EN :

Peatlands cover extensive parts of northeastern Manitoba that have low relief and impermeable substrates, with peat thicknesses varying between 25 and 400 cm. Peat reserves average 1.5 x 10⁶ m³/km². Fens, forested plateau bogs, and polygonal plateau bogs are the prevalent peatland types. The thickest peat deposits consist of Sphagnum bogs that developed on glaciolacustrine or marine silt. Thinner deposits are composed of fen peat, or bog peat developed on sandy till. There is a positive relationship between peat thickness and time since postglacial emergence of the land. Also, recently emerged areas are dominated by fen peat, whereas bog peat is more prevalent on older surfaces. Pollen analysis of peat cores show that spruce trees have been abundant in the region south of Churchill for the past 6300 years. Local changes in peat type and accumulation rate occurred as bog and fen habitats changed, probably in response to changes in water table induced by aggradation and degradation of permafrost. Other taxa typical of boreal forest occupied suitable habitats similar to today, with bog and fen habitats increasing as paludification continued through time.

FR :

Dans le nord-est du Manitoba, les tourbières occupent de vastes superficies peu accidentées et dont le substrat est imperméable. L’épaisseur de la tourbe varie entre 25 et 400 cm. À travers la région, le volume de tourbe moyen est de 1,5 x 10⁶ m³/km². Les principaux types de tourbières sont les tourbières minérotrophes, les plateaux palsiques arborés et les plateaux palsiques à polygones. Les dépôts les plus épais se trouvent dans les tourbières ombrotrophes à Sphagnum qui se sont développées sur des silts glaciolacustres ou marins. Des dépôts plus minces sont constitués de tourbe calcique ou de tourbe acide développées sur le till sableux. Il existe une relation positive entre l’épaisseur de la tourbe et le temps écoulé depuis l’émersion postglaciaire. On note également que les terrains récemment émergés sont dominés par la tourbe calcique, tandis que la tourbe acide est plus répandue sur les surfaces plus anciennes. L’analyse pollinique des carottes montre que les épinettes abondent depuis 6300 années. Des changements localisés quant au type de tourbe et à son taux d’accumulation résultent probablement de la variation du niveau de la nappe phréatique attribuable à la progression ou la dégradation du pergélisol. D’autres taxons caractéristiques des forêts boréales ont occupé des habitats semblables à ceux d'aujourd’hui, mais l'étendue des tourbières ombrotrophes et minérotrophes s’est accrue au fur et à mesure de l'entourbement .

ES :

Las turberas cubren grandes zonas al noreste de Manitoba, éstas se caracterizan por un relieve bajo y substratos impermeables, con un grosor de musgos que varia entre 25 y 400 cm. La reserva de turba cubre alrededor de 1,5 x 106 m³/km². Los principales tipos de turba son del tipo minerotrófica, de mesetas pantanosa forestal y de meseta pantanosa poligonal. Los depósitos más gruesos se encuentran en las turberas ombrotrófica de Sphagnum que se desarrollaron sobre limo glaciolacustre o marino. Los depósitos más delgados están constituidos de turba calcárea o de turba ácida desarrollada sobre limo arenoso. Existe una relación positiva entre el grosor de la turba y el tiempo transcurrido desde que sucedió la emersión postglaciar. Además, las zonas de emersión reciente están dominadas por turba calcárea mientras que la turbera ácida es más frecuente en áreas más antiguas. El análisis palinológico de muestras de turba pone en evidencia la presencia de abetos que fueron abundantes en la región sur de Churchill hace unos 6300 años. Los cambios locales en el tipo de turba y en la taza de acumulación ocurrieron a medida que las turberas calcáreas o pantanosas cambiaron, probablemente en respuesta a cambios del manto freático provocados por la elevación y degradación del gelisuelo. Otros taxa típicos del bosque boreal ocuparon hábitats similares al actual, con turberas ombrotróficas y minerotróficas que se fueron extendiendo a través del tiempo.

FR :

Cet article essaie d’expliquer pourquoi la Seine est deux fois plus encaissée que la Loire (120 m contre 60 m) dans les plateaux du Bassin parisien. L’identification des différentes nappes alluviales par des méthodes géomorphologiques et sédimentologiques (détermination des minéraux lourds) permet de reconstituer les profils longitudinaux des terrasses et de déceler les déformations tectoniques qu’elles ont subies depuis leur mise en place. Après l’épisode des sables de Lozère, les liens entre la Loire et la Seine ont été interrompus et les deux bassins hydrographiques ont évolué séparément et différemment de part et d’autre de la charnière tectonique NO-SE allant des collines du Perche au Morvan. Ainsi, la Sologne a d’abord connu une subsidence depuis l’accumulation des sables de l’Orléanais au Burdigalien jusqu’à la mise en place de la nappe F6 datée de 1,75 Ma, avant de subir un soulèvement continu qui explique l’étagement des nappes récentes. Au contraire, le bassin de la Seine a enregistré une surrection continue jusqu’au creusement précédant l’accumulation de la nappe de la moyenne terrasse F3 et, depuis lors, la subsidence tend à l’emporter car les nappes plus récentes sont emboîtées. La tectonique joue ainsi le rôle principal à côté de la dynamique fluviale pour expliquer l’encaissement inégal des deux fleuves et les systèmes de terrasses différents qui en résultent.

EN :

This work aims to explain why the downcutting of the Seine valley is twice as deep as that of the Loire valley in the Paris basin. A geomorphological and sedimentological analysis of fluvial sediment deposited by the Seine and the Loire was carried out as a basis for correlating the different alluvial formations and reconstructing the longitudinal profiles of the terraces. These profiles show the evolution of tectonic deformation since their formation. After the deposition of the Lozère sands, the links between the Loire and the Seine were disrupted and the evolution of the two basins was independent and different on both sides of the tectonic hinge striking southeast to northwest, extending from the Morvan to the Perche hills. So, subsidence of the Sologne continued until the accumulation of the augite-rich alluvial formation was completed around 1.75 Ma. After this, the uplift of the region was responsible for the step-line formation of the more recent terraces. On the contrary, uplift of the Seine basin continued until the phase of incision preceding the deposition of the sediments forming the middle terrace (F3); later subsidence explains the recent inset terraces. The unequal valley downcutting is caused first by tectonic control, then by fluvial dynamics.

ES :

En el presente manuscrito se pretende explicar el porque en la meseta de la cuenca parisina el lecho del Sena es dos veces más profundo que el del Loira (120 m contra 60 m). La identificación de los diferentes mantos fluviales basada en métodos geomorfológicos y sedimentológicos como la determinación de los minerales pesados, permitió reconstruir los perfiles longitudinales de las terrazas y determinar las deformaciones tectónicas que sufrieron desde el inicio de su formación. Después del episodio de sables de Lozère, la comunicación entre el Loira y el Sena fué interrumpida y las dos cuencas hidrográficas evolucionaron por separado y de manera distinta de un lado y otro del eje tectónico noroeste-sureste, que va de las colinas de Perche a Morvan. Por su parte la Sologne conoció primero una subsidencia con la acumulación de Sables del Orléanais durante el Burdigalien ; originando el estrato F6 que data de unos 1,75 millones de años. Posteriormente sufrió un elevamiento continuo llevando consigo la estratificación de los capas recientes. Por su parte, la cuenca del Sena a sufrido un levantamiento continuo seguido de la excavación que llevó a la formación de la terraza media F3. A partir de entonces predomina un proceso de subsidencia ya que las capas más recientes se encuentran encajadas. La tectónica juega el papel preponderante sobre la dinámica fluvial para explicar la excavación desigual de los dos ríos y de los distintos sistemas de terrazas que resultan de los mismos.

FR :

L’analyse pollinique et macrofossile des sédiments de deux lacs a livré l'histoire postglaciaire de la végétation au centre (lac du Triangle [48° 42’ 36’’ N, 65° 24’ 50’’ O]) et à l’est (Petit lac Bouchard [48° 51’ 14’’ N, 64° 35’ 52’’ O]) de la Gaspésie. Une toundra éparse à bouleau glanduleux s'est installée dès 11 200 BP (années étalonnées). L’afforestation s’effectue par l’entremise de l’épinette noire accompagnée ou non de peuplier faux-tremble vers 10 700 BP. La multiplication des populations d’épinette noire s’est ralentie ou a cessé vers 10 000 BP au profit de l'aulne crispé et du tremble, pendant une période où les feux étaient fréquents. La forêt fermée a mis un millénaire pour se constituer au centre de la Gaspésie mais dans l’est, il lui a fallu plus de 2000 ans. Cette longue période d’afforestation est attribuée à un climat maritime froid. Durant la phase forestière, les taxons régionalement thermophiles comme le pin blanc et le bouleau jaune ne se sont établis que dans la partie orientale, le centre de la Gaspésie restant dominé par des essences boréales : le sapin baumier, l'épinette noire et, dans une moindre mesure, le bouleau blanc. Le pin gris, aujourd’hui absent de la Gaspésie, était présent dans la région du lac du Triangle dès l’afforestation et jusque vers 3500 BP. Depuis 3500 ans, l'épinette noire et le sapin baumier se multiplient aux dépens des bouleaux dans les deux régions, traduisant ainsi l'instauration d'un climat plus humide et plus frais. Toutefois, le contraste avec la période antérieure est plus fort à l'est qu'au centre de la Gaspésie. Une première reconstitution des variations paléohydriques fondée sur les changements du niveau d’eau des lacs est proposée.

EN :

Pollen and macrofossil analyses were used to reconstruct the postglacial vegetation history in the central (Lac du Triangle [48° 42’ 36’’ N, 65° 24’ 50’’ W]) and the eastern (Petit Lac Bouchard [48° 51’ 14’’ N, 64° 35’ 52’’ W]) part of Gaspésie. A sparse dwarf birch tundra existed as early as 11 200 BP (calendar years). Afforestation occurred around 10 700 BP involving black spruce sometimes accompanied or not by aspen. Growth of black spruce populations slowed down or was even reversed around 10 000 BP, and green alder and aspen experienced increased abundance during a period of elevated fire incidence. It took 1000 years for closed forests to be installed in central Gaspésie but in the eastern region, the process lasted 2000 years. Such a delayed afforestation could be due to a cold maritime climate. During the forest phase, regional thermophilous taxa like white pine and yellow birch occupied the eastern area whereas central Gaspésie was dominated by boreal tree species: balsam fir, black spruce and, to a lesser extent, white birch. Jack pine, presently absent from Gaspésie, was present around Lac du Triangle between afforestation to about 3500 BP. In response to a cooler and wetter climate during the last 3500 years, black spruce and balsam fir became more abundant, while white birch decreased in the two regions, more so around the eastern site. A first paleohydrological reconstruction is proposed, based on lake level changes.

ES :

El análisis polínico y macrofósil de los sedimentos de dos lagos permitió establecer la historia postglaciar de la vegetación en la parte central y al este de la Gaspésie : Lac du Triangle (48^o 42’ 36” N, 65^o 24’ 50” O) y Petit lac Bouchard (48^o 51’ 14” N, 64^o 35’ 52” O) respectivamente. Hace unos 11 200 años se instaló una tundra recubierta de abedul glanduloso (Betula glandulosa). Más tarde, hace unos 10 700 años, la forestación se efectuó gracias al establecimiento de pícea negra (Picea mariana) y del álamo temblón americano (Populus tremuloides). Posteriormente, hace unos 10 000 años el aumento de la población de la pícea negra disminuyó o se detuvo dando paso a la colonización de alisos verdes (Alnus crispa) o álamos. Durante ese mismo periodo se registraron varios incendios. En la parte central de la Gaspésie el bosque tardó un millón de años en establecerse pero hacia el este solo requirió unos 2000 años. Este periodo tan largo de repoblación forestal es atribuido a un clima marítimo frío. Durante la fase forestal, los taxa de tipo termófilo tales como el pino blanco o el abedul amarillo no lograron establecerse mas que en la parte oriental, mientras que en la parte central de la Gaspésie dominaron las especies boreales del tipo del abeto balsámico, la pícea negra y en menor grado el abedul blanco. El pino gris, ausente actualmente en Gaspésie se encontraba presente en la región del Lac du Triangle desde el inicio de la forestación y hasta el año 3500 anterior al presente. Hace unos 3500 la pícea negra y el abeto balsámico se multiplicaron resplazando asi el abedul en las dos regiones, lo cual trajo como consecuencia el establecimiento de un clima más húmedo y más fresco. Sin embargo, el contraste con el periodo anterior es más fuerte en la parte este que en el centro de la Gaspésie. El manuscrito propone así mismo una primera reconstrucción de las variaciones paleohídricas basada en los cambios del nivel de agua de los lagos.

EN :

This study presents a paleoenvironmental reconstruction of deglaciation dynamics and chronology, glaciomarine and postglacial sedimentation, as well as glacioisostatic recovery in the Rivière Nastapoka area, eastern Hudson Bay. Results indicate that the retreat of Québec-Labrador ice was mainly controlled by topography and was marked by four phases. Radiocarbon dates indicate that deglaciation began about 8.3 ka cal. BP and was characterized by a stillstand of the ice margin in the Nastapoka Hills that lead to the deposition of a drift belt in a high relative sea-level (Phase 1). After this stabilisation, the ice margin retreated rapidly eastward in a region of low relief and deposited a drape of silty clay in a falling relative sea-level (Phase 2). A second phase of stabilization of the ice margin lasted until at least 7.2 ka cal.BP on the higher shield peneplaine east of the limit of the Tyrrell Sea (Phase 3). This lead to the deposition of a belt of glaciofluvial deltas in a lower relative sea-level. Following this stillstand, the eastward retreat and subsequent ablation of the ice in central Québec-Labrador generated meltwater that transported large volumes of glacial sediments by fluvial processes and downcutting of fluvial terraces in previously deposited glaciofluvial and marine sediments (Phase 4). Glacioisostatic rebound reached 0.07 m/yr during the early phase of deglaciation and decreased to 0.04 m/yr between 6 and 5 ka cal. BP and 0.016 m/yr in the last 1000 years.

FR :

Dans la région de la rivière Nastapoka, le retrait de l’inlandsis du Québec-Labrador sous l’influence de la topographie s’est déroulé en quatre phases. Les datations au radiocarbone montrent que la déglaciation a débuté vers 8,3 ka étal. BP et qu’elle a été caractérisée par une stabilisation du front glaciaire dans les collines Nastapoka ayant mené à la mise en place d’une ceinture de complexes sédimentaires alors que le niveau marin relatif était élevé (phase 1). Par la suite, le front glaciaire a rapidement reculé vers l’est dans une zone au relief peu accidenté en déposant un épais couvert de silt argileux dans les dépressions rocheuses ; le niveau marin relatif était encore élevé (phase 2). Le front glaciaire s’est ensuite de nouveau stabilisé jusqu’à au moins 7.2 ka étal. BP dans une région au relief plus accidenté sur le plateau précambrien, au-delà de la limite orientale de l’invasion de la Mer de Tyrrell (phase 3). Cette pause a mené à la mise en place d’une ceinture de deltas fluvio-glaciaires alors que le niveau marin relatif était plus bas. Puis, avec le retrait complet du front glaciaire de la région et l’ablation de l’inlandsis au centre du Québec-Labrador, les eaux de fonte ont transporté d’importantes quantités de sédiments glaciaires selon des processus fluviaux et l’incision en terrasses des dépôts fluvio-glaciaires et marins déposés antérieurement (phase 4). Le relèvement glacio-isostatique de la région a atteint des taux de 0,07 m/an au début de la déglaciation, puis a diminué pour atteindre 0,04 m/an entre 6 et 5 ka étal. BP et 0,016 m/an au cours des 1000 dernières années.

ES :

En la región del rivière Nastapoka el retiro del inlandsis Québec-Labrador bajo la influencia de la topografía, se efectuó en cuatro etapas. La datación con radiocarbono muestra que el deshielo dio inicio hace unos 8300 años. Este se caracterizó por una estabilización del frente glaciar en las colinas Nastapoka que llevó al establecimiento de un cinturón de complejos sedimentarios mientras que el nivel relativo del mar era elevado (etapa 1). Más tarde el frente glaciar retrocedió rápidamente hacia el este en una zona poco accidentada depositando una gruesa capa de arcilla en las depresiones rocosas ; una vez mas cuando el nivel relativo del mar era aun elevado (etapa 2). Posteriormente, hace unos 7200 años el frente glaciar fue nuevamente estable dando origen a un relieve más accidentado sobre la meseta precámbrica mas allá del límite oriental de la región cubierta por el mar de Tyrell (etapa 3). Esta pausa llevó al establecimiento de un conjunto de deltas fluvioglaciares caracterizado por un nivel relativo del mar bajo. Luego, con el retiro completo del frente glaciar de la zona de ablación del inlandsis al centro de Québec-Labrador, las aguas de fusión transportaron cantidades importantes de sedimentos glaciares mediante procesos fluviales de incisión sobre las terrazas de depósitos fluvioglaciares y marinos depositados con anterioridad (etapa 4). Al inicio del deshielo, hace unos 6000 a 5000 años, el elevamiento glacioisostático de la región alcanzó una taza de 0,07 m al año, más tarde disminuyó hasta alcanzar 0,04 m por año y finalmente en el transcurso de los últimos 1000 años llego a 0,016 m por año.