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La formation des thermokarsts

Les phénomènes de thermokarst représentent l’un des phénomènes d’érosion les plus rapides dans l’environnement périglaciaire de nos jours. Ceux-ci, contrairement aux karsts qui se produisent par réactions chimiques entre le calcaire et l’eau, sont causés par un phénomène physique (FRENCH, 2007). C’est le phénomène de subsidence et l’érosion thermique et mécanique qui entrent en jeux dans la création de ces formes de terrain (FRENCH, 2007) (.HARRIS, 2002). Au niveau de la subsidence, les thermokarsts se forment lorsqu’il y a un déséquilibre de la température du permafrost. Ce déséquilibre permet donc à la couche active de pergélisol d’atteindre une plus grande profondeur et ainsi, de faire fondre la glace enfouie dans le sol (TRENHAIL, 2004). Le vide causé par la fonte de glace fait en sorte que le sol s’effondre et crée ainsi une cavité. Lorsque l’eau n’est pas drainée, car la subsidence thermokarstique peut se produire aussi bien en terrain bien drainé que très mal drainé (FRENCH, 2007), il se forme une couche d’eau sur le dessus de la dépression (HARRIS, 2002). On remarque ici un cas de rétroaction positive. En effet, l’eau qui se retrouve sur le dessus des thermokarsts, lorsqu’elle est en quantité assez importante, a un effet accru sur l’expansion de la dépression (HARRIS, 2002). Deux raisons expliquent cela. En premier lieu, la capacité d’emmagasinement de l’énergie est beaucoup plus grande dans les bassins d’eau que sur la surface avoisinante (l’albédo y est moins forte et la convection permet un plus grand emmagasinement de la chaleur (YOSHIKAWA, 2003)) ce qui, par transfert d’énergie, a pour conséquence de faire fondre le sol aux alentours de la nappe d’eau et de surcreuser la dépression lorsque l’eau s’infiltre dans le sol (HARRIS, 2002). On nomme talik une partie de sol qui n’est pas gelée en milieu de pergélisol et qui permet l’infiltration de l’eau. En deuxième lieu, la convection provoquée par la chaleur, en plus de réchauffer les surfaces alentour, induit un mouvement dans la couche d’eau. Ce mouvement, qui peut aussi être causé par d’autres éléments tels que le vent, produit une érosion mécanique, comme il en a été question plus haut (HARRIS, 2002). Un des phénomènes résultant de cette rétroaction positive est le glissement de fonte rétrogressive. Bien que ces glissements soient souvent causés par la fonte du pergélisol sur les côtés de la mare, d’autres facteurs peuvent être à la source de ces phénomènes. Ainsi, l’effet des vagues, la pression de la glace, ou simplement une faiblesse déjà présente dans le sol peuvent mener à ce type de phénomène. Les glissements de fonte rétrogressive, en plus d’éloigner le front de la dépression et d’élargir la dépression de thermokarst, résultent en la formation d’un front de forme semi-circulaire (FRENCH, 2007). Les dépressions thermokarstiques auront tendance à grossir à mesure que le sol alentour fondra, pouvant même aller rejoindre d’autres lacs par coalescence (il en sera question de nouveau dans la partie sur la morphologie) (S.TRENHAILE, 2004). Lorsque l’entièreté des masses de glace du sol à fondre est atteinte, la croissance du lac s’arrête. Cela peut aussi se produire lorsque le lac croise un couloir de drainage et de ce fait, se draine annulant ainsi la rétroaction positive (HARRIS, 2002). L’érosion thermique, pour sa part, réfère à l’action de l’eau de ruissellement sur le permafrost qui induit une fonte préférentielle de celui-ci. Nous en reparlerons plus en détail dans les différentes causes. Les différentes causes des thermokarsts

Le déséquilibre thermal qui induit les thermokarsts, peut être causé par différentes perturbations qu’elles soient climatiques, végétales ou géomorphologiques (FRENCH, 2007). Réchauffement climatique

L’augmentation des gaz à effet de serre pourrait vraisemblablement augmenter le développement de thermokarsts dans les cents prochaines années. Les modèles les plus fiables en ce qui concerne les changements climatiques prédisent une augmentation de deux à trois fois plus intense dans le grand nord qu’au niveau global (TRENHAILE, 2004). Selon Luoto et Sepälä, les thermokarsts récents en Europe sont reliés aux changements climatiques (LUOTO et SEPÄLÄ, 2003). En effet, on note une corrélation entre l’apparition de thermokarst, et une augmentation, soit de la moyenne de température soit de l’amplitude du climat local (FRENCH, 2007). Cependant, il ne faudrait pas être prompt à considérer l’apparition de thermokarsts comme indicateurs de changements climatiques globaux puisqu’il peut souvent s’agir de réchauffements locaux causés par d’autres facteurs, c’est du moins ce qu’avance A.Harris. Mais, hormis les augmentations de température reliées au réchauffement climatique, l’une des conséquences de celui-ci ayant le plus d’impact sur la formation de thermokarst sur de grandes distances reste vraisemblablement l’augmentation des précipitations (LUOTO et SEPÄLÄ, 2003). En effet, l’augmentation du couvert de neige isole le sol de l’onde de froid, faisant en sorte que celui-ci ne se refroidit pas suffisamment pour lui permettre de passer l’été, sans augmenter l’épaisseur de sa couche active et donc sans causer de déséquilibre thermique. Au niveau des précipitations d’été, elles sont tout aussi problématiques car elles augmentent la conductivité de la couche active et la font donc devenir plus épaisse induisant aussi un déséquilibre thermique (LUOTO et SEPÄLÄ, 2003).  Les différents terrains susceptibles de former des thermokarsts

Comme il fut dit précédemment, les processus thermokarstiques sont des phénomènes qui se produisent en milieu périglaciaire (FRENCH, 2007) bien qu’ils ne se retrouvent pas dans toutes ces zones (HUMLUM et CHRISTIANSEN, 2008). D’ailleurs, il est plus rare de retrouver des formes issues de ces processus dans les latitudes extrêmes. Les faibles précipitations qui caractérisent ces régions ont pour effet de limiter la quantité de glace qui se retrouve dans les sédiments, critère essentiel à la formation de formes thermokarstiques (FRENCH, 2007). Mais la répartition des thermokarsts à travers les régions de pergélisol est dépendante de bien d’autres facteurs. Bien que les thermokarsts se produisent en région de pergélisol, on remarque que ceux-ci ont tendance à se développer davantage dans les régions de pergélisol moins froides (FRENCH, 2007). On remarque d’ailleurs que dans les régions de permafrost discontinu, où le couvert de matière organique et la végétation sont essentiels à la préservation du pergélisol, la simple perturbation de ce couvert peut mener à la formation de formes thermokarstiques (FRENCH, 2007). Nous reviendrons sur cet aspect lorsque nous parlerons des différentes causes du phénomène. L’une des variables qui conditionnent le plus la répartition des phénomènes de thermokarst reste le fait que ceux-ci sont restreints aux aires où l’ont retrouve des sédiments riches en glace (HUMLUM et CHRISTIANSEN, 2008). En effet, les thermokarsts se développent très mal dans les régions alpines et de plateaux (TRENHAILE, 2007). Les sédiments non-consolidés et riches en glace forment un milieu qui facilite le développement des thermokarsts. On note d’ailleurs que les sédiments à grain fin semblent permettre une meilleure installation de la glace à travers ceux-ci (FRENCH, 2007). Bien que les terrains décrits dans les dernières phrases puissent abriter des thermokarsts, certains semblent plus propices à l’installation de ces dépressions. En effet, les terrains caractérisés par la présence d’hydrolacolithes, de palses et de pingos indiquent un bon potentiel de développement de thermokarst. En fait, selon Humlum et Christiansen, le climat actuel défavoriserait la création de palses et en causerait même la fonte, augmentant du coup le nombre de thermokarsts.

Perturbation du couvert forestier isolant

Comme il fut dit précédemment, la présence de pergélisol dans les régions de permafrost discontinu doit souvent sa survivance au couvert forestier qui isole le sol. Or, une destruction ou une simple perturbation de celui-ci pourrait entraîner un réchauffement de la couche active et donc un déséquilibre de la température du permafrost qui résulterait en la formation de thermokarst. Parmi les perturbations qui peuvent affecter le couvert forestier, on compte, entre autres, les feux de forêts et les changements naturels dans la végétation (TRENHAILE, 2004). Il est cependant intéressant de mentionner que dans les zones pergélisol discontinues, les zones sans pergélisol, sont plus propices aux feux de forêt que les zones de pergélisols. Cela est dû au fait que les zones de sol qui ne sont pas gelées permettent la percolation de l’eau, contrairement aux zones de permafrost, et sont, par conséquent, plus sèches. Une autre cause de perturbation du couvert végétal, tel que mentionner par Séguin et Allard, est la destruction du couvert végétal par diapirisme dans les ostioles. On a remarqué de tels phénomènes dans la région de la rivière Nastapoca, au Nouveau-Québec. Encore ici, on peut remarquer une rétroaction positive, puisqu’en effet, la destruction du couvert végétal engendre une dégradation du pergélisol qui, à son tour, peut causer la mort du couvert végétal (PAYETTE, 2004).  Érosion de la couche active

Comme il fut dit précédemment, un sol gelé ne permet pas une bonne percolation de l’eau. De ce fait, il en résulte un écoulement par ruissellement plus important. La fonte de la neige au printemps a donc comme effet de créer un important flux d’eau de ruissellement qui érode le sol sur lequel il circule. Des études menées par Séguin et Allard, démontrent que l’eau de fonte des congères cause une érosion accrue puisque ces bancs de neige tardifs coulent directement sur le sol nu. Mais l’eau de ruissellement n’est pas la seule cause de l’érosion du sol. Les mouvements gravitaires tel que le molisol peuvent aussi éroder la couche active (SÉGUIN et ALLARD, 1984). Dans tous ces cas, l’érosion a pour effet d’enlever la couche qui isolait le sol gelé, ce qui a pour conséquence de faire fondre la couche inférieure et d’ainsi causer un déséquilibre thermique. S’en suivra la formation de thermokarst. Infrastructures humaines

La construction d’infrastructures est une perturbation majeure pour les terrains de pergélisol. Bien que l’on connaisse mal les impacts de celles-ci sur les thermokarsts et que chaque infrastructure ferait réagir différemment le pergélisol, on anticipe l’effet de certaines infrastructures. Ainsi, Séguin et Allard dans leurs études sur les thermokarsts de la région de la rivière Nastapoca, expliquent que l’implantation d’un barrage hydroélectrique dans la région et des infrastructures adjacentes, devrait être précédée d’études d’impacts sérieuses concernant l’influence que cela aurait sur les processus thermokarstiques. Aussi, ils émettent l’hypothèse que la création d’un bassin pourra accentuer l’importance des phénomènes thermokarstiques sur les berges. Malgré le manque d’étude sur l’impact des infrastructures, on peut néanmoins noter que la déforestation engendrée bien souvent par la mise en place de ces édifications est une cause récurrente de leur formation (FRENCH, 2007). Des exemples de déforestation dans la région de Fairbanks en Alaska pour des fins d’implantations d’agricultures, ont démontré que celle-ci a causé plusieurs phénomènes thermokarstiques.

La composition sédimentaire des thermokarsts

Une fois le phénomène thermokarstique produit, la cavité qui en résulte, qui bien souvent prendra la forme d’une mare de thermokarst, aura comme caractéristique de servir de bassin de réception aux eaux de ruissellement chargées en sédiments (SÉGUIN et ALLARD, 1984). Toutefois, ceux-ci ne sont pas les seuls apports en sédiments dont profite la dépression. Les glissements de fonte rétrogressive dont nous avons parlé dans le chapitre sur la formation amènent, lors des décrochements, une quantité importante de sédiments dans les concavités. Cet apport rapide de sédiments s’accumule selon différents processus de sédimentation (décantation) desquels résultera une matrice de diamicton (FRENCH, 2007). En plus de ces deux phénomènes, on peut remarquer une alimentation des thermokarsts en sédiments, par des coulées boueuses pouvant provenir de buttes cryogènes lors de la fonte de la neige et par les phénomènes de molisol (SÉGUIN et ALLARD, 1984). La compilation de tous ces processus d’apports sédimentaire résulte en la formation d’un dépôt stratigraphiquement confus. Pour ce qui est de la nature des sédiments qui se retrouvent dans les affaissements, elles sont intimement liées à la composition du terrain dans lequel se retrouve le thermokarst puisqu’il s’agit ici d’une manifestation plutôt locale. Les matériaux colluviaux qui en découlent sont donc hétérogènes et peuvent même contenir des débris de matière organique (FRENCH, 2007). Les lacs de thermokarst sont reconnus pour être riches en fossiles (LATRIGUE, 2008).

Les diverses morphologies des thermokarsts  Les pingos effondrés

Les pingos, dont le terme désigne les petites collines en forme de cônes en inuit, sont des collines de glace recouvertes de terre et de tourbe. On les retrouve dans les régions arctiques, subarctiques et antarctiques. Un pingo va se former avec l’aide de deux processus : la dilatation de l’eau lorsqu’elle gèle, car elle prend 9% d’expansion, et le cycle gel-dégel du pergélisol. Avec la présence de lac dans le sol qui est soumis au pergélisol, le sol sous le lac est isolé du froid et donc n’est pas transformé en pergélisol. Mais, quand il y a du dégel, certains lacs se vident rapidement. Le sol qui n’est pas gelé et qui est gorgé d’eau devient donc en contact avec le froid et le gel. L’eau qui est contenue dans le sol devient alors sous pression, forme des lentilles de glace qui se dilatent et soulève les pergélisols qui recouvrent tout cela (PARC CANADA, 2005). Le principe de pression est le même que les puits artésiens. Un pingo va grossir en plusieurs années lorsqu’il y a un apport d’eau provenant du sol lors des cycles complets de gel et dégel. Par exemple, le pingo de Porsild qui date d’environ 1920-1930 n’a pas cessé de grandir jusqu’en 1976 et a diminué jusqu’en 1987 (J.ROSS MACKAY, 1988). Cet apport d’eau dans le pingo va geler, ce qui formera le cœur de glace du pingo car la colline qui se forme et constitué entièrement de glace en son centre. Il y a seulement une fine couche de tourbe, de terre et de sédiments qui est gelée sur le dessus de la colline. Il est possible, au sommet du pingo, de retrouver un petit lac d’eau de fontes provenant de la glace interne du cette formation qui s’est retrouvé à l’air libre. Lorsqu’il y a érosion de la couche supérieure du pingo, souvent associée à la solifluxion, l’énergie thermique environnante atteint les nouvelles couches dénudées de sédiments, ce qui a pour effet de faire fondre la glace supérieure du pingo. La solifluxion est le processus de la descente de matériaux généralement constitués de boue ramollie par l’augmentation de la teneur en eau. Ce processus s’effectue sur un versant. Les pingos peuvent atteindre plusieurs mètres d’altitude. Les plus gros atteignent environ 50 mètres de hauteur et approximativement 900 mètres de largeur. Toutefois, la largeur moyenne est de 200 mètres. Tout dépendant de l’altitude, l’angle de la pente va de 34 à 38 degrés. On les retrouve bien sûr dans le nord, tout comme les thermokarsts. Il y a deux types de pingos, les hydrostatiques faisant référence aux explications précédentes, et les hydrauliques. Ces derniers ont comme apport d’eau une source extérieure. Les pingos ne peuvent se former que lorsqu’il y a un pergélisol et un terrain meuble.

Les thermokarsts se forment dans les pingos lorsqu’il a la fonte de la glace dans la colline. Sans cette glace, le pergélisol ne repose plus sur rien, alors survient un affaissement du sol. Un déséquilibre thermique va provoquer cette fonte de glace lorsqu’il ce produit une augmentation de la température. Généralement, les thermokarsts apparaissent lorsqu’il y a une augmentation de la moyenne de température ou une augmentation de l’amplitude dans le climat local (FRENCH, 2007). Il y a plusieurs types de processus relié à la fonte des pingos. On retrouve les érosions thermiques ainsi que d’autres processus tel que la thermale abrasion et la thermo-érosion tel que mentionné précédemment dans le texte (FRENCH, 2007).  Les Lacs de Thermokarsts

Les lacs de thermokarsts se forment dans des butes de pergélisol composées d’environ 60 % de glace. Ils sont généralement de forme circulaire et leur taille varie. La différence des capacités thermiques massiques, qui est déterminée par la quantité d’énergie apportée par échange thermique pour élever d’un degré la température entre l’eau et le sol, cause l’expansion de lacs de thermokarsts (HARRIS, 2002). Les 40 % restants de la composition de ces terrains se composent de plusieurs types de sols : des sédiments, de l’argile, de la tourbe, du sable et aussi plusieurs autres éléments variants d’un site à l’autre. Tout dépendant de la composition sédimentaire ou de celle du sol de la butte, la couleur de l’eau des lacs va varier. Par exemple, s’il contient plus d’argiles, le lac sera d’une couleur plus «laiteuse» tandis que si c’est la tourbe qui prédomine, la couleur va être plus foncée. Généralement, le diamètre des buttes de pergélisol qui composeront les lacs de thermokarsts est en moyenne de 50 mètres et peut peut contenir de la glace sur douze mètres de profondeur. Cette butte fond sur la surface à environ deux ou trois mètres de profondeur. La fonte d’une plus grande profondeur de glace de la couche active résulte d’un déséquilibre de la température du permafrost (TRENHAILE, 2004). C’est cette fonte qui forme ce bassin d’eau, ce lac. Les sédiments qui se trouvent dans le fond de la butte, donc le fond du lac, commence à développer de la flore et des microfaunes bactériennes. Les flores et les faunes de ces lacs thermokarstiques commencent à dégager du méthane qui, par la suite, remontera à la surface des lacs et se dissiper dans l’atmosphère. La libération du méthane est une cause des changements climatiques ce qui aura comme conséquence une rétroaction positive sur l’augmentation du nombre de lac de thermokarst (TRENHAILE, 2004).En effet, le méthane est un gaz à effet de serre, mais nous en reparlerons plus loin dans le texte. Ces lacs de forme ronde et peu profonds, constitués d’eau de fontes, se situent là où il y a des dépressions. Ils sont répandus sur les terres arctiques et dans le sud des îles de l’archipel Arctique. Ces lacs sont la forme thermokarstique la plus répandue au Canada (TRENHAILE, 2002). Plus il y a dérangement du climat, plus la glace fond; donc, plus les lacs grossissent. Lorsque des lacs proches les uns des autres s’agrandissent, il y a une possibilité de capture. Cela signifie que deux lacs ou plus peuvent se joindre et n’en faire qu’un. Puisque chaque lac de thermokarst n’est pas nécessairement au même niveau, il y a un équilibrage des masses d’eau qui s’effectue dans les différents bassins lorsqu’il se rencontre par coalescence. Le cycle de grossissement et de remplissage d’un lac de thermokarst peut se faire sur des milliers d’années. On a été en mesure de constater que plusieurs lacs tendent à être elliptiques et orientés dans la direction des vents dominants (TRENHAILE, 2002). Ce phénomène est causé par l’érosion des vagues de vents dominants sur les berges.  Palses effondrées

Les palses sont des entités géographiques de forme circulaire que l’on retrouve dans les régions nordiques où il y a du pergélisol. Les palses sont souvent groupées, comme dans la région de l’Est de la mer d’Hudson (BROCHU et MICHEL, 1994). Elles se forment par le développement d’une lentille de glace dans un milieu de tourbe qui forme un noyau de glace (BOIVIN, 2005). La formation est pratiquement identique aux pingos et souvent confondue avec ceux-ci. On peut aussi dire qu’une palse est un mound couvert de matière organique (CALMELS et ALLARD, 2007). Le noyau de glace se développe dans un environnement aqueux, saturé d’eau à des températures froides. C’est la construction de lentille de glace qui va provoquer le soulèvement du dépôt de tourbe qui recouvre la palse. Les palses sont des formes actuelles. Elles sont très actives dans des milieux de pergélisol discontinu, un pergélisol qui n’est pas constant (BROCHU et MICHEL, 1994). Une palse est un tertre à sommet plat. Le noyau est composé de glace, mais aussi de tourbe ou de matière minérale gelée (RESSOURCE NATUREL CANADA, 2006). Les palses ont un diamètre variant d’une dizaine de mètres jusqu’à plusieurs dizaines de mètres et la hauteur oscille entre un et cinq mètres. On retrouve des champs de palses qui peuvent atteindre plus d’un kilomètre de longueur et 200 mètres de largeur (BROCHU et MICHEL, 1994). On ne retrouve pas de végétation sur les palses. Mais, étant donné, que les pentes des palses sont tout de même abruptes et que le talus est quand même élevé juste au-dessus des tourbières qui l’entourent, le drainage est bon à l’extérieur. Toutefois, à l’intérieur des palses, le drainage est plutôt médiocre. Vallée dans une de ses recheches (Vallée, 2007) mentionne un phénomène assez intéressant dans les palses du nord québécois. Des palses minéralogiques, se trouvant sur le bord de rivières semble avoir un régime de croissance et décroissance relié avec les périodes de crues et d’étiages de la rivière. En effet, il semble que dans les périodes de crues les palses minéralogiques verraient une diminution tout de même considérable de leur masse alors que ce serait le contraire dans les périodes d’étiage. Ce phénomène de diminution des palses se rapproche en beaucoup de point d’un phénomène thermokarstique de berge. Les palses thermokarstiques se forment un peu comme les pingos. Lorsque la glace fond, toujours sous effet d’un déséquilibre thermique, un affaissement se produit. On peut donc retrouver des palses encore debout avec de légères dépressions sur les sommets. •	Bohncke, S. J. P., J. A. A. Bos, et al. (2008). "Rapid climatic events as recorded in Middle Weichselian thermokarst lake sediments." Quaternary Science Reviews 27(1-2): 162-174. •	Bockheim J.G. et K. J Hall. 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