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Reconstitution paléoenvironnementale de la région du lac Nettilling, (Nunavut) : Une analyse multi-proxy
Mémoire
Anne Beaudoin
Maîtrise en sciences géographiques
Maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)
Québec, Canada
© Anne Beaudoin, 2014
iii
RÉSUMÉ
L’Arctique canadien est affecté par des changements rapides de ses écosystèmes naturels
depuis plusieurs années. Dans le but d’accroître nos connaissances sur la variabilité
climatique de la région du lac Nettilling (Nunavut), l’objectif du projet est de reconstruire
les conditions climatiques passées afin de prévoir les impacts des changements futurs en
utilisant une approche « multi-proxy » basée sur des paramètres physiques, chimiques et
biologiques de carottes de sédiment lacustre.
Des carottes sédimentaires lacustres ont été prélevées dans une baie au nord-est du lac
Nettilling. Ce site a été choisi selon l’hypothèse que les crues d’eau de fonte de la calotte
glaciaire Penny affectent les processus sédimentaires du lac et qu’un signal climatique est
enregistré dans la séquence sédimentaire. Les résultats montrent la succession du Petit Age
Glaciaire suivi du réchauffement récent. On démontre aussi que les profils géochimiques
sont fortement corrélés avec d’autres indicateurs climatiques (carottes de glace, avancées
glaciaires et varves).
Mots-clés : Lac Nettilling (Île de Baffin), sédiments lacustres, géochimie, paléolimnologie,
paléoenvironnements, changements climatiques.
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v
TABLE DES MATIÈRES
RÉSUMÉ .............................................................................................................................. iii
LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE) .................................................................................. vii
LISTE DES FIGURES (ARTICLE) ...................................................................................... ix
LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE) ............................................................................... xi
LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE) ................................................................................. xi
REMERCIEMENTS ............................................................................................................. xv
AVANT-PROPOS ............................................................................................................. xvii
INTRODUCTION .................................................................................................................. 1
CHAPITRE I : RÉGION ET SITE D’ÉTUDE ..................................................................... 11
1.1 Localisation de la région d’étude ............................................................................... 11
1.2 Portrait de la région ................................................................................................ 11
1.3 Géologie et géomorphologie .................................................................................. 13
1.4 Histoire quaternaire et paléogéographie ................................................................. 13
1.5 Lac Nettilling ......................................................................................................... 16
1.6 Calotte glaciaire Penny .......................................................................................... 18
CHAPITRE II : MÉTHODOLOGIE .................................................................................... 21
2.1. Sources et cueillettes des données.......................................................................... 21
2.2. Traitement des échantillons .................................................................................... 22
2.2.1. Méthodes de géochronologie .......................................................................... 22
2.2.2. Méthodes d’analyse sédimentologique et stratigraphique .............................. 25
2.2.3. Méthodes d’analyse diatomifère ..................................................................... 29
2.3. Traitement statistique ............................................................................................. 30
2.4. Autres données ........................................................................................................... 31
2.4.1. Calotte glaciaire Penny ........................................................................................ 31
2.4.2 Données climatiques ............................................................................................. 32
RÉFÉRENCES ..................................................................................................................... 33
CHAPITRE III: PALEOENVIRONMENTAL RECONSTRUCTION OF NETTILLING
LAKE AREA (NUNAVUT, CANADA): A MULTI-PROXY ANALYSIS ....................... 41
3.1. Introdution .............................................................................................................. 44
3.2. Study site ................................................................................................................ 45
vi
3.3. Material and methods ............................................................................................ 48
3.3.1. Field work ...................................................................................................... 48
3.3.2. Laboratory and statistical methods ................................................................. 49
3.4. Results ................................................................................................................... 52
3.4.1. General stratigraphy ....................................................................................... 52
3.4.2. Short-term and long-term chronology ............................................................ 52
3.4.3. Sedimentology ................................................................................................ 58
3.4.3.1. Zone 1 ......................................................................................................... 58
3.4.3.2. Zone 2 ......................................................................................................... 60
3.4.3.3. Zone 3 ......................................................................................................... 61
3.4.3.4. Zone 4 ......................................................................................................... 61
3.4.4. Geochemistry ................................................................................................. 62
3.4.5. Diatoms stratigraphy ...................................................................................... 64
3.5. Discussion .............................................................................................................. 66
3.5.1. Paleoenvironments and hydrodynamics ......................................................... 66
3.5.1.1. Zone 1 ......................................................................................................... 66
3.5.1.2. Zone 2 ......................................................................................................... 67
3.5.1.3. Zone 3 ......................................................................................................... 67
3.5.1.4. Zone 4 ......................................................................................................... 68
3.5.2. Comparison with other regional paleoclimatic archives ................................ 69
3.6. Summary and conclusions ..................................................................................... 71
3.7. Acknowledgements ............................................................................................... 72
References ........................................................................................................................ 73
CHAPITRE IV : SOMMAIRE ET CONCLUSIONS.......................................................... 81
ANNEXES ........................................................................................................................... 83
vii
LISTE DES FIGURES (MÉMOIRE)
Figure 1. Tendance dans les températures moyennes annuelles, 1984-2003. ........................ 3
Figure 2 : Localisation de la région d’étude. ........................................................................ 12
Figure 3. Comparaison entre A) le relief à l’ouest de la partie centrale de l'Île de Baffin, soit
la Grande Plaine de Koukdjuak et B) le relief au sud-est à l’embouchure de la rivière
Amadjuak. Photographies : Beaudoin, 2010. ................................................................... 13
Figure 4. Extension maximale de l’Inlandsis Laurentidien (Adapté de Dyke et al., 2002). 14
Figure 5. Illustration de la désintégration du dôme de Foxe entre 7-6 ka B.P.
(De Angelis, 2007). .......................................................................................................... 14
Figure 6. Limite de l’invasion marine dans le bassin de Foxe (De Angelis, 2007, adapté de
Prest et al., 1968). ................................................................................................................. 15
Figure 7. Différence de turbidité de l’eau du lac Nettilling entre A) rive ouest du lac près de
l’effluent (rivière Koukdjuak), et B) la baie nord-est du lac, alimentée par les eaux de
fonte glaciaires (Photographies : Beaudoin, 2010). ......................................................... 18
Figure 8. A) Pourcentage de fonte récente de la calotte Penny (moyenne de 5 ans). B)
Pourcentage de fonte annuelle depuis les 2000 dernières années (b: Penny, c: Devon
(carotte 1972-73) et d: Devon (carotte 1999)) (Adapté de Fisher et al., 2011). .............. 19
Figure 9. A) Série de désintégration radioactive de 238
U, les demi-vies sont indiquées au-
dessus des flèches (milliards d’années (Ga), années (a) et jours (j) et B) Provenances du 210
Pb dans les sédiments lacustres (Bouchard, unpublished, modifié de Oldfield et
Appleby, 1984; Appleby, 2001.) ...................................................................................... 22
Figure 10. A) Insertion des profilés dans la demi-carotte. B) Lame mince vue sous la
lumière naturelle (Photographies : P.Francus). ................................................................ 29
viii
ix
LISTE DES FIGURES (ARTICLE)
Figure 11. Map of Nettilling Lake and surrounding region. ................................................ 47
Figure 12. Recent chronology (210
Pb and 137
Cs) for core Ni5-8. A) total (measured) and
supported 210
Pb activity (the difference gives the excess210
Pb). B) 137
Cs activity C)
calculated sedimentation rate (mass accumulation in g cm−2
a−1
). D) constant rate of
supply (CRS) chronology model (Appleby, 2001). ........................................................... 54
Figure 13. Comparison of inclination from Nettilling Lake record (A) with the CALS3k.4
model (Korte & Constable, 2011) output for the coordinates of Nettilling Lake (B),
GUMF1 model (Jackson et al.,2000) output for the coordinates of Nettilling Lake (C)
and Eastern Canadian Stack (Barletta et al., 2010) (D).................................................. 55
Figure 14. Calibrated depth-age model based constructed using linear curve between
chronostratigraphic markers in inclination curve (table 2) and the 210
Pb dates in core
Ni5-8. Zones are derived from sedimentological and geochemical fluctuations. ............ 57
Figure 15. Summary diagram of Nettilling Lake core showing sedimentological and
stratigraphical results. Chronology is based on 210
Pb and paleoinclination. (E)
Principal component analysis of sedimentological and geochemical results (axis 1) and
(F) cluster analysis show four stratigraphic zones. ......................................................... 59
Figure 16. Statistical grain-size parameters (A) median, (B) skewness, (C) sorting, (D) clay
and mud percentages, calculated by GRADISTAT 6.0 software using method of moments
(Blott, 2008) (E) Sedimentary structures observed in thin sections. ............................... 60
Figure 17. µ-XRF results from Nettilling lake sedimentary sequence, every single elemental
profile in peak areas is normalized by total 103
counts per second (kcps) at the
corresponding depth. Single elemental and ratio profiles are presented in 10-point
averages. .......................................................................................................................... 63
Figure 18. Biostratigraphy of selected diatom taxa for core Ni5-8 expressed as relative
frequencies ....................................................................................................................... 65
Figure 19. Comparison of titane profile from Nettilling Lake record (A) with melt features
from Penny Ice Cap (Fisher et al., 1998), and varve thickness from Upper Soper Lake
(Hughen et al., 2003). Arrows in Ti profile show glacier advances in 1 580, 1650 and
1 770 A.D. (Miller, 1973; Locke, 1987). .......................................................................... 70
x
xi
LISTE DES TABLEAUX (MÉMOIRE)
Tableau 1. Morphométrie du lac Nettilling. ......................................................................... 17
Tableau 2. Détails des inductions et des étapes de démagnétisation de la carotte Ni5-8 lors
de l’analyse de paléomagnétisme. .................................................................................... 25
Tableau 3. Rapports d'éléments chimiques et leur interprétation en analyses
sédimentologiques. ........................................................................................................... 27
Tableau 4. Mélange des 2 dilutions (A et B) pour la préparation des lamelles de solution
siliceuse. ........................................................................................................................... 30
LISTE DES TABLEAUX (ARTICLE)
Table 5. Radiocarbon (14
C) and calibrated (cal a BP) ages from core Ni5-8. .................... 53
Table 6. Correlated tie points with age-model Cals3k.4 (Korte & Constable, 2011),
GUMF1 (Jackson et al.,2000) and Eastern Canadian stack (Barletta et al., 2010)
associated with depth in core Ni5-8. ................................................................................ 55
Table 7. Coefficient of correlation (R) values calculated for linear regressions between
geochemistry data recorded in core Ni5-8. ..................................................................... 62
xii
LISTE DES ABRÉVIATIONS
xiii
°C: Degré Celsius
14C : Carbone 14
137Cs: Caesium 137
206Pb: Plomb 206
210Pb: Plomb 210
237Pu: Plutonium 237
240Pu: Plutonium 240
226Ra: Radium 226
222Rn: Radon 222
238U: Uranimum 238
90Sr: Strontium 90
a : Annum
ACP: Analyse en composante principale
AD: Anno domini
AMS: Accelerator mass spectrometry
Années cal.BP: Années calendaires BP
ARM: Rémanence magnétique
anhystéritique
asl : Above sea-level
AWS: Automatic weather station
B.P.: Before present
Ca: Calcium
CEN: Centre d’Études nordiques
Cl: Chlore
cm: Centimètre
CRS: Constant rate of supply
Cu: Cuivre
DW105°C- 550°C : Dry weight
Fe: Fer
g: Gramme
GAD: Geocentric axial dipole
h: Heure
H2O: Eau
H2Odist: Eau distillée
H2O2: Peroxyde d’hydrogène
HCL: Acide chlorhydrique
INRS-ETE: Institut national de recherche
scientifique-Centre Eau-Terre-
Environnement
IRD: Ice-rafted debris
IRM: Rémanence magnétique isothermale
ISMER: Institut des sciences de la mer
K: Potassium
ka: Millier d’années
Kcps: 103 count per second
km: Kilomètre
LIA: Little Ice Age
LOI550°C: Loss-of-ignition à 550°C
LPA: Laboratoire de paléoécologie
aquatique
m: Mètre
MAD: Maximum angular deviation
MF %: Melt features (%)
LISTE DES ABRÉVIATIONS
xiv
ml: Millilitre
µm: Micromètre
MSCL: Multi-sensor core logging
mT: Millitesla
µT: Microtesla
N: Nord
N2: Hill’s index
NRM: Rémanence magnétique naturelle
O: Ouest
OM: Organic matter
P: Phosphore
PCA: Principal component analysis
PSV: Paleomagnetic secular variation
R: Coefficient de corrélation
Rb: Rubidium
s: Seconde
Si: Silicium
SI: Système international
SIRM: Rémanence isothermale
magnétique à saturation
Sr: Strontium
T: Titane
TSS: Total suspended solids
UQAR: Université du Québec à Rimouski
XRF: X-ray fluorescence spectrometry
Zn: Zinc
Zr: Zirconium
xv
REMERCIEMENTS
Il me tient à cœur de remercier les personnes qui ont permis la réalisation de ce projet au lac
Nettilling. D’abord, je tiens à témoigner ma reconnaissance à mon directeur de recherche, M.
Reinhard Pienitz, qui s’est dévoué dans ce projet. Tu m’as non seulement fait découvrir les
plaisirs de la recherche arctique, tu m’as aussi permis d’acquérir des connaissances
inestimables qui me permettront de poursuivre mon chemin. Oh combien merci pour ta
disponibilité et ta bonne humeur! Ce fut un plaisir de travailler avec toi.
Je tiens à exprimer ma gratitude à M. Pierre Francus, co-directeur du projet, pour l’ensemble
de son implication. Tu as été une personne-ressource tout au long du déroulement de la
recherche. Tes connaissances ont grandement profité au projet. Merci!
Christian Zdanowicz, merci de m’avoir initié aux bases de la glaciologie. Il s’agit d’un
monde fascinant qui peut s’avérer complexe pour quelqu’un ayant peu de connaissances dans
le domaine. Tes idées et ta vision de glaciologue nous a permis de faire de ce projet une
recherche multidisciplinaire très innovatrice.
Un merci spécial à Guillaume St-Onge et Jacques Labrie pour leur accueil dans leur
laboratoire. Toute la communauté de paléolimnologistes travaillants sur des projets en
Arctique connaît le défi que représente la datation de sédiment. Mon projet n’aurait pu se
dérouler aussi bien sans votre précieuse aide. Merci!
Merci à tous les organismes subventionnaires qui ont permis la réalisation du projet, le
Conseil de Recherche en Sciences Naturelles et en Génie, le Polar Continental Shelf
Program, ArcticNet, le Programme de Formation Scientifique dans le Nord et sans oublier le
Centre d’Études Nordiques (CEN). Un merci particulier au Canadian Wild Life Service pour
le campement sur Nikko Island et à l’équipe de terrain : Reinhard Pienitz, Warwick
F.Vincent, Nicolas Rolland, Denis Sarrazin, Jonathan Roger et Biljana Narancic. Finalement,
GROS merci à Frédéric Bouchard, Thomas Richerol, Roxane Tremblay et à tous les
membres du LPA pour leurs précieux conseils tout au long de mon projet.
xvi
xvii
AVANT-PROPOS
Ce mémoire est présenté sous une forme non conventionnelle, avec insertion d’un article
scientifique rédigé en anglais. Je suis la première auteure de l’article tandis que les
co-auteurs sont les membres de mon comité soit, M. Reinhard Pienitz (Université Laval-
CEN), M. Pierre Francus (INRS-ETE), M. Christian Zdanowicz (CGC). À cette liste
s’ajoute comme co-auteur M. Guillaume St-Onge (UQAR-ISMER). L’article, qui présente
l’ensemble des résultats du projet, sera soumis à la revue européenne BOREAS.
Il y a plusieurs avantages à rédiger un mémoire avec insertion d’article. D’abord, cette
écriture m’a permis d’acquérir des habiletés de rédaction et de synthèse ainsi que de
perfectionner mes compétences en rédaction dans la langue anglaise. De plus, la publication
d’articles scientifiques dans des revues avec comité de lecture est le moyen le plus efficace
de transmettre nos connaissances et résultats à la communauté scientifique. Il s’agit aussi
d’une redevance envers les organismes subventionnaires.
Toutefois, le choix de cette méthode comporte des inconvénients. Le format conventionnel
des articles scientifiques demande une écriture concise et précise, ce qui peut être
problématique dans le cadre d’un projet « multi-proxy » comportant, entre autres, une
méthodologie diversifiée. En fait, les sections suivantes : l’introduction, le site d’étude et
particulièrement la méthodologie ne peuvent être très élaborés dans un article. C’est pour
cette raison que le lecteur trouvera l’introduction, le chapitre 1 (site d’étude) et le chapitre 2
(méthodologie) rédigés en français; suivi du manuscrit de l’article scientifique en langue
anglaise (chapitre 3) et finalement la dernière partie (chapitre 4) composée d’un sommaire
et d’une conclusion générale rédigés en français. Il est donc inévitable que certaines
informations soient quelque peu répétitives entre les deux premières sections.
Bonne lecture!
xviii
1
INTRODUCTION
Contexte des changements globaux en Arctique
Le climat terrestre a toujours été naturellement variable dû aux cycles tels que les
successions de périodes glaciaires et interglaciaires. Le climat est conditionné par le
rayonnement solaire ainsi que le bilan énergétique de la surface de la terre et de
l’atmosphère. Il est également le résultat des interactions non linéaires entre différents
compartiments internes tels que l’atmosphère, les océans, la biosphère, les surfaces
terrestres et la cryosphère (Bradley, 1999; Grassl, 2001). Cependant, cette variabilité
naturelle a été bouleversée par l’expansion des activités humaines et à l'utilisation de
ressources non renouvelables telles que les combustibles fossiles (Serreze et al., 2000;
Pienitz et al., 2004). Ce bouleversement dans le cycle naturel climatique, associé
principalement à une modification de la composition atmosphérique et l’augmentation
généralisée des températures de la basse atmosphère, a un impact énorme sur les
écosystèmes planétaires. Afin de mieux anticiper les impacts futurs de ces
bouleversements, il est essentiel de comprendre les événements climatiques passés ainsi
que leurs effets sur les milieux terrestres, notamment en zones nordiques, car ces
environnements sont particulièrement affectés par la modification du cycle des variations
climatiques. En fait, les régions nordiques sont des lieux privilégiés pour l’étude des
changements globaux puisqu’ils sont les premiers à réagir aux modifications
environnementales (Douglas et al., 2004).
En effet, il a été démontré que les régions, comme l’Arctique canadien, situées à de hautes
latitudes sont beaucoup plus vulnérables aux changements récents, de par les mécanismes
de rétroaction positive qui accentuent leurs effets (Everett et Fitzharris, 1998, Pienitz et al.,
2
2004). Les vastes régions continentales couvertes de neige et les banquises des océans ont
un important albédo. Ce phénomène de réflexion des rayons solaires vers l’espace
contribue naturellement à réduire le transfert de chaleur vers la Terre. Toutefois, le
réchauffement global entraine une diminution de l’étendue du couvert de neige et de glace
(ayant un grand pouvoir de réflexion comparativement à un sol sans couvert neigeux), ce
qui réduit significativement l’albédo. Cette rétroaction positive provoque une augmentation
de l’absorption des rayons solaires sur terre et sur mer, engendrant un réchauffement plus
important (Holland et Bitz, 2003; Pienitz et al., 2004; Serreze et al., 2009). Jusqu’à
maintenant, les conséquences directes de ces changements se sont traduites par une hausse
de la température de la basse atmosphère et des modifications au niveau du régime
hydrique. Ces changements entrainent à leur tour une hausse du niveau marin relatif, la
dégradation du pergélisol, la diminution de la formation de glace de mer ainsi que des
modifications dans la répartition géographique et l’abondance des précipitations (Everett et
Fitzharris, 1998; Serreze et al., 2000; Vincent et al., 2001). L’impact sur les glaciers et les
calottes de glace n’est pas négligeable. Leur réponse face aux variations climatiques
actuelles est bien connue : ils fondent et contribuent grandement à l’augmentation du
niveau marin. Ce qui demeure incertain, c’est leur évolution future (Gardner et al., 2011;
Jacobs et al., 2012).
Les répercussions énumérées précédemment se produisent à différentes échelles dans le
Nord canadien. L’augmentation des températures moyennes se produit de manière inégale,
particulièrement dans les hautes latitudes. D’abord, on constate une hausse plus prononcée
dans la portion nord-ouest du Canada comparativement à l’est (Figure 1). Le Nord du
Québec et du Labrador semblent même montrer, jusqu’à aujourd’hui, une certaine
résilience et inertie aux changements climatiques (Saulnier-Talbot et al., 2003; Pienitz et
al., 2004). Le bassin de Foxe est situé à la croisée entre la zone très affectée par les
changements climatiques (extrême Arctique canadien) et celle relativement stable (Nord du
Québec). Bien que le bassin de Foxe présente certains signes de réchauffement, par
exemple dans la diminution du volume saisonnier du couvert de glace (Moore, 2006) ou
dans l’augmentation des taux de fonte des calottes de glace (Zdanowicz et al., 2012), elle
semble jusqu’à maintenant relativement moins affectée que l’Ouest canadien et l’extrême
Arctique (Jacobs, 1997).
3
Figure 1. Tendance dans les températures moyennes annuelles, 1984-2003.
(Environnement Canada, 2007)
Parmi les régions limitrophes au bassin de Foxe, on trouve celle du lac Nettilling (Nunavut)
qui se situe dans la zone charnière entre les deux scénarios de réponses climatiques (celui
de l’extrême Arctique vs le Nord du Québec). Étant donné sa superficie importante, son
volume et l’influence des eaux de fonte de la calotte Penny qui se situe dans son basin
hydrographique sur la Péninsule de Cumberland, le lac Nettilling est un site intéressant
pour comprendre l’impact des fluctuations climatiques actuelles dans le secteur du Bassin
de Foxe.
Effets des changements globaux sur lacs nordiques
Les lacs nordiques sont reconnus pour répondre rapidement aux changements
environnementaux tels que la température, les précipitations ou l’évaporation (Wolfe et
Smith, 2004; Hodgson et Smol, 2008). Une simple modification climatique peut perturber
leur dynamique lacustre. Il est connu que le couvert de glace, dépendant de la température,
y joue également un rôle important. Dominant de septembre à juin, le couvert de glace peut
atteindre 2 m d’épaisseur dans le moyen et haut-Arctique. Il joue un rôle important dans la
circulation, la photopériode et par le fait même sur la productivité primaire des lacs.
Beaucoup d’études ont également démontré que les changements récents observés dans
certains lacs nordiques n’ont pas d’analogue dans le passé (e.g. Wolfe et Smith, 2004).
4
Étude paléolimnologique des lacs arctiques
Malgré des signes évidents de changements environnementaux, nos connaissances
demeurent limitées concernant la variation des écosystèmes dans le passé. Dans l’optique
de mieux comprendre la nature et l’ampleur des changements actuels et futurs, il est
primordial de comparer les conditions actuelles avec des enregistrements du passé (Pienitz
et al., 2004). Pour ce faire, l’absence d’instrument de mesure oblige l’utilisation de
méthodes indirectes pour reconstruire ces conditions environnementales, d’où l’intérêt de la
paléolimnologie. Certes, plusieurs méthodes permettent de reconstruire les conditions
climatiques passées, telles que la dendrochronologie, l’analyse pollinique ou encore l’étude
des carottes de glace, mais l’abondance des lacs en milieu arctique facilite et justifie
l’utilisation de l’approche paléolimnologique (Pienitz et al., 2004). Elle consiste en l’étude
des dépôts plus anciens de séquences sédimentaires des écosystèmes lacustres jusqu’aux
dépôts les plus récents (Cohen; 2003; Wolfe et Smith, 2004).
Étant donné la sensibilité des milieux lacustres aux changements environnementaux passés
et futurs ainsi, le nombre d’études paléolimnologiques dans l’Arctique canadien a
considérablement augmenté dans la dernière décennie (Overpeck et al., 1997; Wolfe et
Smith, 2004). Toutefois, le nombre d’études détaillées et de sites bien datés demeure
encore peu élevé et un effort reste à faire pour améliorer la résolution spatiale des
enregistrements climatiques reconstitués. Pour y arriver, les approches multi-proxy sont un
bon modèle à adopter (Wolfe et Smith, 2004).
Intérêt de l’approche multi-proxy
L’approche paléolimnologique multi-proxy intègre l’étude de plusieurs indicateurs
climatiques. Elle peut combiner à la fois des indicateurs physiques, chimiques et
biologiques mesurés dans les sédiments lacustres, pour ainsi identifier les changements qui
se sont opérés suite à des variations climatiques d'origine naturelle ou anthropique (Pienitz
et al., 2004). L’intégration de plusieurs indicateurs permet de confronter différentes
informations archivées dans les accumulations sédimentaires, et ainsi de conforter les
interprétations.
5
Physique et géochimique
Les variations sédimentologiques, stratigraphiques et géochimiques permettent de déduire
et de tracer certains changements environnementaux qui se sont opérés dans les lacs et leurs
bassins versants. Dépendamment des caractéristiques du lac et de son bassin versant, les
sédiments qui s’y accumulent peuvent intégrer des informations climatiques puisqu’ils
répondent aux changements environnementaux tels que la température, les précipitations, la
durée du couvert de glace ou de l’épaisseur de neige tombée (Hodgson et Smol, 2008).
Dans certains cas, d’autres variables sédimentaires, telles que l’épaisseur des varves ou le
taux de sédimentation, permettent d’estimer de manière semi-quantitative le changement de
température (Hambley et Lamoureux, 2006).
Les varves consistent en une série de laminations qui peuvent se former de manière
rythmique et saisonnière dans les sédiments lacustres, marins ou estuariens (O’Sullivan,
1983; Lamoureux et Gilbert, 2004b). Dans un contexte où le lac alimenté par la fonte d’un
glacier, l’important apport sédimentaire et le fort débit durant la période estivale favorisent
le dépôt des sédiments grossiers, alors que les particules fines, trop petites pour sédimenter,
demeurent dans la colonne d’eau. Durant l’hiver, lorsque le lac est protégé par un couvert
de glace, les apports externes de sédiments et le courant sont limités, les sédiments fins
peuvent se déposer. La simplification d’une séquence typique de formation de varves
clastique glaciaire est le dépôt de silt au printemps, du sable en période estivale
(généralement de couleur claire) et finalement de l’argile en hiver (couleur plus foncée). La
formation et la préservation de ces structures ne sont cependant pas possibles dans tous les
lacs. Elle est d’abord fortement dépendante de l’apport sédimentaire du bassin versant. En
général, les lacs qui bénéficient de peu d’apports et où le taux de sédimentation est très
faible ne possèdent pas les conditions nécessaires à la formation de varves. Par ailleurs, de
grandes turbulences à la surface de l’eau dans les lacs ayant une colonne d’eau non
stratifiée ou encore la présence d’oxygène à l’interface eau-sédiment, qui favorise la
présence d’organismes benthiques, peuvent perturber ou empêcher la préservation des
varves limitant ainsi l’interprétation paléoclimatique (O’Sullivan, 1983; Lamoureux et
Gilbert, 2004b).
6
Les variations géochimiques offrent la possibilité d’analyser les processus qui s’opèrent à
grande échelle dans un lac et dans son bassin versant (Boyle, 2001). Elle permet également
de décrire de manière élémentaire la composition du sol et des sédiments. Toutefois,
l’interprétation des variations géochimiques des séquences sédimentaires est plus
significative lorsque combinée à d’autres méthodes, telles que les approches biologiques
(Mackereth, 1966).
Biologique
Les diatomées sont des algues unicellulaires phytoplanctoniques qui se trouvent dans tous
milieux aquatiques. Ce sont les producteurs primaires les plus importants dans les lacs
nordiques où la lumière est suffisante pour effectuer la photosynthèse (Douglas et al.,
2004). La cellule de l’organisme est enveloppée d’un frustule formé de silice. Une fois leur
cycle de vie complété, la diatomée meurt et se dépose au fond des lacs. Les frustules
siliceux s’y accumulent avec les années se préservent avec les sédiments inorganiques
tandis que la matière organique se décompose lentement. Les diatomées sont des bio-
indicateurs de choix pour plusieurs raisons, 1) elles sont abondantes et diversifiées, 2)
chaque espèce possède des optimums climatiques et des niches écologiques spécifiques, et
finalement 3) elles ont un cycle de vie suffisamment court pour répondre rapidement aux
changements environnementaux (Birks, 1998). Ainsi, les différents assemblages
diatomifères dans les séquences sédimentaires permettent d’identifier les modifications des
conditions limnologiques qui se sont opérées dans un lac (Wolfe et Smith, 2004).
Études paléoclimatologiques et paléolimnologiques effectuées dans la partie centrale
de l’Île de Baffin et autour du Bassin de Foxe
Malgré qu’il soit le plus grand lac de tout l’archipel arctique canadien, le lac Nettilling est
encore très peu étudié. Oliver (1964) est un des seuls à avoir publié un article sur sa
limnologie. Ses observations ont généré des informations sommaires et ont permis de
dresser un bref portrait limnologique du lac. Des recherches plus détaillées sont toutefois
nécessaires afin d’approfondir nos connaissances sur ce grand lac. Plus récemment, Jacobs
et Grondin (1988) ont démontré que les deux grands lacs de l’Île de Baffin, soit le lac
Nettilling et le lac Amadjuak, influencent le climat régional de l’Île. Ce couple
hydrographique agit comme un réservoir de chaleur qui maintient des températures
7
modérées durant des périodes plus froides de l’été et retarde le refroidissement à l’automne.
Ces deux études montrent l’intérêt de s’attarder au lac Nettilling et l’ampleur des
recherches qui doivent y être faites afin d’augmenter le peu de connaissances que nous
avons sur cet immense plan d’eau.
Des recherches dont la méthodologie est similaire à la présente étude ont été faites dans le
passé sur d’autres lacs de l’Arctique canadien (par ex : Hughen et al., 2000; Moore et al.,
2001; Lamoureux et Gilbert, 2004a; Rolland et al., 2009). Moore et al. (2001) ont produit
une étude à partir d’une carotte de sédiments varvés du lac Donard (sud de l’Île de Baffin),
alimenté par les eaux de fonte du glacier Caribou. Elle démontre une corrélation positive
entre l’épaisseur des varves et les températures estivales moyennes. Cette corrélation a
permis de produire des reconstructions paléoclimatiques et ainsi générer des connaissances
sur la variabilité climatique de la région du sud de l’Île de Baffin.
Rolland et al. a produit une étude sur l’évolution d’un lac localisé sur l’Île de Southampton
(Nunavut) à l’aide de capsule de larves de chironomides fossiles (indicateur biologique)
conjugué à des analyses sédimentologiques et géochimiques. Des évidences du
réchauffement du Medieval Warm Period (1160 à 1360 AD) et du refroidissement du Petit
Âge glaciaire (1360 à 1700 AD) ont été identifiées dans les carottes de sédiment.
Selon Lamoureux et Gilbert (2004a), la comparaison entre l’épaisseur des varves, les
températures automnales et les précipitations de neige a permis de constater une bonne
corrélation dans les sédiments du lac Bear (Île de Devon, Nunavut). Ils démontrent aussi
que les carottes de sédiments lacustres enregistrent les variations climatiques de la même
façon que les carottes de glace (Lamoureux et Gilbert, 2004a). Ils ont également comparé
les archives sédimentaires du lac Bear avec une carotte de glace de la calotte de Devon.
Leurs résultats illustrent que le taux de sédimentation du lac Bear a augmenté radicalement
dans les années 1900 comparativement à une augmentation plus hâtive de la fonte de la
calotte qui a débuté vers 1850. L’enregistrement de la fonte du glacier dans les sédiments
lacustres s’est donc produit avec un certain retard (Lamoureux et Gilbert, 2004a).
D’autres chercheurs démontrent que l’extraction de lames minces d’une séquence
sédimentaire s’applique très bien à l’étude des sédiments laminés, puisqu’elles permettent
8
d’étudier les variabilités des microstructures dans les sédiments. Ces variabilités
s’expliquent par des changements dans la source des sédiments ainsi que dans les
conditions lacustres à travers le temps (Cuven et al., 2011). Par exemple, en combinant les
images haute résolution des lames minces avec les profils géochimiques de la carotte de
sédiment, il est possible de reconstruire les conditions paléohydrologiques de la région
d’étude et leurs impacts sur des sédiments laminés (Cuven et al., 2010).
Objectif général
L’objectif général de cette recherche est de reconstruire les paléoenvironnements de la
région du lac Nettilling, Île de Baffin (Nunavut) au cours des derniers 600 ans. Les données
générées permettront aussi d’accroître nos connaissances de la variabilité climatique
naturelle de l’Arctique canadien, et à d’autres chercheurs de proposer des scénarios
« régionaux » sur l’évolution du climat futur et ses impacts appréhendés sur cet écosystème
aquatique majeur de l’Arctique.
Objectifs spécifiques
1. D’établir une géochronologie de la carotte sédimentaire du lac Nettilling;
2. D’analyser la stratigraphie, les structures sédimentaires et les variations
géochimiques observées dans la carotte de sédiment lacustre en relation avec la
dynamique de fonte du glacier Penny;
3. D’analyser la biostratigraphie à l’aide de diatomées fossiles de la carotte de
sédiment afin de reconstruire qualitativement les conditions limnologiques et ainsi
déduire les conditions environnementales passées.
9
Hypothèses
Les deux hypothèses principales qui seront vérifiées dans cette recherche sont les
suivantes :
1. Les variations sédimentologiques de la baie nord-est du lac reflètent la dynamique
de fonte de la calotte Penny et enregistrent indirectement la variation climatique
régionale;
2. Les assemblages biostratigraphiques reflètent les changements des conditions
limnologiques passées et permettent de déduire les changements
paléoenvironnementaux dans le bassin versant du lac Nettilling.
Retombées possibles au plan scientifique et intérêts spéciaux de la recherche
Cette recherche multidisciplinaire a permis d’abord d’étendre notre connaissance sur la
lithostratigraphie lacustre de même que sur les processus sédimentologiques du plus grand
lac de l’archipel arctique canadien. Par ailleurs, l’originalité de la recherche réside dans le
fait qu’elle permet un couplage des informations relatives à la fonte de la calotte glaciaire
Penny avec des données sédimentaires provenant du lac Nettilling. L'étude parvient à
démontrer que les variations stratigraphiques dans le lac Nettilling peuvent être corrélées
avec les variations de fonte sur Penny, il devient donc possible d'utiliser les archives
sédimentaires du lac pour valider les données des carottes de glace de Penny.
Subséquemment, une amélioration de nos connaissances sur l’évolution du climat dans une
région encore peu affectée par les changements climatiques est possible. Cette étude est
donc utile pour améliorer notre connaissance de la variabilité climatique naturelle des
régions arctiques limitrophes au lac Nettilling. Étant une étude pionnière sur le site d’étude
et le peu d’information disponible, seules des reconstructions qualitatives des conditions
environnementales sont produites.
10
11
CHAPITRE I
RÉGION ET SITE D’ÉTUDE
1.1 Localisation de la région d’étude
Cette étude a été effectuée au lac Nettilling, dans la partie centrale de l’Île de Baffin au
Nunavut (Figure 2). Le site d’échantillonnage se trouve dans la partie est du lac, à
proximité de la rivière Isurtuq (66°40’24,4’’N, 69°55’01,4’’O).
1.2 Portrait de la région
L’Île de Baffin est la plus grande du Canada (507 451 km2) et chevauche le cercle polaire
Arctique. Elle est bordée par de grandes étendues d’eau dont le Bassin de Foxe à l’ouest, le
Détroit d’Hudson au sud, la Baie de Baffin à l’est et le Détroit de Lancaster au nord.
La topographie de la partie centrale de l’île est marquée par une région de basses terres
dans sa partie ouest, soit la Grande Plaine de Koukdjuak (Figure 3a). Cette zone de faible
altitude, nommée le Dewey Soper Migratory Bird Sanctuary, s’étend sur plus de
50 000 km2 et forme une vaste zone migratoire pour les oiseaux (Jacobs, 1997). Cette
région est entourée par des terrains plus élevés, à l’exception de sa portion sud (De Angelis,
2007). À l’opposé, l’est de l’Île de Baffin est formé principalement de crêtes montagneuses,
possédant une côte entrecoupée par la Baie de Cumberland, la Baie de Frobisher, de
nombreux fjords et 2 calottes glaciaires (De Angelis, 2007).
Le paysage de la partie centrale méridionale de la Terre de Baffin est marqué par la
présence de milliers de lacs et de mares qui représentent d’importants habitats aquatiques
naturels. Le lac Amadjuak et le lac Nettilling constituent les plus grandes étendues d’eau
douce de tout l’archipel arctique canadien (Jacobs, 1997)
12
Figure 2 : Localisation de la région d’étude.
13
Figure 3. Comparaison entre A) le relief à l’ouest de la partie centrale de l'Île de Baffin, soit la
Grande Plaine de Koukdjuak et B) le relief au sud-est à l’embouchure de la rivière
Amadjuak. Photographies : Beaudoin, 2010.
1.3 Géologie et géomorphologie
Le centre de l’Île de Baffin repose sur deux provinces géologiques distinctes. La partie
orientale est caractérisée par un socle composé de roches cristallines (gneiss et granites)
d'âge archéen à paléoprotérozoïque de la province de Churchill (Blackadar, 1967; Jacobs et
Grondin, 1988; St-Onge et al., 2006). À l’ouest, les roches sédimentaires ordoviciennes
affleurent à une altitude ne dépassant pas les 30 m. Cette formation est principalement
composée de carbonates appartenant à la plate-forme de l’Arctique (Wheeler et al., 1997).
Elle se prolonge à l’ouest jusqu’au bassin de Foxe et dans le Détroit d’Hudson au sud.
1.4 Histoire quaternaire et paléogéographie
La région de l’Île de Baffin a été marquée par la dernière glaciation Wisconsinienne. À ce
moment, une énorme calotte glaciaire, nommée Inlandsis Laurentidien, recouvrait la partie
septentrionale de l’Amérique du Nord. L’extension maximale de cet inlandsis s’est produite
il y a environ 18 à 20 ka B.P. (Figure 4) (Dyke et al., 2002). Le centre de l’inlandsis était
positionné sur la baie d’Hudson et il comportait trois dômes distincts : 1) Keewatin, 2)
Baffin/Foxe et 3) Labrador (Fulton et Prest, 1987; Occhietti, 1987; Dyke et al., 2002).
A B
14
Figure 4. Extension maximale de l’Inlandsis Laurentidien (Adapté de Dyke et al., 2002).
Le dôme de Foxe s’étendait sur la portion est du Bassin de Foxe et sur l’Île de Baffin. Il est
demeuré stable entre le maximum glaciaire (18 ka B.P.) et 7 ka B.P. Par la suite, la
déglaciation s’est produite suivant un patron contrôlé par la topographie (De Angelis,
2007). Vers 6 ka B.P., une désintégration et un recul très marqué de la calotte jusqu’à la
hauteur de la côte ouest actuelle de l’Île de Baffin se sont produits et ont permis l’ouverture
du Bassin de Foxe (Figure 5).
Figure 5. Illustration de la désintégration du dôme de Foxe entre 7-6 ka B.P.
(De Angelis, 2007).
1 2
3
1 : Dôme du Labrador 2 : Dôme de Keewatin 3 : Dôme de Baffin
15
Suite au début du retrait de l’inlandsis vers 7 ka B.P., la mer a progressivement envahi les
zones de basses terres ayant subies une forte subsidence isostatique sous le poids de
l'inlandsis (Figure 6). Se situant sous la limite marine (93 m d’altitude), la région actuelle
de lac Nettilling a été complètement submergée par les eaux salées (Blake 1966; Jacobs et
al., 1997). Le relèvement isostatique a provoqué le retrait de la mer et a permis
l’établissement d’un plan d’eau douce vers 5 ka B.P. (Jacobs et al., 1997).
Figure 6. Limite de l’invasion marine dans le bassin de Foxe (De Angelis, 2007, adapté de
Prest et al., 1968).
16
Plusieurs événements et perturbations climatiques postglaciaires d’envergure se sont
produits dans l’hémisphère nord. Plus particulièrement, l’Optimum Climatique Médiéval
dont l’évidence est encore controversée en Arctique, se serait étendu de 1160 à 1360 A.D.
Durant cette période les températures auraient été supérieures de 1 °C, comparativement à
celle d’avant 1195 A.D. (Rolland et al., 2009). À l’opposé, le Petit Âge Glaciaire, associé à
un refroidissement généralisé, a été enregistré entre 1375 et 1820 A.D. (Moore et al.,
2001).
Ces événements climatiques ont marqué l’histoire quaternaire de la région et y ont laissé
leurs marques dans le paysage actuel, tel le réseau de drainage et les calottes glaciaires
résiduelles. On trouve quelques unes de ces calottes sur la côte est de l’Île de Baffin, dont
celle de Penny située au nord de la Baie de Cumberland ainsi que celle de Barnes un peu
plus au nord (Jacobs et al., 1997; Fisher, 1998; Zdanowicz et al., 2012). Ces deux calottes
sont les seules reliques de l’Inlandsis Laurentidien. En plus de ces calottes polaires, le passé
glaciaire a également laissé en héritage un dépôt de till mince et discontinu sur une grande
portion du territoire et de nombreux eskers (De Angelis, 2007). La limite inférieure (sud)
du pergélisol continu se situe dans la zone méridionale de l’Île de Baffin (Heginbottom,
1984). L’épaisseur de la couche active, soit la couche superficielle du sol qui dégèle avec
les chaleurs saisonnières, varie entre 0,5 m dans les dépôts mal drainés et 2 m de
profondeur dans les sédiments plus grossiers comme le sable (Jacobs et al., 1997; Genest,
2000). Dans la partie de basses terres, le relief est marqué par la formation du pergélisol et
par les processus côtiers (De Angelis, 2007).
1.5 Lac Nettilling
Le lac Nettilling, situé à une altitude de 30 m au-dessus du niveau de la mer, est le plus grand
lac de tout l’archipel arctique canadien (Figure 2). Ayant une superficie de 5 541,7 km2, il est
le sixième plus grand lac situé entièrement au Canada (Tableau 1) (Oliver, 1964; Jacobs et
Grondin, 1988; Kristofferson et al., 1991). Les affluents principaux sont le lac Amadjuak au
sud et la rivière Isurtuq au nord-est qui est alimentée par les eaux de fonte de la calotte
glaciaire Penny. Le lac est drainé dans le Bassin de Foxe via la rivière Koukdjuak, longue de
17
74 km (Oliver, 1964; Jacobs et al., 1997). La profondeur moyenne est de moins de 60 m,
mais atteint en son point le plus profond 132 mètres (Oliver, 1964). Étant donné la grande
exposition au vent, l’eau douce du lac est bien mélangée et ne présente probablement aucune
période de stratification, ni de formation de thermocline (Jacobs et Grondin, 1988). La
température moyenne de l’eau de la partie est, mesurée par Oliver (1964) à la fin du mois
d’août, se situe au-dessus de 4°C. Dans les petites baies peu profondes (< 20 m), cette
température atteint 8,8 °C (Oliver, 1964). À l’exception de la baie Burwash, le lac est
normalement dégelé au début du mois d’août. Localisée au sud du lac, cette baie est ouverte
plus tôt dans la saison, car elle est directement alimentée par le lac Amadjuak qui est moins
profond, donc réchauffé plus hâtivement dans la saison (Jacobs et al., 1997). La forte
exposition au vent permet certainement au lac Nettilling d’être libre de glace chaque année
(Oliver, 1964).
La présente étude se concentre principalement sur la partie nord-est du lac Nettilling, où
une carotte de sédiment lacustre (Ni5-8) a été prélevée. Dans cette section, la dynamique
lacustre est fortement influencée par les eaux de fonte en provenance de la calotte glaciaire
Penny. Hautement chargée de sédiments glaciaires, cette décharge d’eau entraîne la
formation d’un panache très marqué, et crée un milieu très contrasté comparativement au
reste du lac (Figure 7).
Tableau 1. Morphométrie du lac Nettilling.
Superficie totale 5 541,7 km2
Superficie des îles 478,6 km2
Superficie nette d’eau 5 063,1 km2
Étendue maximale 122,7 km2
Profondeur moyenne Entre 20 et 30 m
Altitude 30 m
Bassin versant (incluant le lac Amadjuak) 55 900 km2
*Données provenant de Inland Waters Directorate (1973), adapté de Jacobs et Grondin (1988).
18
Figure 7. Différence de turbidité de l’eau du lac Nettilling entre A) rive ouest du lac près de
l’effluent (rivière Koukdjuak), et B) la baie nord-est du lac, alimentée par les eaux de fonte
glaciaires (Photographies : Beaudoin, 2010).
1.6 Calotte glaciaire Penny
La calotte glaciaire Penny est localisée sur la péninsule de Cumberland dans l’est de l’Île de
Baffin (Figure 2). Mesurant environ 6 000 km2, elle est la calotte glaciaire d’importance la
plus méridionale de tout l’archipel arctique canadien (Goto-Azuma et al., 1998; Parcs
Canada, 2009; Zdanowicz et al., 2012). Présentement, le sommet de la calotte se situe à
environ 1 932 m d’altitude au-dessus du niveau de la mer tandis que l’épaisseur de la glace
en son centre est de l'ordre de 330 à > 500 m (Weber and Andrieux 1975; Holdsworth,
1984; Fisher et al., 1998; Zdanowicz et al., 2012).
Les calottes sont considérées comme étant des systèmes « hydroclimatiques ». Leur
formation et leur maintien sont dépendants des phénomènes climatiques et hydrologiques,
tels que les précipitations et les températures. Leur évolution peut être quantifiée en
utilisant le bilan de masse annuel, soit la différence entre l'accumulation et les pertes par
ablation (fonte, vêlage d'icebergs), exprimée en masse d’eau sur une année. Un bilan positif
implique une accumulation annuelle supérieure à l’ablation durant la saison estivale, tandis
qu’un bilan négatif se produit lorsque les accumulations n’arrivent pas à compenser les
pertes. Cet indice est un bon indicateur puisque ses fluctuations traduisent les variations des
taux de précipitations et de fonte, il représente donc indirectement le climat régional
(Cuffey et Paterson, 2010).
A B
19
Plusieurs études faites à partir de carottes de glace démontrent que les calottes de l’Arctique
canadien fondent à un rythme accéléré depuis les dernières décennies, avec des taux de
fonte excédant ceux des millénaires passés (Fisher et al., 2011). Toutefois, malgré une
augmentation considérable des taux de fonte sur la calotte Penny depuis les années 1980, ce
pourcentage demeure encore près des moyennes observées au cours des millénaires récents.
Ceci contraste avec la calotte Agassiz (nord de l’Arctique canadien) où les taux de fonte
récents dépassent largement la variabilité des derniers 2 000 ans (Figure 8).
Figure 8. A) Pourcentage de fonte récente de la calotte Penny (moyenne de 5 ans). B)
Pourcentage de fonte annuelle depuis les 2000 dernières années (b: Penny, c: Devon (carotte
1972-73) et d: Devon (carotte 1999)) (Adapté de Fisher et al., 2011).
Sur Penny, la période de fonte estivale au sommet de la calotte est concentrée entre 60 et 90
jours (Zdanowicz et al., 2012). Toutefois, la fonte estivale aux marges de la calotte est
probablement d’une plus longue période que celle estimée au sommet. Ainsi, la période de
transfert de sédiments par la rivière Isurtuq vers le lac Nettilling doit se produire sur
plusieurs mois en été. Lors des pics saisonniers de fonte, le débit de la rivière augmente et,
par le fait même, l’érosion du chenal s’accentue. Le déversement des eaux de fonte,
hautement chargées de sédiments glaciaires et fluvio-glaciaires, entraine la formation d’un
panache très important dans les eaux de la portion nord-est du lac Nettilling. Il est donc
possible que la crue saisonnière s’enregistre dans les sédiments.
A B
20
21
CHAPITRE II
MÉTHODOLOGIE
2.1. Sources et cueillettes des données
Au début du mois d’août 2010 (1-3 août), une mission d’échantillonnage a été effectuée.
Celle-ci a permis de récupérer une carotte de sédiment lacustre (Ni5-8) longue de 90 cm à
l’aide d’un carottier à percussion (Aquatic Research Instruments) sous une profondeur de
18,9 m d’eau. La carotte a été conservée dans son tube de carottage, et protégée lors du
transport pour éviter tout remaniement vertical du sédiment. De retour dans les locaux du
Laboratoire de Paléoécologie Aquatique (LPA) de l’Université Laval, la carotte a été
entreposée et conservée verticalement dans une chambre froide à température contrôlée de
4 °C. Suite au sectionnement longitudinal de la carotte, une analyse visuelle du sédiment a
permis de déterminer les différentes couleurs de sédiments (échelle de Munsell) et les
différentes structures qui composent la carotte. L’une des demi-carottes a été conservée
comme archives alors que l’autre a été sectionnée à des intervalles de 0,5 cm, environ 7 jours
après la collecte de la carotte. Chaque sous-échantillon a été lyophilisé afin d’obtenir une
estimation du contenu en eau dans le sédiment.
22
2.2. Traitement des échantillons
2.2.1. Méthodes de géochronologie
2.2.1.1. Datation au 210plomb (210Pb)
Théorie
La méthode du 210
Pb est une datation basée sur le principe de la désintégration radioactive
du 210
Pb (demi-vie de 22,3 ans), un isotope radioactif naturel du plomb (Appleby, 2001).
Elle est la plus appropriée pour porter des sédiments récents sur une échelle chronologique
de maximum 150 ans et pour estimer un taux de sédimentation.
Le 210
Pb fait partie d’un cycle naturel de désintégration d’un isotope radioactif naturel de
l’uranium (238
U). Au cours d’une « chaine de réactions », 238
U se désintègre en 206
plomb
(206
Pb), en passant par le 210
Pb (Sorgente et al., 1999; Appleby, 2001).
Figure 9. A) Série de désintégration radioactive de 238
U, les demi-vies sont indiquées au-dessus
des flèches (milliards d’années (Ga), années (a) et jours (j) et B) Provenances du 210
Pb dans les
sédiments lacustres (Bouchard, unpublished, modifié de Oldfield et Appleby, 1984; Appleby,
2001.)
A
B
23
La radioactivité totale du 210
Pb dans les sédiments se divise en deux :1) le plomb supporté
et 2) le non-supporté (Figure 9). Le 210
Pb dit « supporté » est la fraction du plomb qui se
forme dans les sédiments suite à la désintégration du 222
radon (222
Rn). Lors de cette
désintégration, une partie du 222
Rn s’échappe et retourne dans l’atmosphère (forme
gazeuse). Ce dernier ce désintégrera éventuellement en 210
Pb mais dit « non-supporté ». On
suppose qu’il se désintègre complètement en 6 ou 7 demi-vies (130-150 ans). Ainsi, après
150 ans, il ne reste que le plomb supporté dans les sédiments. L’activité radioactive du
plomb « non-supporté » diminue de manière exponentielle avec le temps et la mesure de
cette décroissance radioactive permet finalement d’établir un taux de sédimentation.
Un élément essentiel dans l’utilisation de cette méthode de datation est la validation par des
radio-isotopes artificiels, soit 90
strotium (90
Sr), 137
caesium (137
Cs), 239
plutonium (239
Pu) et
240plutonium (
240Pu). Ces radio-isotopes ont été émis dans l’atmosphère suite à des tests
d’armements nucléaires au milieu du XXe siècle. Plus précisément, la concentration
atmosphérique du 137
Cs a atteint un sommet en 1963, tout juste avant l’interdiction des
essais nucléaires atmosphériques. Il est utile de valider les modèles de datation du plomb
par les évènements connus de maximum des radio-isotopes artificiels. Ainsi, on peut
facilement associer le « pic » de 137
Cs d’une carotte sédimentaire lacustre à l’année 1963,
ce qui permet de corriger ou valider les résultats obtenus au 210
Pb (Appleby, 2001).
Laboratoire
Environ 5 grammes (g) de sédiments, préalablement lyophilisés, ont été pesés et encapsulés
dans des flacons hermétiques. Ils ont été mis de côté pour une période de 20 à 30 jours (6-7
demi-vies du 222
Rn). Cette étape permet d’atteindre l’équilibre séculaire entre le 210
Pb et le
226Ra. Finalement, les flacons ont été placés un à un dans le compteur gamma pour une
durée de 24 heures (h). Ainsi, l'activité du 210
Pb, 214
Pb et 137
Cs a été mesurée. L’analyse a
été faite tous les centimètres jusqu’à la profondeur de 26 cm (soit un échantillon sur deux)
et à un intervalle de 4 cm pour les échantillons de 26 à 90 cm.
24
2.2.1.2. Datations au 14carbone (14C)
Le radiocarbone est la méthode de datation privilégiée pour dater des sédiments lacustres
entre 200 et 40 000 ans (Wolfe et al., 2004). Toutefois, cette méthode de datation des
sédiments lacustres peut s’avérer problématique dans les régions arctiques, car ils sont
généralement très pauvres en matière organique (Lamoureux et Gilbert, 2004b; Fallu et al.,
2004; Saulnier-Talbot et al., 2009).
Le principe fondamental de cette méthode se base sur le fait que les organismes
photosynthétiques incorporent du carbone atmosphérique tout au long de leur vie et le
transmettent aux niveaux trophiques supérieurs. Ainsi, la concentration de 14
C dans chaque
organisme vivant est en équilibre avec la concentration 14
C de l’atmosphère. Lorsque ces
organismes meurent, le taux de 14
C des tissus cellulaires se dégrade de manière constante
(demi-vie de 5730 ans) (Wolfe et al., 2004). En analysant la composition isotopique du
carbone résiduel de la matière organique, il est possible de déterminer l’âge de
l’échantillon. Six niveaux de la carotte Ni5-8 ont été choisis pour des datations au 14
C par
AMS (Accelerator mass spectrometry), car ils représentent des zones de changements
importants dans le contenu en eau, matière organique (LOI550) (voir ci-dessous), tailles des
grains, mais surtout dans la composition chimique. Les résultats obtenus ont été calibrés
dans le logiciel Calib 6.0 html par le biais de la courbe de calibration IntCal09 (Stuiver et
Reimer, 1993).
2.2.1.3. Paléomagnétisme
Le paléomagnétisme est une méthode de datation récente et encore peu utilisée dans les
études paléolimnologiques. Cette méthode est basée sur le principe que dans les milieux
aquatiques, sous des conditions favorables, les particules magnétiques que contiennent les
sédiments s’orientent en fonction de la direction du champ magnétique terrestre et de son
intensité au moment du dépôt (Stoner et St-Onge, 2007).
Laboratoire
Des profilés en forme de U (2 cm de large par 2 cm de profondeur) ont été prélevés dans la
demi-carotte Ni5-8 afin d’obtenir un échantillon longitudinal. Ils ont été analysés au
25
magnétomètre cryogénique 2G EnterprisesTM
760R au laboratoire de paléomagnétisme de
l’Institut des sciences de la mer à Rimouski (ISMER) de l’Université du Québec à
Rimouski (UQAR). Les mesures de paléo-inclinaison ont été prises à une résolution de
1 cm. Toutefois, étant donné que l’appareil intègre 4 cm lors des mesures, 4 cm aux
extrémités n’ont pas été utilisés afin d’éliminer « l’effet de bord » (Barletta et al., 2010).
Les profilés ont été soumis à plusieurs étapes de démagnétisation de la rémanence naturelle
magnétique (NRM) sous un courant de 0 à 80mT à intervalle de 5mT. Les échantillons ont
ensuite été induits de plusieurs courants et démagnétisés à divers intervalles de courant afin
de mesurer la rémanence anhystéritique magnétique (ARM), isothermale (IRM) et à
saturation (SIRM). Ces 3 étapes ont pour but de caractériser les changements dans la
concentration des minéraux magnétiques et dans la granulométrie, car ils ont une influence
sur les mesures magnétiques (Tableau 2) (Barletta et al., 2010). Les données ont ensuite été
traitées dans la macro Excel développée par Mazaud (2005).
Tableau 2. Détails des inductions et des étapes de démagnétisation de la carotte Ni5-8 lors de
l’analyse de paléomagnétisme.
Induction Étapes de démagnétisation
NRM -
0 à 80 mT à intervalle de 5 mT
ARM Courant alternatif (100 mT) superposé
d’un courant continu (50 µT)
IRM Impulsion d’un courant continu (30 mT)
SIRM Impulsion d’un courant continu (95 mT)
2.2.2. Méthodes d’analyse sédimentologique et stratigraphique
2.2.2.1. Perte-au-feu (LOI 550°C)
La perte-au-feu (loss-on-ignition (LOI550)) permet d’obtenir une estimation de la quantité
de matière organique dans les sédiments (Heiri et al., 2001). Cette analyse a été réalisée sur
la carotte Ni5-8 à un intervalle de 1 cm. Environ 0,2 g de chaque échantillon lyophilisé ont
été prélevés et chauffés dans un four à une température de 105 °C durant 24 h (DW105). De
cette façon, il a été possible d’éliminer toute trace d’humidité résiduelle dans les
26
échantillons. Par la suite, les sous-échantillons ont été placés dans un four à 550 °C pour
une période de 5 h (DW550). La matière organique est donc transformée en dioxyde de
carbone et en cendres. En appliquant la formule ci-dessous, le contenu en matière
organique peut être estimé (Heiri et al., 2001) : LOI550 = ((DW105-DW550)/DW105)*100, où
DW représente le « dry weight ».
2.2.2.2. Granulométrie
Une analyse granulométrique a été effectuée sur le résidu des échantillons de la perte-au-
feu. Cette méthode permet d’obtenir la fréquence relative des différentes tailles des
particules composant les échantillons. Les sédiments ont été mélangés à une solution
d’hexamétaphosphate (concentration de 10 %) afin de réduire la floculation des particules
fines avant d’être analysés par un granulomètre laser (Horiba) disponible dans le
Laboratoire de Sédimentologie et Géomorphologie du Département de Géographie de
l’Université Laval. Des paramètres statistiques (moyenne, médiane, indice d’asymétrie et
indice de tri) ont ensuite été calculés à l’aide de GRADISTAT v.8.0 (Blott et Pye, 2001).
L’analyse granulométrique se base sur le principe de la diffraction du laser en fonction de
la taille des particules. Selon la théorie de la diffraction de Mie, l’intensité du rayon
diffracté et son angle d’incidence varient en fonction de la taille des particules (une petite
particule aura un grand angle de diffraction) (Last, 2001). Les changements dans la
granulométrie sont généralement reliés à des modifications dans le régime hydrologique,
par exemple dans les apports en eau (débits) en réponse à des variations saisonnières ou à
long terme (Last, 2001; Rolland et al., 2009).
2.2.2.3. Itrax-XRF
À l’aide d’un « ITRAX™ core scanner », des analyses géochimiques ont été effectuées au
sein du Laboratoire de Géochimie, Imagerie et Radiographie des Sédiments (GIRAS),
INRS-ETE (Québec). L’analyse a permis d’obtenir 1) une photo couleur haute résolution
de la surface du sédiment, 2) un profil radiographique (rayon X) à haute résolution (100
micromètres (µm)) facilitant l’observation de la physiographie du sédiment invisible à l’œil
nu, et finalement 3) les profils des éléments chimiques majeurs détectés par
microfluorescence-X (XRF) à une résolution de 100 µm (Rothwell et Rack, 2006).
27
Dans le cadre de cette étude, une source avec une anode au molybdène a été choisie pour sa
capacité à détecter les éléments lourds suivant : calcium (Ca), fer (Fe), titane (Ti), strontium
(Sr), rubidium (Rb), zirconium (Zr), potassium (K), cuivre (Cu), zinc (Zn) et d’autres un
peu moins lourds : silice (Si), chlore (Cl), phosphore (P) (Rothwell et al., 2006). Les
résultats obtenus ont ensuite été évalués selon la présence/absence des éléments chimiques
et le signal final a été calculé par le logiciel fourni par le fabricant de l’instrument. Les
valeurs obtenues lors de cette analyse correspondent à des concentrations semi-
quantitatives, plutôt qu’à des concentrations absolues, car la quantité d’un élément détecté
dépend du temps d’acquisition et de la résolution spatiale choisie pour l’analyse (dans cette
étude : 100 µm pour 30 secondes (s)). Les variations dans la composition des éléments
chimiques ainsi que leurs rapports peuvent ensuite être utilisés pour déduire des variations
des apports terrigènes du bassin versant qui sont reliées à des changements
environnementaux (Rothwell et Rack, 2006) (Tableau 3). L’exploration statistique des
données a par la suite été effectuée à l’aide des logiciels R (Gentleman et Ihaka, 1997) et
C2 (Juggins, 2003). Les graphiques ont ensuite été produits à l’aide du logiciel SigmaPlot
(Systat Software Inc.).
Tableau 3. Rapports d'éléments chimiques et leur interprétation en analyses
sédimentologiques.
Ratio Interprétation
Si/Ti La silice (Si) regroupe la fraction provenant des apports détritiques et la production
in situ. Le titane (Ti) est associé aux apports détritiques du bassin versant. Ainsi, le
rapport Si/Ti permet d’obtenir un indice de la silice biogénique seulement.
Zr/K Le rapport zirconium (Zr) et potassium (K) est un indice de la variation de la taille
des grains des sédiments.
(Rothwell et Rack, 2006; Rothwell et al., 2006; Cuven et al.,2010)
2.2.2.4. Susceptibilité magnétique
La susceptibilité magnétique a été mesurée à l’aide d’un banc Geotek MSCL (multi-sensor
core logger), disponible dans le Laboratoire de Paleomagnétisme Sédimentaire de l’Institut
des Sciences de la Mer, UQAR (Rimouski). La même demi-carotte utilisée lors des
analyses ITRAX a été soumise à un détecteur qui mesure la susceptibilité à une résolution
de 0,5 cm. Des sédiments contenant une grande proportion de minéraux ferreux ou
paramagnétique montrent une réponse de susceptibilité magnétique élevée, contrairement à
des minéraux de quartz, feldspath ou de la matière organique (Rothwell et Rack, 2006).
28
L’analyse a permis d’obtenir des informations sur les variations dans la composition et la
provenance des sédiments, ainsi que sur les paléoclimats, puisque la majorité des minéraux
magnétiques retrouvés dans les sédiments lacustres sont en général associés à l’érosion
dans le bassin versant (Sandgren et Snowball, 2001).
2.2.2.5. Lames minces
Les études paléoenvironnementales des sédiments peuvent être menées par l’analyse de
lames minces (Francus et al., 2004). Elles permettent d’obtenir une image haute résolution
des sédiments pour ainsi en déduire les processus de déposition. À partir de celles-ci et du
traitement d’images qu’il est possible d’en faire, diverses données peuvent être obtenues
telles que le dénombrement de varves, la mesure de leur épaisseur et leur description
sédimentologique afin d’en déduire les conditions et la dynamique de dépôt (Francus et al.,
2004). Dans le cas où les laminations ne représentent pas des varves continues, les
structures sédimentaires donnent tout de même des informations sur les changements
environnementaux et climatiques qui se sont produits dans un bassin versant.
Préparation des lames minces
Plusieurs étapes de préparation sont nécessaires pour la confection des lames minces.
D’abord, la surface du sédiment (demi-carotte) doit être égalisée avec un couteau afin de la
rendre la plus régulière possible. Ensuite, des profilés en aluminium sont placés sur la
surface de la carotte de manière à ce qu’ils se chevauchent sur 1 cm (Figure 10A). Une fois
le profilé inséré, un couteau est utilisé pour le séparer du reste de la carotte sédimentaire en
débutant du haut de la carotte vers le bas. Une fois tous les profilés prélevés, ils doivent être
plongés dans l’azote liquide durant 2 min, puis lyophilisés durant un minimum de 48 h. Les
profilés sont en partie imprégnés de résine. Ils sont ensuite déposés dans un dessiccateur
sous un vide léger durant 5 à 10 min. L’imprégnation peut finalement être terminée afin de
recouvrir légèrement la surface du sédiment. Ils doivent être ensuite mis dans une étuve à
60 °C de 6 à 8 h. Une fois les blocs durcis, ils sont envoyés dans un atelier privé, Texas
Petrographic Services Inc., afin de produire les lames minces (Figure 10B).
29
Figure 10. A) Insertion des profilés dans la demi-carotte. B) Lame mince vue sous la lumière
naturelle (Photographies : P.Francus).
2.2.3. Méthodes d’analyse diatomifère
Préparation en laboratoire
Entre 0,035 et 0,05 g de sédiment lyophilisé a été placé dans un flacon préalablement
identifié. Sous la hotte, quelques gouttes d’acide chlorhydrique (HCl 10 %) ont été ajoutées
aux sédiments dans le but vérifier la présence de carbonates qui pourraient réagir fortement
avec le peroxyde d’hydrogène (H2O2). Dans le cas d’une forte réaction, une attente de 30
min est nécessaire avant de procéder à l’étape suivante. Ensuite, 5 ml de H2O2 ont été
ajoutés à chaque échantillon pour digérer la matière organique. Après 24 h, les flacons ont
été placés dans un bain d’eau à une température de 60 °C durant 2 h afin d’accélérer la
réaction. Par la suite, les flacons ont été remplis de H2Odist et mis de côté pour une période
de 24 h. Subséquemment, 3 rinçages ont été nécessaires pour équilibrer le pH des solutions
(Scherer, 1994). Au dernier rinçage, les flacons ont été remplis à 20 ml. Ensuite, 2 solutions
de différentes dilutions ont été préparées dans des éprouvettes (Tableau 4). Des
microsphères ont été ajoutées dans une concentration de 1,5675*106/ 1 ml H2O.
Finalement, 0,5 ml de chacune des dilutions (A et B) a été déposé sur des lamelles
préalablement nettoyées à l’alcool. Une fois sèches, les lamelles ont été collées sur des
lames de microscope avec du Naphrax et chauffées sur une plaque chauffante afin
d’évaporer le toluène contenu dans le Naphrax. Le nombre de Hill (N2), qui est un
indicateur de la diversité, a été calculé selon Hill (2003).
N2= 1/(p12
+ p22+ p3
2+… pn
2) où p représente l’abondance relative de chaque espèce
pour un niveau.
B A
30
Tableau 4. Mélange des 2 dilutions (A et B) pour la préparation des lamelles de solution
siliceuse.
H2Odist Microsphères Solution siliceuse HCl 10 %
Dilution A 5,5ml 0,5 ml 4 ml 2 gouttes
Dilution B 3ml 3ml de la dilution A 2 gouttes
2.3. Traitement statistique
Les données géochimiques (XRF) ont été normalisées par le nombre total de coups par
secondes (kcps) de chaque spectre obtenu pour chacune des profondeurs afin de permettre
la comparaison des données entre elles et d’éliminer les erreurs associées à des variations
dans la matrice sédimentaire (Croudace et al., 2006). Ensuite, une moyenne a été faite au
mm (intégration de 10 données) permettant de limiter le bruit dans les courbes et ainsi
mieux voir les variations dans les courbes des éléments.
Le traitement statistique des données XRF a été fait dans le logiciel R (Ihaka et
Gentleman, 1996). Afin de comparer les données géochimiques, ces dernières ont dû être
transformées en distribution normale. Seules les courbes du phosphore (P) et du chlore (Cl)
ne respectaient pas le test de normalité shapiro et ont dû être transformées avant de
construire une matrice de coefficient de corrélation de Pearson (R). Lors de l’interprétation
des séries temporelles (par exemple des données liées à des phénomènes climatiques) on
doit tenir en compte que les données ont tendance à être auto-corrélées, ce qui signifie que
chaque observation individuelle dans une série est conditionnée par celles qui la précèdent.
Les observations ne sont donc pas indépendantes les unes des autres. Ainsi, un degré de
liberté (significativité de la corrélation) doit être réduit pour contrebalancer l’auto-
corrélation entre les données (Ebisuzaki, 1997).
Une analyse en composantes principales (ACP) a été faite sur les données géochimiques
(Si, K, Ca, Ti, Fe, Rb, Sr, Zr) et sédimentologiques (LOI550, contenu en eau, taille médiane
des grains). Cette analyse est une méthode descriptive qui a pour but de représenter des
données selon des axes orthogonaux afin de visualiser les tendances principales des
données (Borcard et al., 2011).
31
Un dendrogramme (chronological clustering) a été produit dans R à partir des données
sédimentologiques et géochimiques afin de déterminer des zones uniformes dans la carotte.
Les données ont d’abord été normalisées et ensuite transformées en distance euclidienne.
Le nombre de zones significatives a été déterminé avec le test du bâton brisé (Birks et al.,
2012a).
Afin de faciliter la comparaison des profils géochimiques avec les résultats de d’autres
études, l’échelle de profondeur en cm a été transformée en échelle de temps. Les données
géochimiques ont été prises à très haute résolution (100µm, 30s), ce qui a permis à l’aide
du modèle d’âge, de transformer chaque profondeur en échelle de temps. En moyenne,
deux valeurs de profondeur ont été considérées pour chacune des années.
2.4. Autres données
2.4.1. Calotte glaciaire Penny
Les données relatives à la calotte de glace Penny ont été obtenues grâce à la collaboration
avec Christian Zdanowicz, ancien chercheur de la Commission Géologique du Canada. Cette
institution gouvernementale travaille depuis plusieurs années sur les calottes de glace de
l’Arctique canadien, dont Penny. Des études faites à partir de carottes de glace ont permis
d’obtenir de nombreuses données concernant l’évolution de la calotte. La série de données
utilisée, soit celle couvrant la période 1992 à 1695, provient d’une carotte de glace prélevée
au site P95 (65,77° W ; 67,25° N) en 1995 par R.M. Koerner.
On peut calculer le taux de fonte (MF %) par la présence d’eau de fonte qui percole dans le
manteau de glace et qui regèle en profondeur puisqu’elle entraîne une formation de glace
distincte de la glace initiale de par ses propriétés. Il est donc possible de calculer le MF %
dans une carotte de glace selon le volume qu’occupe la glace de fonte et regel par rapport à
celui de la glace formée par densification du névé. Cette méthode n’est pas sans difficulté. Si
le taux de fonte en surface est important, tel est le cas sur Penny, il est nécessaire de faire des
moyennes mobiles sur plusieurs années ou décennies, car une partie de l'eau de fonte peut
32
pénétrer dans le névé des années antérieures (Zdanowicz et al., 2012). Il est à noter que le
taux de fonte (MF %) calculé dans la zone d’accumulation ne reflète que la fonte estivale.
Dans la zone d’ablation, le processus de fonte s’opère de manière différente, soit par un
écoulement.
2.4.2 Données climatiques
Les données climatiques disponibles pour la région du lac Nettilling sont très limitées. Une
station automatisée a enregistré de données climatiques près du lac Amadjuak de juillet 1987
à juillet 1995. Une seconde à Burwash Bay dans la partie sud du lac Nettilling a été en
fonction de juillet 1987 à juillet 1991 (Figure 2) (Jacobs et al., 1997). Une station du réseau
SILA du Centre d’études nordiques (CEN) a été installée sur l’Île de Nikko à l’ouest du lac
en août 2010 et est toujours en fonction. Finalement, une station automatisée de la
Commission géologique du Canada sur la calotte Penny a permis l’enregistrement de données
entre 1992-2000 et 2007-2011. Les enregistrements discontinus sur de courtes périodes et à
des localisations différentes rendent difficile l’utilisation des données climatiques.
33
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implications for regional climate. Journal of geophysical research, 117, F02006.
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41
CHAPITRE III
PALEOENVIRONMENTAL RECONSTRUCTION OF NETTILLING LAKE AREA (NUNAVUT, CANADA): A MULTI-PROXY ANALYSIS
42
43
PALEOENVIRONMENTAL RECONSTRUCTION OF NETTILLING LAKE AREA
(NUNAVUT, CANADA): A MULTI-PROXY ANALYSIS
ANNE BEAUDOIN, REINHARD PIENITZ, PIERRE FRANCUS, CHRISTIAN ZDANOWICZ, GUILLAUME ST-ONGE
Abstract
The paleoenvironment history of several Arctic regions, including the Nettilling Lake area
(Nunavut) is poorly known. In order to document the past environmental history of the
largest lake of the Canadian Arctic Archipelago, a multi-proxy research using physical,
chemical and biological properties preserved in lake sediments has been conducted. The
overall goal was to reconstruct past environmental conditions of the Nettilling Lake area. A
90-cm sediment core has been retrieved from a small bay in the northeastern part of
Nettilling Lake, based on the hypothesis that incoming glacial meltwaters from the Penny
Ice Cap would leave a strong climate signal that would be reflected in the bay’s
sedimentary processes. The depth-age model is established with 210
Pb dating and
paleomagnetism. All results suggest the presence of the Little Ice Age followed by the
recent global warming.
Keywords: Nettilling Lake (Baffin Island), lacustrine sediments, geochemistry, diatoms,
paleoclimate, climate changes, Little Ice Age
Anne Beaudoin ([email protected]) and Reinhard Pienitz ([email protected]), Département de Géographie, Pavillon Abitibi-Price, 2405 de la Terrasse,Université Laval, Québec, QC, Canada G1V 0A6, and Centre d’études nordiques (CEN), Pavillon Abitibi-Price, 2405 de la Terrasse, Université Laval, Québec, QC, Canada G1V 0A6; Pierre Francus ([email protected]) Institut national de la recherche scientifique, Centre Eau Terre Environnement (INRS-ETE), 490 de la Couronne, Québec, QC, Canada G1K 9A9, and Centre d’études nordiques(CEN), Pavillon Abitibi-Price, 2405 de la Terrasse, Université Laval, Québec, QC, Canada G1V 0A6; Christian Zdanowicz ([email protected] ) Uppsala University, Villavägen 16, 752 36 Uppsala, Sweden; Guillaume St-Onge ([email protected]), Canada Research Chair in Marine Geology, Institut des sciences de la mer de Rimouski (ISMER) and GEOTOP, Université du Québec à Rimouski, 310 allée des Ursulines, Rimouski, Québec, Canada, G5L 3A1.
44
3.1. Introdution
In a global warming context, high latitude regions are more vulnerable to the recent climate
changes due to numerous feedback mechanisms (Overpeck et al., 1997; Everett and
Fitzharris, 1998; Pienitz et al., 2004). Earlier spring snowmelt and declining sea-ice cover
extent, associated with decreasing albedo, result in increased penetration and absorption of
solar energy. Until now, direct consequences, including warmer temperatures and
modifications of the hydrological regime, lead to an increase in relative sea level,
permafrost degradation and melting ice caps (Pienitz et al., 2004; Briner et al., 2009).
Because of the high vulnerability of the Canadian Arctic and the rapid fluctuations of its
natural environmental state, it is important to quantify natural variability of the past in order
to anticipate future changes and human impacts on climate (Pienitz et al., 2004). However,
instrumental records are limited in time and space. Without long-term monitoring, other
indicators (“proxies”) can be used to reconstruct paleoclimates, such as tree-rings, ice
cores, pollen, diatoms or lake sediment properties. The presence of numerous lakes and
ponds in Arctic landscapes facilitates and justifies the use of lake sediments for
paleoclimatic reconstructions in high latitude regions. Sedimentary sequences provide
valuable records of environmental changes in lakes and their watershed (e.g., Pienitz et al.,
2004).
Lakes are known to respond rapidly to environmental changes, such as variation in
temperature (e.g., Pienitz et al., 2004). Even small climatic fluctuations can affect lake
dynamics, such as their ice cover and thermal stratification. Thus, an increase of only few
degrees can profoundly change ice conditions, modify the lake dynamics and increase
primary productivity (Wolfe and Smith, 2004; Hodgson and Smol, 2008). Many studies
have shown recent changes in northern lakes that are without any analogue in the past (e.g.,
Wolfe and Smith, 2004).
Ice caps are also affected by global warming. Recent studies reveal that glaciers and ice
caps throughout Baffin Island, located in the eastern Canadian Arctic, experience retreat
45
and increasing melting rates (Briner et al., 2009; Gardner et al., 2011; Gardner et al.,
2012). A study by Paul and Kääb (2005) has shown that most of the glaciers in Cumberland
Sound (Baffin Island) retreated on average 11 % in area over the 20th
century. Besides
Greenland and Antarctica, the melting of glaciers within the Canadian Arctic Archipelago
is the main contributor to global sea-level rise (Sharp et al., 2011; Fisher et al., 2011;
Gardner et al., 2011). Among the large ice caps of the Eastern Canadian Arctic, Penny Ice
Cap is the southernmost and its evolution is poorly documented with the exception of some
recent studies (Fisher et al., 1998; Zdanowicz et al., 2012).
In this paper, we present a reconstruction of the past environmental history of Nettilling
Lake on Baffin Island, the largest lake of the Canadian Arctic Archipelago. We used an
innovative, multi-proxy approach integrating physical, chemical and biological properties
recorded in the lake sediments. The main goal was to reconstruct past limnological
conditions in Nettilling Lake. In addition, we compared the sedimentary record of
Nettilling Lake with an ice-core based record of summer melt from nearby Penny Ice Cap
(Grumet et al., 2001; Zdanowicz et al., 2012), which supplies meltwater and sediment to
the lake. Nettilling Lake and its river systems are the most extensive in the Canadian Arctic
Archipelago, yet because of the complexity involved in studying large water bodies, they
have received little attention until now (Oliver, 1964; Jacobs et al., 1997; Jacobs and
Grondin, 1998). This paper reports results from a stratigraphic record retrieved in the
eastern part of the lake basin, where the main source of external inflow is meltwater that
originates from the Penny Ice Cap
3.2. Study site
Nettilling Lake is located in the central part of Baffin Island, Nunavut, Canada (66.511°N,
70.902°W) and measured ~5 542 km2 (Figure 11) (Oliver, 1964; Jacobs et Grondin, 1988;
Kristofferson et al., 1991). The maximum depth measured so far by Oliver (1964) is 132 m,
but most of the lake is less than 60 m deep. There is no known formation of a thermocline
and mixing seems to occur throughout the open water season because of high wind
exposure, which probably clears the lake of ice every summer (Oliver, 1964). Like most
46
Arctic lakes, Nettilling Lake has a low productivity and its ice cover persists approximately
from mid-September to mid-July. The ice thickness measured in the eastern part of the lake
was 1.8 m at the end of March 2012. The lake was subdivided into two morphological
regions (west-east) from Magnetic Point to Caribou Point (Figure 11). The western region
has a regular deep basin and shoreline, compared to the eastern region where shoreline
shape and depth are mostly irregular, and where numerous islands are found. This
subdivision also coincides with the contact of two different geological formations: the
lowlands on the western side of the lake are composed mostly of Paleozoic carbonates
(Hudson Platform) and covered by unconsolidated glacial drift, whereas the bedrock of the
eastern side is mostly made up of low plateaux of Precambrian age belonging to the
Canadian Shield (granite and gneiss; Blackadar, 1967). Since the area of Nettilling Lake is
located below the regional maximum postglacial marine limit (~93 m above sea-level
(asl.)), it was submerged by marine waters about 6.7 kyr BP after the retreat of the
Laurentide Ice Sheet (Blake 1966; Dyke, 1979; Jacobs et al., 1997). The postglacial
rebound eventually isolated the area from marine influence and allowed the establishment
of a freshwater basin around 5 kyr BP (Blake, 1966; Narancic et al., in preparation).
Nettilling Lake drains into Foxe Basin on the western side via the large Koukdjuak River
(~74 km long) (Jacobs et al., 1997). Main tributaries of Nettilling Lake are the Amadjuak
Lake located to the south and the Isurtuq River to the northeast, which is fed by meltwaters
from the Penny Ice Cap. This glacier is a remnant of the Laurentide Ice Sheet and presently
covers an area of 6 410 km2 (Zdanowicz et al., 2012). Increases in summer melting rates on
the ice cap occurred occurred after the mid-19th
century and more recently since the 1980s
(Zdanowicz et al., 2012). Inputs of glacial meltwater, highly charged with silt, create a
plume of suspended material in the eastern part of Netilling Lake, which contrasts with the
transparent waters of the western part (Figure 12).
47
Figure 11. Map of Nettilling Lake and surrounding region.
Figure 12. a) Transparent waters of the western part of Nettilling Lake; b) Inputs of
meltwater, highly charged with silts, create a plume of suspended material in the eastern
part of the lake.
a) b)
48
Except few historical weather station records (eg. Dewar Lake, Iqaluit), long and
continuous meteorological records are lacking for Nettilling Lake and the surrounding
region. However, automatic weather stations (AWS) were maintained from July 1987 to
July 1995 at Amadjuak Lake and from July 1987 to July 1991 at Burwash Bay (south of
Nettilling Lake) (Jacobs and Grondin, 1988; Jacobs et al., 1993; Jacobs et al., 1997). From
these limited observations, Jacobs and Grondin (1988) suggested that Amadjuak and
Nettilling Lakes have an influence on the micro-climate of the surrounding area because of
their size, which make difficult to use of data from locations far from Nettilling. Their large
freshwater bodies absorb a considerable amount of heat, which moderates occasional
periods of cooling in summer due to the air advection from Foxe Basin, and also delays
autumn and early-winter cooling (Jacobs and Grondin, 1988). Ambient air reaches 7.5°C in
July and -35°C in February (Jacobs et al., 1997). Precipitation peaks in late summer and
early-winter, with the large lakes system and nearby Foxe Basin being the primary moisture
sources (Jacobs et al., 1997). The local, relatively mild micro-climate allows a higher
terrestrial productivity (72-days growing season) compared to other areas of the Arctic
Archipelago (Jacobs and Grondin, 1988; Jacobs et al., 1997).
3.3. Material and methods
3.3.1. Field work
Field work was conducted at Nettilling Lake in summer 2010 and winter 2012. In total, 10
sedimentary sequences from 40 cm to 248 cm long were collected. In this paper, we discuss
core Ni5-8 (summer 2010), a 90-cm core retrieved at a depth of 18.9 m using a handheld
percussion corer (Aquatic Research Instruments) in a small bay in the northeastern part of
the lake (Figure 11). The sampling site was chosen based on the hypothesis that incoming
glacial meltwater from the nearby Penny Ice Cap will leave a strong climate-modulated
signal that should be reflected in the bay’s sedimentary processes.
49
3.3.2. Laboratory and statistical methods
3.3.2.1. Sedimentology and chemical analyses
One half of the core was subsampled every 0.5 cm and freeze-dried during 48 h. Organic
matter was estimated each centimeter on 0.3 g of dry sediment using loss-on-ignition (LOI)
at 550 °C during 5 h according to the method of Heiri et al. (2001). Grain size analyses
were completed every centimeter using a HORIBA laser diffraction analyzer at the
Geomorphology and Sedimentology Laboratory of the Geography Department at Laval
University. About 0.3 g of freeze-dried sediment was mixed in 5 ml of Calgon electrolytic
solution (hexametaphosphate, 10 %). Each sample was subject to 2 min of ultrasound
before measurements in order to reduce flocculation. Statistical parameters (mean, median,
skewness and sorting) were then calculated with the GRADISTAT v8.0 software using
geometric method of moments (Blott and Pye, 2001)
The intact half-sectioned core was first analyzed for magnetic susceptibility at the Institut
des sciences de la mer de Rimouski (ISMER) of the University of Québec at Rimouski,
Canada. Measurements were done every centimeter using a Bartington point sensor on a
GEOTEK multi-sensor core logger. The same half-sectioned core was then analyzed for
major and minor element geochemistry using an ITRAXTM
core scanner at the GIRAS
Laboratory, Institut national de la recherche scientifique, Centre Eau Terre Environnement
(INRS-ETE) in Québec City. This technology uses X-ray fluorescence (XRF) to measure
semi-quantitative fluctuations in geochemistry (Croudace et al., 2006). Measurements were
done at high-resolution intervals (100 µm with 30 seconds (s) exposure time) using a
molybdenum-source X-ray tube. The scanner also provides a radiography (a proxy for core
density) with the same resolution. In order to compare data, each elemental profile in peak
areas is normalized by total 103
counts per second (kcps) at the corresponding depth. To
reduce noise in profiles and to smooth data, a mean value was calculated every 1000 µm
(Croudace et al., 2006).
To characterize and interpret the fine structures in the core, thin sections were made
according to methods described in Lamoureux (1994). Slabs of sediment (18 cm-long x
2 cm-wide x 0.7 cm-deep) were sampled, submerged in liquid nitrogen and then freeze-
50
dried for 48 h. Samples were impregnated in a low viscosity resin under light vacuum.
After 48 h in a stove at 80 °C, slabs were cut with an angle into three blocks. Polished thin
sections were then prepared.
3.3.2.2. Dating
Measurements of lead-210 (210
Pb) and cesium-137 (137
Cs) activity were measured using the
HPGe method (High-Purity Germanium detector). The measures were carried out between
0 and 30 cm at 1 cm intervals in order to establish the chronology of the upper part of the
core. The chronology was constructed using the constant rate of supply (CRS) model of
210Pb (Appleby, 2001). Radiocarbon dating was performed by Accelerator Mass
Spectrometry (AMS) on 6 samples of bulk sediment at Laboratoire de radiochronologie,
Université Laval to date the bottom of the core. The 14
C dates were calibrated to calendrical
time with the CALIB 6.0.1 software (Stuiver and Reimer, 1993).
At the Sedimentary Palaeomagnetism Laboratory at ISMER, paleo-inclination were
measured on 3 U-channels (4 cm2) subsampled from core Ni5-8. Because the core had been
already subsampled for thin sections, few sections of the U-channels were not completely
filled by sediment. To minimize errors in measurements, U-channels overlapped and data
were removed from the dataset where overlaps were not possible. Continuous paleo-
inclination measurements were performed at 1 cm intervals on U-channels using a 2 G
EnterprisesTM
760R cryogenic magnetometer. The Natural Remanent Magnetization
(NRM), was measured using alternating field (AF) demagnetization steps from 0 mT to
75 mT (intervals of 5 mT). The data were processed with an Excel spreadsheet developed
by Mazaud (2005) to compute the inclination by the principal component analysis using AF
demagnetization steps from 15 to 85 mT and to determine the maximum angular deviation
(MAD) values, which are indicative of the quality of the paleomagnetic data. The magnetic
inclination profile of core Ni5-8 was also compared to the Cals3.4k model (Korte and
Constable, 2001) and GUMF1 (Jackson et al., 2000) geomagnetic model outputs for the
location of Nettilling Lake, as well as to the Eastern Canadian Stack (Barletta et al., 2010b)
with the AnalySerie 2.0.4 software (Paillard, 2006).
51
3.3.2.3. Biological analyses
Fossil diatoms preserved in core Ni5-8 were extracted with hydrogen peroxide (H2O2 30%)
digestion techniques, according to Scherer (1994) and were then mixed with marker
microspheres (1.57 x 106 microspheres·ml
-1). Microscope slides were mounted using
Naphrax, a high refractive resin. A minimum of 300 to 500 diatom valves were counted
and identified for each subsample according to their concentration (where diatoms were
less concentrated, 300 valves were identified or 1 000 microspheres were counted).
Identification was made using a Leica microscope at 1000x magnification under oil
immersion. The main taxonomic keys used were Fallu et al. (2000), Krammer & Lange-
Bertalot (1986, 1991a, b) and Antoniades et al. (2008). The N2-Hill’s index (diversity
indicator) was generated according to Hill (1973) and Birks (2012b).
3.3.2.4. Statistical analyses
A principal components analysis (PCA) was performed on normalized chemical elements,
LOI and water content profiles to detect common variations in data. Subsequently,
chronological cluster analysis was also performed on the same data. Data were first
standardized and transformed in Euclidean distance in order to divide core Ni5-8 into
stratigraphic zones. The number of significant zones was then determined using the broken
stick model (Birks et al., 2012a) Geochemical data were transformed from depth scale to
regular interval year-time scale in order to facilitate de comparison with other data sets. To
do so, data for 2000 µm were integrated for each year. Correlation coefficients (R) between
chemical elements were established computed using the Pearson test on normalized data
using the open-source software R (Ihaka and Gentleman, 1996). The serial autocorrelation
between data were taking in account and a reduce degrees of freedom were used to test the
significant of the correlation coefficient (Ebisuzaki, 1997).
3.3.2.5. Penny Ice Cap data
Data from Penny Ice Cap were obtained after studies made on ice cores collected in 1995 by
R.M. Koerner on site P95 (65.77 ° W, 67.25 ° N). The data set covers the period 1992-1695.
The melt feature (MF %), which is correlated with past summer warmth, were calculated by
52
measuring volume of percolate and refreeze ice into underlying firn layers. This results in
layers of ice with distinct properties then the initial ice (Koerner, 1977; Fisher et al., 2011;
Zdanowicz, et al., 2012. If the rate of melting is important, as is the case with Penny, it is
necessary to do some moving averages over several years or decades because meltwater can
penetrate firn of previous years.
3.4. Results
3.4.1. General stratigraphy
According to the visual description, the sediment record of core Ni5-8 is composed mostly
of fine silt to fine sand (grain size from 4 to 125 µm). Diffuse dark yellowish brown layers
(Munsell color scale = 10YR 4/6) and dark gray layers (10YR 4/1) of ~0.5 cm in thickness
were observed in the upper part of the core. A notable perturbation in sedimentary
structures (very diffuse layers) was found in the middle part of the core (~17 to 47 cm). The
lower part (60 to 90 cm) is characterized by several black diffuse layers (~2 mm to 5 mm).
No discontinuities or erosion surface were observed along the core through thin sections.
3.4.2. Short-term and long-term chronology
Dating Arctic lake sediments is challenging because of their low primary productivity
resulting in scarce datable organic material (Saulnier-Talbot et al., 2009). Radiocarbon
dates obtained from core Ni5-8 are presented in Table 5. Except for subsamples 5.75 cm
and 65.75 cm (date inversion), all dates follow an exponential relationship with depth.
However, considering the known paleogeographic history of the region and the
sedimentary structures observed in the core, the dates obtained are apparently too old. For
example, no evidence of marine invasion (~6.4 ka BP) or shells were found in the sediment,
which make unlikely that the core cover the time range suggested by 14
C. Moreover, the
same site was also visited in winter 2012 and a core of 2.3 m was collected, which suggest
a high sedimentation rate, which make impossible that a 90-cm core cover the last 11 000 a
BP and reinforce the hypothesis of too old radiocarbon age.
53
Table 5. Radiocarbon (14
C) and calibrated (cal. a. BP) ages from core Ni5-8. Depth (cm) Lab Materiel Age (14C a BP) Midpoint (cal. a BP)
5.5-6 ULA-3541 bulk sediment 8 090 ±35 9 053
15.5-16 ULA-3542 bulk sediment 1 805 ±15 1 758
31.5-32 ULA-1889 bulk sediment 2 230 ±20 2 216
47.5-48 ULA-1890 bulk sediment 4 105 ±20 4 587
65.5-66 ULA-1891 bulk sediment 11 235 ±35 13 172.5
82.5-83 ULA-1892 bulk sediment 9 695 ±30 11 146.5
A plausible cause for these anomalously old 14
C ages is contamination by old carbon from
the watershed, because bulk sediment usually contains organic carbon of different age and
composition (Nelson, 1988; Abbott, 1996). Because we suspect the 14
C dates to be invalid,
we established the core chronology instead using a combination of 210
Pb, 137
Cs,
paleomagnetic secular variations (PSV) and geomagnetic model outputs. Such a
combination of techniques was previously successfully applied in the Canadian Arctic
(Barletta et al., 2010a, Antoniades et al., 2011). The 210
Pb and 137
Cs chronology for the
most recent part of the core Ni5-8 is presented in figure 13. The 210
Pb activity profile
illustrates an exponential decrease with supported 210
Pb values reached at 17.25 cm. The
137Cs profile presents a well-defined peak at 6.25 cm, which suggests negligible vertical
mixing in the sediment. This peak also corresponds to the year 1963 A.D. when maximum
atmospheric fallout of 137
Cs from nuclear weapons tests was attained (Appleby, 2001).
Based on this stratigraphic marker and 210
Pb activity, the mean sedimentation rate for the
first 17 cm is 0.20 g·cm-2
·a-1
.
54
Figure 13. Chronology of the uppermost sediments (
210Pb and
137Cs) for core Ni5-8. A) total
(measured) and supported 210
Pb activity (the difference gives the 210
Pb in excess used to
calculate the sedimentation rates). B) 137
Cs activity C) calculated sedimentation rate (mass
accumulation in g·cm−2
·a−1
). D) constant rate of supply (CRS) chronology model (Appleby,
2001).
Paleo-inclination variations were used to define the chronology of the lower part of the core
(below 17 cm). The magnetic inclination profile measured on core Ni5-8 is shown in figure
14. Inclination values oscillate around the geocentric axial dipole (GAD) (77.8°N for
Nettilling Lake) and very low maximum angular deviation (MAD) values were obtained
(below 5.4°, with a mean of 2.3), which both indicate high-quality directional data (Stoner
and St-Onge, 2007). As a first step, the 210
Pb-derived chronology was applied to the entire
core assuming a constant sedimentation rate down to the base of the core. The paleo-
inclination profile of core Ni5-8 was compared to several dated model reconstructions of
past global geomagnetic field variations (Figure 14). We used the Cals3k.4 model, which
spans the past 3000 years (Korte & Constable, 2011) and the GUMF1 model, which
extends back to AD 1590 (Jackson et al., 2000). In addition, we compared the Ni5-8 paleo-
inclination record to the Eastern Canadian stack, a 14
C-constrained, compilation of marine
paleomagnetic intensity records (Barletta et al. 2010b).
55
Figure 14. Comparison of inclination from Nettilling Lake record (A) with the CALS3k.4
model (Korte & Constable, 2011) output for the coordinates of Nettilling Lake (B), GUMF1
model (Jackson et al.,2000) output for the coordinates of Nettilling Lake (C) and Eastern
Canadian Stack (Barletta et al., 2010b) (D).
Table 6. Correlated tie points with age-model Cals3k.4 (Korte & Constable, 2011), GUMF1
(Jackson et al., 2000) and Eastern Canadian stack (Barletta et al., 2010b) associated with
depth in core Ni5-8.
Cals3k.4 GUMF1 Eastern Canadian
stack Mean Depth (cm)
a* 1980 1984 - 1982 4
b* 1850 1842 - 1846 25
c 1610 1625 - 1617,5 49
d - - 1541 1541 66
e - - 1492 1492 77
f - - 1450 1450 82
*a-b : Constrained by 210Pb.
The correlations between the Ni5-8 paleomagnetic profile and the various datasets used for
comparison were established using 6 tie points (Table 6). A high correlation coefficient (R)
was found between the Ni5-8 paleo-inclination serie and the Cal3k.4 model output for
Nettilling Lake region (R= 0.73, p-value = < 0. 01) (Korte & Constable, 2011). Inclination
56
of core Ni5-8 also showed a high correlation coefficient with the GUMF1 model for the
same region (R= 0.7, p-value = < 0.01) (Jackson et al., 2000). Unlike the two geomagnetic
models, the Eastern Canadian Stack dataset is a compilation of PSV on different
radiocarbon-dated sediment cores from the St. Lawrence Estuary and Gulf in Eastern
Canada. A strong also correlation was obtained (R= 0.78, p-value = < 0.01) with the lower
part of the Ni5-8 core. Thus, the combination of 210
Pb and inclination provided a reliable
chronology for the core Ni5-8 with sedimentation rates in the same order of magnitude and
ranging from 0.31 to 0.59 g.cm-2
.a-1
, with an average of 0.43 g.cm-2
.a-1
. This average rate is
also very close to the one (0.39 g.cm-2
.a-1
) derived with 210
Pb measurements (Figure 15).
57
Figure 15. Calibrated depth-age model constructed using linear interpolation between
chronostratigraphic markers in the inclination curve (table 2) and the 210
Pb-derived ages in
core Ni5-8. Zones are derived from sedimentological and geochemical fluctuations.
58
3.4.3. Sedimentology
The core was divided into 4 zones based on to sedimentological and geochemical data
(Figure 16).
3.4.3.1. Zone 1
From 90 cm to 78.9 cm (~1362-1479 A.D.) (Figure 15) organic matter content (OM) varies
from 1.5 to 4 % and the mean value is 2.6 % (Figure 16B). Magnetic susceptibility reaches
a maximum value (234 x 10-5
SI) near the bottom of the core, and decreases all along the
zone until reaching 38 SI x 10-5
(Figure 16C). These high values are coupled to coarse grain
size and abundant ice-rafted debris (IRD; grains of feldspath and quartz measuring from
250 to 1000 µm). IRD are coarse grains found sporadically in fine matrix; they are
transported by wind and deposited on ice-cover during winter. The zone is mainly
composed of a medium silt to fine sand matrix (> 60% abundance between 30–130 µm)
(Figure 16D). The median grain size decreases from 130 µm to 18 µm upward in the zone
(Figure 16A). The grain size presents a fine skewed distribution (-0.9 to -0.1), meaning that
the mean of the distribution is close to the median (Figure 16B) (Blott and Pye, 2001). The
grain size analysis also reveals a poorly sorted distribution (3.2 to 4.1) (Figure 17C). At the
microscopic scale, besides important concentrations of IRD concentrated throughout
distinct beds, thin sections do not show any particular sedimentary structures (Figure 17E).
59
Figure 16. Summary diagram of Nettilling Lake core showing sedimentological and
stratigraphical results. (E) Principal component analysis of sedimentological and geochemical
results (axis 1) and (F) cluster analysis reveal four stratigraphic zones.
60
Figure 17. Statistical grain-size parameters (A) median, (B) skewness, (C) sorting, (D) clay
and mud percentages, (E) Typical sedimentary structures observed in thin sections.
3.4.3.2. Zone 2
Zone 2 (78.9-57.9 cm) corresponds to the time span from ~1478-1578 A.D. according to
our depth-age model. The high sediment density results in darker gray values on the
radiography (x-ray) and is also linked in lower water content (decreasing from 30 % to
20 %; Figure 16A). Magnetic susceptibility values and OM content decrease upwards
(Figure 16B-C). The transition between zones 1 and 2 is clearly visible in the particle size
distribution as well as in the magnetic susceptibility graphs (Figure 16C-D). The grain size
distribution is highly concentrated around 35 µm, which contrasts with the underlying zone
1 (Figure 17A). The mean grain size varies between 22 and 45 µm (silt > 75 %) (Figure
17D). Except for one sample (76 cm), the particle size distribution is symmetrical
(mean = median) (skewness value from -0.2 to 0.8) and the sorting profile is relatively
stable around a value of 2, which suggests a moderately sorted distribution (Figure 17B-C)
61
(Blott and Pye, 2001). Diffuse layers are observed in thin sections, as well as an important
decrease in the number of IRD (Figure 17E). The sedimentation rate is 0.59 g·cm-2
·a-1
(Figure 15).
3.4.3.3. Zone 3
Zone 3 spans from 57.9 cm to 14.6 cm and covers the period from ~1578-1911 A.D. The
radiographic image suggests a low sediment corresponding with increasing water content
(27 %-45 %) (Figure 16A). The grain size distribution is relatively stable from 14.6 to
47 cm (median from 26-38 µm) (Figure 17A) with a lower sedimentation rate (0.28 g·cm-
2·a
-1) than the underlying sediments (Figure 15) whereas the grain size distribution of the
lower part (47-58 cm) is more variable (median between 20-54 µm) with a higher
sedimentation rate (0.59 g·cm-2
·a-1
). Sorting is similar to the previous zone and varies from
1.9 to 2.7 (Figure 17C). The major difference observed in zone 3 is the notable presence of
perturbation features observed in the thin sections as well as sporadic IRD (Figure 17E).
3.4.3.4. Zone 4
At the upper part of the core, from 14.6 cm to the top (~1911-2010 A.D.), the OM content
decreases upward from 1.1 % to 0.04 % (Figure 16B). The median grain size is comprised
between 20 and 30 µm, which is the smallest grain size of the core (Figure 17A). The zone
is composed of silt at > 80% (Figure 17D). Laminations were found in thin sections and
their thicknesses range from 0.3 mm to 3 mm, but most of them are 0.5 to 1.5 mm (Figure
17E). They consist in an alternation of fine and coarse sediments however, the succession
of laminae are discontinuous and perturbated which does not allow us to classify these
structures as varves (i.e., deposited annually). Moreover, the counting of coupled laminea
from the top of the core (2010 AD) until the 137
Cs peak (~6.25 cm and 1963 AD) did not
give 47 years. No evidence for IRD was found in thin sections, however fecal pellets (~0.2
to 0.6 mm) were observed.
62
3.4.4. Geochemistry
A total of 27 elements were measured in core Ni5-8 with the ITRAXTM
core scanner.
However, only a few of them, including silicium (Si), potassium (K), calcium (Ca),
titanium (Ti), iron (Fe), rubidium (Rb), strontium (Sr) and zirconium (Zr) are discussed in
this paper because many elements present noisy profiles near the limit of detection
(Croudace et al. 2006). Coefficients of correlation (R) were first measured between
elements in order to characterize their relationships (Table 7).
Table 7. Coefficient of correlation (R) values calculated for linear regressions between
geochemistry data recorded in core Ni5-8. Si K Ca Ti Fe Rb Sr Zr
Si 1
K 0.901 1
Ca 0.863 0.850 1
Ti 0.731 0.849 0.626 1
Fe 0.377 0.477 0.134 0.603 1
Rb 0.336 0.493 0.401 0.413 0.094 1
Sr 0.770 0.676 0.808 0.476 0.034 0.557 1
Zr 0.158 0.209 0.389 0.033 -0.288 .0518 0.436 1
Strong coefficient were found for Si-Ti-K-Ca-Sr (R = 0.73-0.91, p-value = < 0.01). We
assume that these elements are good indicators of detrital inputs in the lake considering the
geology in the eastern part of the watershed (granite, gneiss, feldspath). The Si/Ti ratio can
sometimes be used as an abundance indicator for biogenic silica (Rothwell and Rack,
2006). However, the Si/Ti profile of core Ni5-8 (Figure 18A) was found to be dissimilar
from the primary productivity profile, based on diatoms abundance (discussed below).
Considering the watershed geology and the high coefficient of correlation between Ti and
Si (R = 0.73, p-value = < 0.01), we suppose that the Si concentration in the sediment is
linked to inorganic silica rather than the biogenic fraction. Moreover, the trends in detrital
input profiles (Ti and Si) are roughly consistent with the changes in sedimentation rates
(Figure 18B-C). Increases in Ti and K concentrations in zones 2 and 4 also correspond to
increases in sedimentation rates. Finally, the Zr/K ratio presented in Figure 18D shows the
same trend as compared to the particle size profile. Generally, Zr is associated with coarse
particles and K with fine sediment, thus the Zr/K ratio is an good estimation of the particle
size, which is confirmed by the particle size distribution (Figure 16D) (Cuven et al., 2010).
63
Figure 18. µ-XRF results from Nettilling lake sedimentary sequence, every single elemental
profile in peak areas is normalized by total 103 counts per second (kcps) at the corresponding
depth. Single elemental and ratio profiles are presented in 10-point averages.
64
3.4.5. Diatoms stratigraphy
Diatoms are not present in zones 1 and 2 (below 58 cm) of the sedimentary record (before
~1578) (Figure 19). They first appear in the record around ~1578 A.D. The concentration of
diatoms oscillates between 0 and 30.31 x 105 valves g
-1 dry sediment. A total of 158
different taxa were identified in core Ni5-8, but only 83 were recorded with > 1 % relative
abundance and 41 with > 2 % relative abundance. Species with a relative abundance > 2 %
represent at least 79 % of the diatoms identified in each sample. The diversity indicator
(N2 – Hill’s index) (Hill, 1973; Birks, 2012b) and the paleoproductivity increase
throughout zone 3 (N2 max = 25.84). Most benthic diatoms identified in zones 3 belonged to
the genera Eunotia, Brachysira, Cavinula, Frustulia and Pinnularia. They are associated
with low alkalinity and low electrolyte waters as well as bog environments (Fallu et al.
2000; Krammer & Lange-Bertalot, 1986, 1991a, b; Antoniades et al., 2008). Zone 4 (after
~1911 AD) is characterized by a decrease in taxa of these genera and increases in
Psammothidium spp. and Tabellaria flocculosa. The diversity decreases slightly along the
zone 4, whereas the lake productivity profile yields an important shift.
65
Figure 19. Biostratigraphy of diatom taxa (> 2 % abundance) for core Ni5-8 expressed as relative frequencies.
66
3.5. Discussion
3.5.1. Paleoenvironments and hydrodynamics
The lack of information about the bathymetry of Nettilling Lake renders the interpretation
of the results difficult, especially in the eastern part, where the lake basin shape is irregular
due to local bedrock geology (granites and gneisses) and topography. Except for a
preliminary survey completed by Oliver (1964), no further research has focused on the
morphometry of the lake.
3.5.1.1. Zone 1
The results obtained for zone 1 suggest that the sedimentation processes during the 14th
century were different from those at the present time. Compared to the three other zones,
the coarser particle size and the abundance of IRD in zone 1 indicate greater input of
sediments from proximal source(s). Considering the low topography, it is likely that the
Isurtuq River was in a different bed than today or that the pattern of underwater sediment
distribution was different.
At least three hypotheses may explain why no diatoms were found in zones 1 and 2: 1) The
landscape was not covered by water at the moment of sediment deposition (eg. by a lower
water-level); 2) The postglacial pioneering assemblage of diatoms, appeared late in the
sedimentary record (after ~1578 AD) (Stabell, 1985; Pienitz et al. 1991); or 3) Sediment
geochemical conditions were not favorable during this time period for diatom frustule
preservation. The first two hypotheses seem unlikely. First, chironomid larval heads were
found in zones 1 and 2 (Heterotrissocladius subpilosus and Protanypus). Chironomids are
non-biting insects that spend part of their life cycle in freshwater habitats, thus their
occurrence in the sediment eliminates the possibility of terrestrial deposition. Second, the
initial diatom assemblage encountered at the base of zone 3 has no affinity with those
typically composed of pioneer species (i.e., Fragilaria pinnata, Fragilaria construens) that
colonize lakes immediately after ice front retreat in early post-glacial
environments/landscapes (e.g. Perren et al., 2003; Saulnier-Talbot and Pienitz, 2001). In
67
fact, F. pinnata only occurred in a few samples of the record, and it has never been a
dominant species and its relative abundance did never exceed 1 % in any of the samples.
We therefore conclude that the absence of diatoms prior to ~1578 AD must be the result of
poor preservation.
3.5.1.2. Zone 2
According to other studies around Nettilling Lake region and Foxe Basin, evidences of the
beginning of LIA in sediment were found at the turning of the 14th
century (Moore et al.,
2001; Briner et al., 2009; Rolland et al., 2009). Thus, we anticipated signs indicating the
beginning of a cooling period in zone 2 (~1479-1578 AD); surprisingly, we did not find
such evidence in the corresponding zone of our core. Results from zone 2 were unexpected.
The high sedimentation rate (0.31- 0.59 cm-2
·a-1
) and the presence of laminated sediment
are usually associated with warmer conditions (Hughen et al., 2000; Moore et al., 2001;
Lamoureux and Gilbert, 2004). We have difficulties explaining or relating this zone to the
climate record. We did not find much evidence for a warming period at that time in
literature. The only documentation we found about a warming period at the beginning of
the LIA was provided in Gajewksi and Atkinson (2003). They mentioned a slight increase
in melt from the Devon Ice Cap between 1450 and 1580 A.D. However, the Devon Ice Cap
is located about 1000 km north of the Penny Ice Cap and the distance might generate
different climatic scenarios. It is also possible that changes in sedimentation patterns and
processes occurred between zones 1 and 2. The sedimentation process observed in zone 2
might be similar to the one operating at the present time.
3.5.1.3. Zone 3
The high level of sediment perturbation revealed by thin section analysis, which means the
sedimentary structures are not preserved/intact and possibly due to bioturbation, is coupled
to lower sedimentation rates, due to lower inputs of meltwaters with high total suspended
solids (TSS). With a lower sedimentation rate, water circulation or small organisms can
more easily disrupt the water-sediment interface. The abundant IRDs found in this zone are
68
generally associated with winter/ice conditions, high wind velocities and/or less snow
accumulation in the catchment basin (Lewis et al., 2002; Lamoureux and Gilbert, 2004).
Winds capable of entraining coarse sediments such as IRDs are usually more frequent
during cooling periods like the LIA. Lamoureux and Gilbert (2004) also found a higher
proportion of niveo-aeolien sediments during the corresponding period from 1375-1725
AD in Bear Lake (Devon Island, Nunavut), whereas their presence decreased slightly after
1760 AD and radically after 1850 AD. Thus, these previous proxies combined suggest that
zone 3 (~1578-1911) is related with a cooling period and may correspond to the Little Ice
Age (LIA). Andrew and Barnett (1979) also found evidence of LIA around Barnes Ice Cap
through lichenometry from 1500 to 1900 AD and Overpeck (1997) mentioned the cooling
culminated from 1450-1850 AD. We suggest that the high level of primary productivity
and diversity as inferred from the fossil diatoms is likely due to low meltwater inputs,
resulting in less TSS, higher water column transparency and deeper light penetration. The
diatom assemblage found in this zone was mostly composed of benthic acidophilic taxa
(e.g., Brachysira procera, Cavinula cocconeiformis, Frustulia saxonica and Pinnularia
spp.) that are usually found in bogs rich in Sphagnum moss habitats (Fallu et al. 2000;
Krammer & Lange-Bertalot 1986, 1991a, b; Antoniades et al. 2008). Thus, it indicates an
origin from outside sources such as bogs located along the banks near the mouth of the
inflowing Isurtuq River. Moreover, Wolfe (2003) also found higher diversification in
diatom flora during cooling period. He explains the diversity by an increase in competition
due to lower resource availability, which disfavoured dominance by restricted taxa.
3.5.1.4. Zone 4
The transition from zone 3 to zone 4 in core Ni5-8 indicates that the dynamics of Nettilling
Lake changed markedly since the early 20th
century. The shift between zones 3 and 4 is
reflected in all proxies and corresponds to an increase of the sedimentation rate to 40
gr·cm-2
·a-1
. This time also coincides with a significant increase in summer melt rates on
Penny Ice Cap (Zdanowicz et al., 2012), suggesting greater delivery of glacial sediments in
the lake. Positive correlations between air temperature and sedimentation rates have been
documented in many Canadian Arctic lakes (Hughen et al., 2000; Moore et al., 2001;
69
Lamoureux and Gilbert, 2004). For example, Hughen et al. (2004) showed an abrupt
increase in varved thickness at Upper Soper Lake (Baffin Island) in the early 20th
century.
Rapid sedimentation rates, reduce the potential for bioturbation and may explain the better
preservation of laminated sediment structures in the upper part of Nettilling Lake core Ni5-
8. Moreover, with higher sedimentation rates and highly turbid (high TSS) waters, light
penetration is greatly reduced, which might explain the decline of primary productivity in
zone 4. The shift in the community was odd and remained difficult to explain. Our
hypothesis is related to an increase in temperature, documented by a melting in Penny Ice
Cap since the mid-19th
century. An increase in temperature would lead to a reduce ice-
cover duration, which is beneficial for diatom growth. Under favorable conditions (longer
ice-cover free periods) diatoms diversity is usually smaller and the ecosystem is more likely
to be dominated by fewer species (Wolfe, 2003).
3.5.2. Comparison with other regional paleoclimatic archives
To obtain a broader view of paleoclimatic variability in the Foxe Basin region, we
compared the continuous and high-resolution geochemical profiles obtained from the
Nettilling Lake sediment archive with other regional proxy climate records. Considering
that Ti profiles might be an indicator of the detrital inputs into the lake, we compared the
30-a running-mean profile of Ti with an ice-core record of past summer melt rates on
Penny Ice Cap (Figure 20). The latter was developed from the stratigraphic analysis of ice
and firn core collected from the ice cap summit in 1995 and 2010 (Grumet et al., 2001;
Zdanowicz et al., 2012). Given that the summit of Penny Ice Cap (1932 m asl.) and
Nettilling Lake (~ 30 m asl.) are not located at the same elevation, the effect of spatial
variability in climate changes is an aspect to be considered when coupling geochemical
data/profiles with ice cap melt rates. We also have to consider that due to post-depositional
affects; variations in the melt features (MF %) in cores from Penny Ice Cap do not
necessarily track interannual summer temperature variations, but should generally follow
multi-annual or decadal temperature trends (Zdanowicz et al., 2012). Nevertheless, we
identified trends in both profiles that seem to be linked (R = 0.45, p-value = 0.0579),
especially after the mid-19th
(R = 0.625, p-value = 0.011) (Figure 20A-B).
70
Figure 20. Comparison of the titane profile from the Nettilling Lake sediment record (A) with
melt features from the Penny Ice Cap (Fisher et al., 1998) and varve thickness from Upper
Soper Lake (Hughen et al., 2003). Arrows in the Ti profile identify glacier advances in 1580,
1650 and 1770 A.D. (Miller, 1973; Locke, 1987).
Several authors have suggested that glacier advances occurred on eastern Baffin Island
around ~1580, 1650 and 1770 A.D. (Miller, 1973; Locke, 1987). The Ti profile in
Nettilling Lake core Ni5-8 shows slight (~1650 A.D.) or even major (~ 1580 A.D. and
~ 1770 A.D.) decreases that are roughly coincident with these intervals of glacial
readvances (Figure 20A). We believe that glacier advances resulted in lower melt rates of
the Penny Ice Cap as well as lower sediment loads delivered to the Nettilling Lake basin,
and hence lower concentrations of Ti. The geochemical profiles from Nettilling Lake were
also compared to a varve thickness record measured by Hughen et al. (2000) in Upper
Soper Lake, southern Baffin Island (Figure 20C). The records show significant correlation
(R = 0.43, p-value = < 0.01). In light of all these results, we conclude that it is currently not
possible to associate the Ti fluctuations with a specific climate variable such as spring
temperature or autumn rainfall, as varves are absent and with the limited current knowledge
71
of the lake system; however, the combination of sediment geochemistry with other proxies
represents a significant qualitative indicator and improvement for the reconstruction of past
climate variability.
3.6. Summary and conclusions
Even if the Nettilling Lake basin is the largest lake within the entire Canadian Arctic
Archipelago, only few studies have been completed to characterize its history. The remote
location of the lake poses a major challenge to researchers. However, using a multi-proxy
analysis, we have been able to document a high-resolution paleoenvironmental history of
the Nettilling Lake region. We used an unconventional approach in paleolimnology to
establish the core chronology by combining 210
Pb, geomagnetic field model outputs and
paleomagnetic dating techniques that allowed us to date the bottom of the 90-cm core at
~1365 A.D., which suggests high sedimentation rates for an Arctic lake. The diatom
communities found in the core were unexpected. The highest productivity and diversity
coincided with the cooling period of the Little Ice Age, whereas the species found were
typical of oligotrophic, low-alkalinity waters and aerophilic habitats associated with mosses
and bogs (e.g., Pinnularia spp. Brachysira spp. Frustulia spp. Eunotia spp.). At the turn of
the 20th
century, communities shifted to bloom-forming species (e.g., Tabellaria spp.),
which reflects the impact of recent warming. Moreover, geochemical profiles (Ti) were
compared to climatic indicators from other paleoclimatic records (ice cap melt rates, glacier
advances, varves) and revealed significant correlations that underscore the strong potential
of combining geochemical, biostratigraphic and cryospheric records/data in
paleolimnological studies.
As mentioned earlier, a detailed seismic survey of the lake basin should help refine our
knowledge of its hydrological structure and dynamics. In addition, it will facilitate the
location of a suitable area for the retrieval of a continuous varved record given the
particular hydrological setting of the eastern part of the lake, which receives the glacial
meltwaters from the nearby Penny Ice Cap. The absence of continuous varves in our core is
probably due to the exposure of Nettilling Lake to high winds which favor water column
mixing and oxygenation of the water-sediment interface. Lake bottom water oxygenation
72
usually does not allow the preservation of laminated structures, thereby rendering
interpretations more complex. Nevertheless, our research reveals for the first time a high-
resolution paleoenvironmental reconstruction of the past 600 a for the most important water
body of the Canadian Arctic Archipelago and its surroundings.
3.7. Acknowledgements
This study was made possible through grants from the Natural Sciences and Engineering
Research Council (NSERC) of Canada to to R. Pienitz, P. Francus, G. St-Onge and from
the Networks of Centres of Excellence ArcticNet. The Polar Continental Shelf Program
(PCSP), the Northern Studies Training Program (NSTP) and Centre d’Études Nordiques
(CEN) provided logistic support for the field work at Nettilling Lake. We would also like to
thank Frédéric Bouchard, Thomas Richerol and Roxane Tremblay (Laboratoire de
Paléoécologie Aquatique (LPA), Université Laval) for their comments on an earlier version
of the manuscript.
.
73
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80
81
CHAPITRE IV
SOMMAIRE ET CONCLUSIONS
En conclusion, l’analyse détaillée de la séquence sédimentaire prélevée dans la partie nord-
est du lac Nettilling a permis de documenter son histoire depuis les dernières 600 années.
Étant donné sa grandeur et sa position géographique dans une région inaccessible, le lac
Nettilling n’avait fait l’objet que de très peu de recherches et peu était connu sur son
évolution. L’approche multi-proxy a permis de reconstituer une partie de la
paléogéographie de la région entourant le lac en combinant des données physiques,
chimiques et biologiques préservées dans les sédiments.
Tous chercheurs en paléolimnologie sont conscients du défi que représente la datation de
sédiments arctiques. Étant des milieux généralement très peu productifs, peu de matériel
organique est disponible pour la datation au 14
C. Ainsi, de nombreux efforts ont été faits
dans le but d’établir une chronologie précise de la carotte Ni5-8. La géochronologie a
finalement été établie à l’aide de la combinaison du 210
Pb/137
Cs et du paléomagnétisme. Le
paléomagnétisme est une méthode encore peu utilisée dans les études paléolimnologiques.
Toutefois, considérant les difficultés de datations des sédiments arctiques reliées à la faible
productivité, cette méthode est une alternative intéressante, particulièrement dans les
milieux très peu productifs. Elle nous a permis de dater la base de la carotte de 90 cm à
~1365 A.D et d’estimer un taux de sédimentation moyen de 0,37 g·cm-2
·a-1
.
Les résultats sédimentologiques et géochimiques ont permis de mettre en évidence les
variations de l’apport détritique durant le refroidissement associé au Petit Âge Glaciaire
(~1578-1911 A.D.) ainsi que le réchauffement récent (~1911 à aujourd’hui). Les
communautés de diatomées retrouvées dans la carotte étaient surprenantes : les
assemblages caractéristiques de conditions de plus haute productivité et de grande diversité
82
ont été trouvées dans les intervalles correspondants à la période de refroidissement du Petit
Âge glaciaire, alors que les espèces sont typiques des milieux oligotrophes, d’eaux de faible
alcalinité et habitats associés à des mousses aérophiles et de tourbières (par exemple,
Pinnularia spp. Brachysira spp. Frustulia spp. Eunotia spp.). Au tournant du 20e siècle, les
communautés dominantes se sont modifiées vers des espèces formant des floraisons
massives (par exemple, Tabellaria spp.), ce qui reflète l'impact du réchauffement récent.
Les profils géochimiques (Ti) ont été comparés à d’autres indicateurs climatiques (taux de
fonte dans les carottes de glace, réavancées glaciaires et épaisseur de varves) et révèlent des
corrélations significatives qui mettent en évidence le fort potentiel de combiner la
géochimie, la sédimentologie, la biostratigraphie et les données d’évolution des calottes de
glaces dans les études paléolimnologiques.
Comme mentionné, une étude sismique détaillée du bassin du lac devrait permettre d'affiner
notre connaissance de la structure et de la dynamique hydrologique. En fait, il faciliterait le
choix d’un site de carottage pour prélever une séquence sédimentaire varvée continue.
Malgré que la partie orientale du lac est alimentée par les eaux de fonte de la calotte
glaciaire Penny, les laminations identifiées dans la carotte étaient discontinues. L'absence
de séquence varvée continue est probablement reliée à la forte exposition au vent qui
favorise le mélange de la colonne d’eau et l’oxygénation de l'interface eau-sédiments.
L’oxygénation ne favorise généralement pas la préservation des structures laminées, ce qui
rend l'interprétation de notre séquence plus complexe. Néanmoins, notre travail présente,
pour la première fois, une reconstitution paléoenvironnementale à haute résolution des
derniers 600 ans du plus grand plan d’eau de l'archipel arctique canadien.
83
ANNEXES
PLANCHES DE DIATOMÉES DE LA CAROTTE NI5-8
84
Planche 1
Fig.1-2: Aulacoseira distans var. nivalis
Fig. 3-4: Aulacoseira alpigena
Fig. 16: Aulacoseira lirata
Fig. 5: Cyclotella bodanica
Fig. 6: Cyclotella ocellata
Fig. 7-10: Cyclotella stelligera
Fig. 11-14 : Cyclotella pseudostelligera
Fig.15 : Cyclotella tripartita
85
Planche 1
86
Planche 2
Fig.1: Fragilaria cf perminuta
Fig. 2: Fragilaria ulna var.acus
Fig. 3: Fragilaria capucina
Fig. 4, 5: Hannaea arcus
Fig. 6-12: Tabellaria flocculosa
Fig. 13: Tabularia fasciculate
Fig. 14: Fragilaria lata
Fig. 15: Fragilaria sp.A
87
Planche 2
88
Planche 3
Fig. 1: Achnanthes sp.A
Fig. 2-10: Achnanthes sp.B cf marginulatum (Hofmann et al., 2011, p.655 fig.38-39)
Fig. 11-13: Achnanthes sp.C
Fig. 14-16: Achnanthes bicapitata
Fig. 17-21: Achnanthes levanderi
Fig. 22, 23: Achnanthes dydima
Fig. 24-30: Achnanthes marginulata
Fig. 31-37: Eucocconeis laevis
Fig. 38: Achnanthes sp.G
Fig. 39: Achnanthes lapidosa
Fig. 40, 41: Achnanthes sp.D
Fig. 43: Achnanthes sp.E
Fig. 44: Achnanthes pussila
Fig. 45: Achnanthes rossii
Fig. 46: Achnanthes curtissima
89
Planche 3
90
Planche 4
Fig. 1-4: Psammothidium chlidanos (sp.B)
Fig. 5-10: Psammothidum chlidanos
Fig. 11-15: Psammothidum helveticum
Fig. 19-21: Psammothidium helveticum (sp.A)
Fig. 16-18: Psammothidiumhelveticum ( sp.C)
Fig. 25-26: Psammothidum subatomoides
91
Planche 4
92
Planche 5
Fig.1-4: Eunotia sp.E (cf arcubus)
Fig. 5, 6: Eunotia elegans
Fig. 7, 8: Eunotia muscicola
Fig. 9-11: Eunotia sp. A
Fig. 12-13: Eunotia fallacoides (sp.C-carolina)
Fig. 14-16: Eunotia tenella
Fig.. 17-19: Eunotia cf subarcuatoide
Fig. 20: Eunotia cf carolina.
Fig. 21, 21’: Eunotia sp.B
Fig. 22: Eunotia sp.F (cf faba)
Fig. 23: Eunotia cf rhynchocephala var. satelles (sp.J)
Fig. 24: Eunotia iatriaensis
Fig. 25: Eunotia sp.I
Fig. 26-27: Eunotia arculus
Fig. 28: Eunotia sp. K
93
Planche 5
94
Planche 6
Fig. 1,2 : Eunotia bidentula
Fig. 3-7 : Eunotia pectinalis
Fig. 8 : Eunotia subherkiniensis var.
Fig. 9, 10: Eunotia triodon
Fig. 11 : Eunotia sp.D
Fig. 12 : Eunotia ursamaloris
95
Planche 6
96
Planche 7
Fig. 1-3 : Eunotia sp.G
Fig. 4: Eunotia sp.Y
Fig. 5: Eunotia boosma
97
Planche 7
98
Planche 8
Fig.1-6, 9: Frustulia rhomboides var.saxonica
Fig.: 7, 8: Frustulia rhomboides var.crassinervia
Fig. 10, 11: Neidium ampliatum
Fig. 12-13: Neidium densestristum (1ère
identification N. dubium)
Fig. 15: Neidium cf septentrionale
Fig. 16: Neidium tenuissimum
Fig. 17: Neidium sp.A
99
Planche 8
100
Planche 9
Fig. 1-3: Stauroneis anceps
Fig. 4-5: Stauroneis neohyalina
Fig. 6 : Stauroneis sp.A
Fig. 7: Stauroneis sp. B
Fig. 11: Stauroneis sp. C
Fig. 8: Caloneis cf bacillum
101
Planche 9
102
Planche 10
Fig 1, 2: Brachysira cf microcephala
Fig. 3-9: Brachysira cf procera
Fig. 9-12: Brachysira brebissonii
Fig. 9,10: Brachysira sp.C
Fig. 13-15: Cavinula cocconeiformis
Fig. 16: Cymbella gaeumannii
Fig. 17, 18: Cymbella minuta
Fig. 19-21: Cymbella hebridica
Fig. 22: Cymbella gracilis
Fig. 31: Cymbella hebridica (sp.A)
Fig. 23-26: Encyonopsis cesatii
Fig. 26-27: Encyonopsis cf cesatiformis
Fig. 28: Gomphonema parvulum
Fig. 29-30: Gomphonema sp. B
Fig. 31 : Gomphonema gracile
103
Planche 10
104
Planche 11
Fig.1, 2: Pinnularia divergentissima
Fig.3: Pinnularia intermedia schimanskii
Fig. 4, 5,6,7,8,8’, 20: Pinnularia interrupta var. biceps (sp.D)
Fig. 9: Pinnularia lailaensis
Fig. 10, 11, 12: Pinnularia microstauron
Fig.13: Pinnularia cf perinterrupta
Fig. 14: Pinnularia bullacostae
Fig.15, 16: Pinnularia sp. B
Fig.17, 18: Pinnularia rupestris
Fig.21: Pinnularia E
Fig. 22 : Pinnularia sp. F
Fig. 23: Pinnularia sp.H
Fig. 24: Pinnularia microstauron morphotype 2
105
Planche 11
106
Planche 12
Fig.1, 2: Pinnularia divergentissima
Fig.3: Pinnularia intermedia schimanskii
Fig. 4, 5,6,7,8,8’, 20: Pinnularia interrupta var. biceps (sp.D)
Fig. 9: Pinnularia lailaensis
Fig. 10, 11, 12: Pinnularia microstauron
Fig.13: Pinnularia cf perinterrupta
Fig. 14: Pinnularia bullacostae
Fig.15, 16: Pinnularia sp. B
Fig.17, 18: Pinnularia rupestris
Fig.21: Pinnularia E
Fig. 22: Pinnularia sp. F
Fig. 23: Pinnularia sp.H
Fig. 24: Pinnularia microstauron morphotype 2
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Planche 12
108
Planche 13
Fig. 2: Pinnularia sp.G (cf kwacksii)
Fig. 3: Pinnularia sp.I (cf dorofeyukae, Kramer vol.55)
Fig. 6-8: Pinnularia breweriana
Fig. 9-10: Pinnularia sp. J
Fig. 11: Pinnularia sp. K
Fig. 12: Pinnularia sp. N
109
Planche 13
110
Planche 14
Fig. 1 : Pinnularia sp.L cf divergens var.sublinearis
Fig. 2: Pinnularia sp.M
Fig. 3: Pinnularia sp.Z
Fig. 4: Pinnularia sp.X
Fig. 5: Pinnularia sp.O
Fig. 6: Pinnularia sp.Q
Fig. 7: Pinnularia sp.H
111
Planche 14
112
Planche 15
Fig. 1: Navicula radiosa
Fig. 21: Navicula vitiosa
Fig. 2: Navicula digitulus (sp.A)
Fig. 3: Navicula laevissima
Fig. 4-7: Navicula subtilissima
Fig. 9, 9’: Navicula crytocephala
Fig. 23, 23’, 25: Navicula cf pulpula et sp.Q
Fig. 26: Navicula cf pulpula sensu lato
Fig. 27: Navicula parasubtilissima
Fig. 24: Navicula sp.X
Fig. 12: Navicula sp.B
Fig. 10: Chameapinnularia mediocris
Fig. 11: Pinnularia cf silvatica (Navicula sp.C-Z)
Fig. 13, 14: Nitzschia cf perminuta
Fig. 15 : Nitzschia gracilis
Fig. 22: Nitzschia bacillium
Fig. 16-18: Surirella sp.A
Fig. 19, 20: Surirella sp.B
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Planche 15
114
Planche 16
Fig. 1: Surirella sp.C
115
Planche 16