotrophes est représenté par la Sous-zone IIIf (88-64 cm ; ca. 1130 – ca. 430 ans
A.A.). Très peu de macrorestes y ont été trouvés, la représentation des sphaignes diminue au
profit de celle des fragments ligneux (probablement due à une mortalité chez les éricacées), la
décomposition de la matière organique est importante et on note une augmentation des
cladocères, ce qui témoigne de conditions locales beaucoup plus humides qu’auparavant. Cette
augmentation de l’humidité pourrait indiquer soit une nappe phréatique affleurante, soit la
formation d’une mare aujourd’hui comblée. Est-ce que ces changements reflètent un signal
climatique ? Il est difficile de répondre à cette question sur la base de l’étude d’une seule carotte.
15
Toutefois, les mares présentes aujourd’hui à la tourbière du Parc de Frontenac ont commencé à se
former vers 1300 ans A.A. (Lavoie & Richard, 2000a). Une hausse significative de la nappe
phréatique (et la constitution de mares ?) s’est produite dans un secteur de la tourbière du lac
Malbaie entre 1200 et 600 ans A.A. (Lavoie & Richard, 2000b). Enfin, malgré une chronologie
moins précise, des mares ont aussi été retracées à la tourbière de Farnham entre 1875 et 1130 ans
A.A. Bien qu’il ne soit pas possible d’affirmer si la hausse de la nappe phréatique et la formation
éventuelle d’une ou de plusieurs mares enregistrées au point d’échantillonnage de la tourbière de
la Grande plée Bleue soient aussi survenues ailleurs dans la tourbière, le fait que des événements
similaires aient été enregistrés à la même époque dans d’autres tourbières du Québec méridional
suggère une origine hydroclimatique aux changements détectés dans les assemblages.
Les feux sont des perturbations naturelles qui peuvent survenir dans les tourbières ombrotrophes,
mais de façon moins récurrente que dans les forêts environnantes. À la tourbière de la Grande
plée Bleue, depuis l’instauration des conditions ombrotrophes, des charbons ont été trouvés dans
plusieurs échantillons, mais ils sont généralement peu abondants (sauf à 384 cm) et de petite
taille ; il s’agit sans doute de charbons provenant de feux ayant eu lieu à l’extérieur de la
tourbière et transportés par le panache de fumée. Mentionnons toutefois que la résolution
stratigraphique des analyses macrofossiles de la présente étude n’est pas suffisamment précise
pour reconstituer avec exactitude l’histoire des feux au sein de la tourbière. Une telle
reconstitution doit reposer sur des analyses anthracologiques à tous les 1 cm d’intervalle.
Les facteurs qui contrôlent la dynamique à long terme des tourbières se répartissent en deux
groupes : les facteurs allogènes, externes aux tourbières (e.g. climat, topographie du substrat
sous-jacent) et les facteurs autogènes, internes aux tourbières (e.g. succession des régimes
trophiques, modifications des conditions hydrologiques de surface engendrées par l’accumulation
verticale de la tourbe). Les événements retracés à la tourbière de la Grande plée Bleue traduisent
une dynamique essentiellement autogène. L’amorce de l’entourbement, qui résulte fort
probablement du développement spatial de la tourbière, ainsi que les différentes étapes de la
succession végétale ne sont pas d’origine climatique. Seule la hausse de la nappe phréatique et
l’existence possible d’anciennes mares pendant la Sous-zone IIIf semblent refléter un contrôle
climatique.
16
Perspectives de recherche
 La datation et l’analyse macrofossile de la base des sédiments (sur environ un mètre
d’épaisseur) dans l’actuelle partie ombrotrophe centrale permettrait de déterminer l’âge maximal
de la tourbière et de décrire son histoire complète depuis l’accumulation des premiers sédiments
organiques.
 L’analyse macrofossile suggère que des mares se seraient formées il y a environ 1000 ans,
mais il n’est pas possible d’affirmer s’il s’agit de l’époque de formation des mares actuellement
présentes sur la tourbière. Une analyse pollinique de quelques échantillons du profil GPB-1
pourrait permettre d’obtenir des renseignements supplémentaires par l’intermédiaire de la courbe
pollinique des cypéracées. À la tourbière du Parc de Frontenac, l’origine de la formation des
mares s’est
traduite, dans les assemblages polliniques, par une nette augmentation de la
représentation pollinique des cypéracées (Lavoie & Richard, 2000a).
 L’analyse macrofossile livrant des informations à l’échelle locale, les résultats de cette
étude ne peuvent pas être extrapolés à l’ensemble de la tourbière de la Grande plée Bleue, compte
tenu de sa vaste superficie. L’analyse paléoécologique d’autres profils permettrait d’obtenir un
portrait beaucoup plus complet de la dynamique de la tourbière, cette dynamique pouvant être
différente d’un endroit à l’autre d’un même site et ce, même sur de courtes distances (Lavoie &
Richard, 2000a ; 2000b ; Muller et al., 2003).
17
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19
Tableau 1. Données chronologiques du profil GPB-1 de la tourbière de la Grande-Plée-Bleue.
Numéro de
laboratoire
Matériel daté
Âge 14C
Années A.A.
Âge
Années
étalonnées A.A.
GPB-50
UCIAMS-56145
ULA-797
Tourbe
110 ± 15
100
GPB-75
UCIAMS-57627
ULA-847
Tourbe
935 ± 20
860
GPB-100
UCIAMS-56139
ULA-787
Tourbe
1520 ± 15
1380
GPB-151
UCIAMS-57628
ULA-848
Tourbe
2100 ± 20
2070
GPB-200
UCIAMS-56142
ULA-794
Tourbe
2450 ± 15
2440
GPB-241
UCIAMS-57629
ULA-849
Tourbe
3550 ± 20
3860
GPB-300
UCIAMS-56143
ULA-795
Tourbe
4575 ± 15
5300
GPB-381
UCIAMS-57630
ULA-850
Tourbe
6365 ± 15
7290
GPB-400
UCIAMS-56144
ULA-796
Tourbe
6410 ± 20
7380
GPB-425
UCIAMS-57631
ULA-851
Tourbe
7230 ± 25
8020
GPB-450
UCIAMS-56138
ULA-786
Tourbe
7495 ± 25
8340
Échantillon
et profondeur (cm)
20
Photo 1. Aperçu général du secteur de la tourbière et de la platière
où furent prélevées les profils GPB-1 et GPB-2. Photo : Émilie Lessard
Photo 2. Carottier russe employé pour l’extraction des sédiments. La chambre
d’échantillonnage est d’une longueur de 50 cm. La base du carottier est à gauche.
Photo : Émilie Lessard
21
Photo 3. Tourbe de surface (0-50 cm) prélevée à l’aide du carottier russe.
La partie moins décomposée de couleur pâle à la gauche correspond à
l’acrotelme. Photo : Émilie Lessard.
Photo 4. Segment de la carotte de tourbe GPB-1 située entre 200 et 250 cm
de profondeur. Photo : Émilie Lessard.
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