Évolution postglaciaire des hauts sommets alpins et subalpins de la Gaspésie

~volution postglaciaire des hauts sommets alpins et subalpins de la Gaspesie

SERGE P A Y E ~ E ET FRANCIS BOUDREAU' Centre d'ktudes nordiques et Dkpartement de Phytologie, Universitk Laval, Sainre-Foy (Quk.), Canada GIK 7P4

R e ~ u le 14 juillet 1983 RCvision acceptke le 18 octobre 1983

D'apres la stratigraphie des dCp6ts meubles d'une combe a neige du mont Jacques-Cartier situCe vers 1200 m d'altitude, certains milieux des hauts sommets de la rCgion tkmoignent d'une dCglaciation situte vraisemblablement entre le Tardiglaciaire et le milieu de l'Holoc&ne. Les diamictons des hauts sommets des monts McGerrigle ont kt6 soumis a un climat griglaciaire intense au Tardiglaciaire, ou au dCbut de 1'Holocbne; la plupart des formations @riglaciaires de la region, comme les sols polygonaux, les traintes mintrales, les lobes de gClifluxion a bourrelets pierreux et les champs de blocs, ont CtC formCs a cette Cpoque. Au cours de l'Holoc&ne, les formations @riglaciaires ont CtC fossilisCes par la vCgCtation; des profils de sol podzolique se sont dCvelop@s partir de la matrice minCrale de ces formations pieurreuses. Une tendance au refroidissement et 9 une humidification accrue du climat s'est fait sentir apr&s 1'Hypsithermal. La gClifluxion a t t t active aprbs ca. 5200, 3470-3340, 2500, 2100, 1860, 1490 et, finalement, 650 BP. L'apparition des prairies subalpines, suite a I'ouverture des for&, date au moins de 2200 BP, a la faveur du refroidissement nkoglaciaire. La rkgression du couvert coniferien dans I'Ctage alpin est enregistrCe depuis au moins 1400 BP. Au cours des derniers sibcles, vraisemblablement au Petit Age glaciaire, les coniferes ont r6gressC en raison d'une reprise de I'activitC pkriglaciaire, qui s'est manifestke par la formation de trainCes minkrales et de lobes de gClifluxion. L'extinction des especes arborescentes dans la toundra alpine est relike I'activitC griglaciaire, situation Ccologique originale des hauts sommets gasptsiens.

The stratigraphy of surficial deposits located in a snow-patch site, at an altitude of 1200 m in the Mount Jacques-Cartier area, provides evidence of a Late Glacial to mid-Holocene deglaciation. During the Late Glacial, or at the beginning of the Holocene, the diamictons on the high summits of the McGerrigle Mountains were affected by a severe periglacial climate, responsible for the formation of most of the periglacial landforms, such as sorted polygons, sorted stripes, stone-banked lobes, and block fields. During the Holocene, these landforms were fossilized by vegetation, and podzolic soil profiles developed within the stony deposits. After the Hypsithermal, a cooling trend was registered in snow-patch sites, where gelifluction was active after ca. 5200, 3470-3340, 2500, 2100, 1860, 1490, and 650 BP. Subalpine meadows followed the opening of the forest, at least since 2200 BP, and were due to neoglacial cooling. Within the alpine belt, the coniferous cover regression is registered at least since 1400 BP. During the so-called Little Ice Age of the past centuries, conifers retracted because of periglacial activity, which was followed by the formation of sorted stripes and gelifluction lobes. The extinction of tree species in the alpine tundra is related to periglacial activity, an ecological situation rather specific to the high summits of Gas*.

Can. 1. Earth Sai. 21, 319-335 (1984)

Introduction Des observations gComorphologiques, pCdologiques et Cco-

logiques sur les milieux caractkrisant les plus hauts sommets gaspksiens, dans la rCgion du rnont Jacques-Cartier (1268 rn) (fig. 1), jettent un nouvel Cclairage sur I'Cvolution postglaciaire des Ctages alpin et subalpin. Cette rCgion, qui a fait rkcemrnent l'objet de travaux sur le Quaternaire (Baron-Lafrenibre 1983; Lebuis et David 1977), le pergCliso1 (Gray et Brown 1979) et la vtgCtation alpine et subalpine (Boudreau 1981; Morin 1981), a CtC nCgligCe du point de vue des formes @riglaciaires qui sont pourtant ornniprCsentes. I1 est apparu essentiel de leur accorder plus d'attention en raison de leur signification palCoclimatique. Ces donntes, recueillies au cours de 1'CtC 1978, constituent un prolongernent du travail de Boudreau (198 1) sur les conditions tcologiques actuelles des Ctages alpin et subalpin du mont Jacques-Cartier. Le principal objectif de ce travail est de prC- ciser 1'Cvolution postglaciaire des Ctages alpin et subalpin des rnonts McGemgle a l'aide de la vCgCtation et des formations superficielles. Nous insistons plus particulibrement sur les ca- ractkristiques du couvert vCgCtal prksentant une connotation paltoclirnatique (subfossiles) et celles des dCp8ts de surface associCes a llactivitC pkriglaciaire. A cet tgard, nous avons analysC la stratigraphie des dCp8ts de surface, afin de connaitre leur origine et determiner leur tvolution spatio-temporelle en utilisant leurs caractCristiques gComorphologiques et pCdolo-

'Adresse actuelle: Service des inventaires tcologiques (44), Ministkre de 1'Environnement du Qutbec, 2360 Chemin Sainte-Foy, QuCbec (QuC.), Canada GlV 4H2.

giques. Nous avons posC l'hypothbse que la structure actuelle de la vkgttation et des formations superficielles des hauts sornrnets gasptsiens est le reflet d'une Cvolution post- wisconsinienne, qui n'exclut pas cependant I'hCritage de conditions palCoclimatiques plus anciennes en ce qui concerne la nature de certains dCp8ts de surface de cette rCgion (Payette et al., en preparation).

La recherche a CtC centrCe dans la rCgion des rnonts McGemgle. Les sites les plus particulibrement CtudiCs sont ceux du mont Jacques-Cartier, du rnont Comte, du mont de la Passe, du Pic des 0 s perdus, ainsi que du plateau inttrieur domint par la foret subalpine et encadre vers l'ouest par les rnonts de la Table (fig. 2). Les sornrnets des rnonts McGemgle, qui culminent tous 2 'une altitude dtpassant 1000 m, sont colo- nisCs par une vtgktation alpine se dCgageant netternent du plateau intCrieur forestier dorninC par 1'Cpinette blanche (Picea glauca (Moench) Voss). Selon les sites et les expositions, la toundra alpine apparait it des altitudes variables (gtntralement au-deb de 1000 rn) et couvre parfois une superficie relative- rnent grande, notamment sur le mont Jacques-Cartier. L'ttage subalpin est reprCsentC par des foras ouvertes d'tpinettes blanches, auxquelles est associt le sapin (Abies balsamea (L.) Mill.), et des prairies subalpines constitutCes principalernent de DeschampsiaJlexuosa (L.) Trin. et de Calamagrostis canaden- sis (Michx.) Nutt. L'Ctage alpin est subdivisC en toundra arbustive sur les versants colonisCs par les krumrnholz d'kpinettes et de sapins; la toundra arbustive appartient au sousttage alpin infkrieur et se rend jusqu'a environ 1220- 1230 m. La toundra herbacCe dominte par Carex bigelowii Torr. apparait sur les

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G O L F E

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i 0 - 500 PI 0 - 152111 rn 2WO - 3000Pl 610 - 915 m

0 5 W - 1Mx)p1 152 - 305 m rn 30W et plus 915 et plus

a 1WO - 20W PI 305 - 610 m

FIG. 1 . Localisation de la rkgion d'ktude.

plus hauts sommets et les versants exposts et constitue, gCnC- ralement au-dela de 1220 m d'altitude, le sousttage alpin supkrieur. Les Ctages alpin et subalpin surplombent l'etage montagnard ou dominent les sapinieres a bouleau blanc (Betula papyrifera Marsh.) jusqu'a une altitude variant entre 900 et 975 m.

Mkthodes L'etude Ccologique de Boudreau (1981) a permis de dttermi-

ner sur le terrain l'emplacement des sites qui paraissaient les plus pertinents aux fins de l'analyse palCogtographique des Ctages alpin et subalpin du massif des monts McGerrigle. Les releves de terrain ont CtC principalement concentrks dans 1'Ctage alpin, bien que 1'Ctage subalpin ait fait l'objet de nombreuses observations.

Les formations arbustives d'Cpinettes blanches, de sapins et dlCpinettes noires (Picea Mariana (Mill.) BSP.), dCnommCes krummholz, occupent une grande surface de la toundra alpine et reprisentent 1'CICment dominant du sous-Ctage arbustif. Un Cchantillonnage de plusieurs individus a Ctt fait en vue de dCterminer leur 2ge approximatif; les carottes ont CtC prClevCes ?I l'aide d'un carottier de Pressler a environ 30 cm de la surface du sol. Des observations ont CtC faites sur la prCsence de plantules dans ces formations. Compte tenu de la distribution actuelle des krummholz et de nombreux subfossiles d'kpinette

blanche retrouves au sein et 2 1'extCrieur de ces derniers, on a procCdC a un Cchantillonnage de plusieurs troncs morts d'Cpi- nettes blanches en fonction de leur Ctat de conservation. Sa- chant qu'un nombre trks ClevC de subfossiles apparaissent a l'air libre, il a fallu limiter l'tchantillonnage une vingtaine de spCcimens aux fins de datation I4C. Cet Cchantillonnage com- prend des subfossiles bien conservCs, polis et blanchis, retrou- vCs a proximitC des krummholz d'Cpinettes blanches et de sapins, et de subfossiles rCduits a des fragments de quelques centimktres de longueur et de largeur, retrouvCs sur des champs de blocs et des trainCes minCrales (sols striCs), gCnCralement CloignCs des formations arbustives contemporaines.

Des Cchantillons de tourbe ont CtC prClevCs ?I la base de certaines tourbieres de 1'Ctage subalpin, afin de connaitre 1'Cpoque du debut de la ddimentation organique. Dans le but d'Cvaluer toute extension anterieure du couvert conifkrien, un Cchantillonnage des sols et des dCp6ts meubles a CtC entrepris, en insistant plus particulikrement sur les sites les plus contrast& pour une mCme tranche d'altitude et une mCme exposition. C'est ainsi que l'on a dtcrit et compare les sols et les dCp8ts meubles des principaux habitats du mont Jacques-Cartier, a savoir les krummholz et leurs bordures, les champs de blocs, les trainCes minCrales, les sols polygonaux, les lobes de gCli- fluxion et les combes a neige. Dans les sites occupCs par les krummholz, les profils de sol ont CtC facilement creusCs en

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PAYETE ET BOUDREAU 32 1

7500. - 3[#XI pi 161 - 915 m COUIS d'eau

0 500 Metres i__j mnn - 3w PI P

---- 915 . 1067 rn

Chemin

3500 - 4000 pi 1061 - 1220 m

am - n l s o pi 1720 - 126% m

FIG. 2. Topographie et toponymie des environs du mont Jacques-Cartier.

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TABLEAU 1 . Age, diarnbtre et hauteur des plus grosses Cpinettes blanches de 1'Ctage subalpin: monts McGerrigle

DHP DHB Hauteur Age chanti ill on (cm) (cm) (m) (at=)

2 3 9 3 43,2 6 125 3 30,5 34,5 5 91 4 4 4 s 49,5 6 136 5 43 ,O 45,O 5 160 6 36,O 41,O 5 121 7 39,O 44,6 6 214 8 38,6 47,O 5 107 9 36,8 39,2 5 218

10 31,3 35,O 6 130 23 19,O 23,5 4,3 157 24 24,O 24,5 4,3 97 26 34,O 36,8 6 164

NOTES: DHP = diarnktre a hauteur de poitrine; DHB = diarnetre a la base du tronc.

raison de la presence de matCriel fin, alors que dans les sites dominks par un manteau de blocs l'excavation a nCcessitC des trous de plusieurs mbtres de diambtre, a cause du manque de cohCsion des galets et des blocs composant l'essentiel du re- vCtement pierreux.

Tous ces profils ont Ctt dCcrits en dttail, selon les normes de la Commission canadienne de pCdologie (1978). Dans le cas des horizons ptdologiques, on a procCdC a l'analyse chimique et physique des Cchantillons selon les mCthodes dCcrites par McKeague (1977). Certains horizons pedologiques ont CtC soumis ?I la datation I4C. Les Cchantillons ont CtC dCbarrassts des acides humiques; dans quelques cas, on a fait la datation du carbone total en raison d'une faible quantitC de matikre organique. Le calcul des iiges I4C est bask sur la demi-vie de 5568 ans. Aucune correction n'a CtC apportCe pour les variations du I4C atmospherique et une normalisation isotopique a CtC appor- tCe en fonction des teneurs en I3C.

La vegetation de I'etage subalpin Age des kpinettes blanches

L'Ctage subalpin du massif des monts McGerrigle est principalement composC de for& ouvertes d'epinette blanche, ou le sapin baumier, le plus souvent confink dans la strate arbustive, occupe une position secondaire. Les pessibres renferment gCnC- ralement des individus de toute taille, formant une population intquienne (Boudreau 198 l) , ainsi que de nombreux troncs morts blanchis, debout ou couchCs au sol. Aucune trace de feu n'a CtC trouvke en surface et dans les sols de ces pessibres, de mCme qu'aucun signe tvident de coupe forestiere n'a CtC dCcelC dans ces for6ts. I1 semble que les for& subalpines de la region aient atteint un Cquilibre avec les conditions Ccologiques rCgio- nales, sous un climat variable, toujours frais et humide. Les plus grosses Cpinettes blanches des forCts de 1'Ctage subalpin dCpassent rarement 200 ans d'iige (tableau 1); ces arbres ont plut6t une forme trapue, car ils n'atteignent pas une hauteur supCrieure a 6- 7 m.

montre Sprugel (1976) et Reiners et Lang (1979) dans le cas des sapinibres de la Nouvelle-Angleterre.

Ages I4C d'entourbement de certains sites L'importance de l'enneigement dans les for& subalpines est

tel que de nombreuses plaques de neige persistent jusqu'a la fin du mois de iuin. Ces conditions favorisent le maintien de milieux ouverts d'Ctendue variable au sein des forets subalpines, ou la rCgCnCration des Cpinettes blanches est fort irrkguliere, sauf a l'occasion d'episodes climatiques plus clCments oil la neige disparait plus t6t au printemps (Morin 1981). Ces milieux ouverts peuvent parfois occuper de grandes surfaces et acquerir une flore et une vCgCtation distinctes de celles des forCts adja- centes; ils forment alors des prairies subalpines. Ces comku- nautCs vCgCtales constituent un Clement caractkristique de 1'Ctage subalpin oh la neige exerce un contrble climatique im- portant (Fonda et Bliss 1969; Kuramoto et Bliss 1970). Les prairies subalpines (fig. 3) sont en quelque sorte la contrepartie subalpine des combes a neige de la rCgion situCes principalement dans l'ttage alpin. Sur les versants en pentes faibles, des prairies subalpines se dCveloppent sur un sol bien drain6 et concrCtionnC. Le concrktionnement peut dCpasser 50 cm d'C- paisseur dans certains profils; une importante circulation d'eau au printemps, venant de la fonte des grandes congbres, pourrait favoriser la cimentation des particules minerales du sol par llintermCdiaire des colloi'des organiques et des sesquioxydes.

Par ailleurs, certains sols des prairies subalpines situes sur les versants 1Cgkrement inclinks Cvoluent sous des conditions de mauvais drainage. L'tchantillonnage d'un profil de sol d'une prairie subalpine humide, au pied du versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier, montre une accumulation de 40 cm de tourbe de graminCes et d'autres herbacees sur un solum podzolique presentant un concrktionnernent discontinu. Un iige I4C de 2250 2 70 ans (Qu-841) de la partie basale de l'horizon tourbeux a CtC obtenu: l'entourbement suggbre que le site a CtC affecte par un changement significatif des conditions d'humidi- tC et d'enneigement-dCneigement.

Exception faite des dCp6ts tourbeux des prairies subalpines, les tourbikres n'occupent pas de grandes surfaces au sein de 1'Ctage subalpin. Les tourbibes minerotrophes sont cependant frCquentes dans l'ensemble du territoire et leur Cpaisseur varie grandement. La partie basale d'une tourbikre a cypCracCes de 1 m d'tpaisseur, situCe au pied du versant nord-ouest du mont Comte, le long des berges du lac Tanguay, a donnC un iige de 4310 + 80 BP (Qu-813); les sCdiments organiques datCs par le I4C ont CtC CchantillonnCs sur 1 cm d'kpaisseur seulement, au contact du dCp6t mintral. Aucun signe-de pCdogenbse n'a CtC not6 dans ce dCp6t ma1 drainC, suggkrant que la tourbe a gagnC graduellement sur le lac.

MalgrC de nombreux sondages dans les tourbibes, aucune pr~sence de pergCliso1 n'a CtC dCcelCe dans l'ensemble de 1'Ctage subalpin. Cette situation pourrait Ctre due 1'Cpaisseur relativement grande du manteau de neige qui recouvre les sites subalpins chaque hiver; dans les for6tsouvertes et les milieux non forestiers, les accumulations de neige sont souvent supC- rieures a 2 m (Boudreau 198 1).

La rCgCnCration des forCts subalpines semble Ctre influencte principalement par le degrC d'ouverture du couvert arbores- La vegetation de I'etage alpin cent. Ce sont les chablis et la persistance du manteau de neige Subfossiles d'kpinettes blanches qui dCterminent dans une grande mesure l'ouverture des for&. La partie infkrieure de 1'Ctage alpin est composCe de krumm- Les chablis de 1'Ctage subalpin n'ont cependant pas I'importan- holz dlCpinettes blanches et noires et de sapins d'ktendue va- ce de ceux de 1'Ctage montagnard, ou l'on observe dans certai- riable qui constituent l'essentiel du sous-Ctage alpin infkrieur. nes for& de sapin une rCgCnCration par vagues, comme l'ont Ces krummholz prksentent gCnCralement une couverture ar-

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FIG. 4. 118ts de krummholz d'epinettes blanches au sein des champs de blocs du versant nord-ouest du mont Comte.

bustive dense. Au sein de ces formations, on retrouve a l'occasion des individus arborescents morts suggCrant que la crois- sance en hauteur Ctait meilleure a une Cpoque rkcente (moins de 200 BP). Dans l'ensemble cependant, les krummholz se carac- terisent par une hauteur relativement uniforme, qui ne depasse pas 4 m, relike a des conditions d'enneigement et d'exposition sCvkres.

Dans la partie supkrieure du sous-Ctage alpin arbustif, au contact de la toundra herbacee. les krummholz d'kpinettes blanches et de sapins presentent une distribution de plus en plus disjointe, souvent sous forme d'ilots. 11s forment des commu- nautCs distinctes qui contrastent fortement avec celles des sites adjacents generalement dominks par des lichens et des cypera- ekes (champs de blocs, trainees minerales, etc.). Ces krummholz constituent bien souvent des enclaves au sein des grands

champs de blocs qui revktent les versants des monts Jacques- Cartier et Comte (fig. 4). Ces communautes arbustives forte- rnent exposees au vent et a la neige subissent les plus grandes contraintes climatiques. 11 n'est donc pas Ctonnant de re- trouver sur leurs pourtours de nombreux subfossiles d'kpinettes blanches, delimitant l'ancienne aire d'occupation des krummholz (fig. 5). Un Cchantillonnage de nombreux subfossiles, base sur leurs caracteres morphologiques (taille et forme) et leur situation Ccologique, indique que ces epinettes sont mortes recemment (tableau 2). Le plus vieux subfossile de surface, situC sur des blocs d'une trainee minerale, est date a 230 -C

90 BP. La plupart des subfossiles dates par le radiocarbone ont donne un Age modeme, que l'on interprkte comme Ctant plus jeune que 200 BP (L. Barette, communication personnelle). Ces resultats suggerent que la dCcomposition des subfossiles de

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Frc. 5. Subfossiles d'kpinettes blanches situks dans l'etage alpin sup6rieur (toundra herbacke) dklimitant une ancienne extension de la ceinture de krummholz. Versant nord-ouest du mont de la Passe.

TABLEAU 2. Age I4C des subfossiles d'kpinettes blanches de la rkgion des monts McGerrigle

N" du labo- Age I4c

No de terrain ratoire (ans) Remarques

JC- 1 Qu- 1002 230k 90 Sur jeune trainee minkrale, versant nord-ouest, mont de la Passe JC-2 Qu- 1003 Moderne Sur jeune trainee minkrale, versant nord-ouest, mont de la Passe JC-3 Qu- 1004 Moderne Sur jeune trainee minerale, versant nord-ouest, mont de la Passe JC-4 Qu- 1005 Moderne Partie supkrieure d'un arbre situk dans un krummholz entre les monts Jacques-Cartier

et de la Passe JC-5 Qu- 1006 180+ 80 Sur blocs, rebord de sol strik, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-6 Qu- 1007 Moderne Proximitt d'un krummholz, flanc nord-ouest du Pic des 0 s perdus JC-10 Qu- 1008 Moderne Proximitk d'un krummholz, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-11 Qu-990 Moderne Rebord de trainee minerale, versant nord-ouest, mont Jacques-Cartier JC-12 Qu-99 1 Moderne Terminus d'un lobe de gklifluxion, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-13 Qu-992 Moderne Lobe de gklifluxion, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC- 15 Qu-993 Moderne Lobe de gklifluxion, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC- 16 Qu-994 Moderne Lobe de gelifluxion, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC- 19 Qu-995 Moderne Rebord de trainke minkrale, versant nord-ouest, mont Jacques-Cartier JC-20 Qu-996 Moderne Rebord de formation de Carex bigelowii, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-2 1 Qu-997 20? 70 Champ de blocs, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-22 Qu-998 Moderne Champ de blocs, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-23 Qu-999 70k 70 Champ de blocs, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-27 Qu- 1000 Moderne Sur trainke minkrale, krummholz, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier JC-28 Qu- 145 1420" 150 Lobe de gklifluxion, enfoui, versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier

surface se fait rapidement dans cette rCgion, probablement en raison d'une forte humidit6 atmosphtrique et de la position couchCe des sptcimens dans les sites inventoriks. I1 semble qu'au cours des 200 derni2res annees BP ces ilots de krummholz aient connu une importante rkgression, de plusieurs dizaines dq mktres de rayon dans certains cas. Ces subfossiles se localisent principalement le long des trainCes minCrales, ainsi qu'a cat6 de certains champs de blocs. Par ailleurs, un subfossile d'Cpinette blanche enfoui par gtlifluxion a pu Ctre dCgagC d'une trainee minCrale situCe a une plus haute altitude dans la toundra herbade; ce spCcimen a donnC un 2ge de 1420 ? 150 BP (tableau 2). Une recherche plus intensive dans ce type de milieu permettrait peut-&tre de localiser d'autres sptcimens semblables. La prksence de ce subfossile indique une rCgres-

sion au moins locale des krummholz autour de 1400 BP, par l'activitt ptriglaciaire, dans un milieu actuellement dominC par la toundra herbacCe (alpin supCrieur).

De'gradation des krummholz sous l'influence ptriglaciaire S'il existe de nombreux subfossiles d'epinettes blanches au-

tour des krummholz situCs au contact de la toundra herbacte, on en retrouve encore davantage au sein m&me de ces formations. Les Cpinettes blanches et les sapins se prCsentent en clones constituCs de plusieurs marcottes de taille variable. Les plus vieux individus vivants atteignent environ 250 ans, malgrt une taille rCduite (tableau 3); les sapins sont gtntralement plus petits et plus jeunes. On ne denombre qu'un nombre tr2s faible de plantules d'kpinettes.

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TABLEAU 3. Age, diamktre et hauteur des plus gros conifkres de 1'Ctage alpin: monts McGerrigle

DHP DHB Hauteur Age chanti ill on (cm) (cm) (m) (ans)

I (EB) 1 1 (EB) 12 (EB) 13 (EB) 14 (EB) 15 (EB) 16 (EB) 17 (EB) 18 (EB) 19 (EB) 20 (EB) 21 (EB) 25 (EB) 28 (EB) 29 (EB) 30 (EB) 22 (S) 27 (s)

NOTES: DHP = diametre 2 hauteur de poitrine; DHB = diametre a la base du tronc; EB = tpinette blanche; S = sapin.

La mort de nombreuses Cpinettes arbustives semble &tre relike a I'activitC periglaciaire. Ces Cpinettes mortes se situent gCnCralement dans le voisinage de trainCes minCrales et de lobes de gClifluxion. Leur position sur les trainees minCrales est identique a celle des individus vivants et indique que les krummholz ont envahi a une certaine Cpoque 1Es trainCes minerales. Cependant, il semble qu'actuellement, ou rCcemment, ces traintes soient rCactivCes, si l'on en juge par la remontCe des cailloux et des blocs 21 la surface du sol. Le soulevement des cailloux et des blocs provoque le dkchaussement des Cpinettes et le bri des marcottes (branches) et des racines. L'absence de lichens crustaces sur plusieurs cailloux et blocs, de m&me que les petites dCchirures du tapis vCgCtal constituent autant de signes que les processus ~Criglaciaires sont actifs a l'heure actuelle dans certains sites et que les trainees mintrales et les champs de blocs, naguere enfouis sous la vegetation, kappa- raissent en surface aux dCpens des krummholz. Sur le versant nord-ouest du mont de la Passe, de nombreuses trainCes minerales sont actuellement en formation et se dCveloppent aux dCpens des krummholz d'Cpinettes blanches. Ces trainees sont de faible dimension et ne prksentent pas encore un triage poussC des matCriaux. On observe, en effet, une segregation de cailloux CmoussCs vers la surface, entrem61Cs de matCriaux fins. Ces trainees minerales sont probablement en formation depuis quelques centaines d'annCes; on y retrouve un subfossile d'epinette blanche datC 230 + 90 BP (tableau 2).

Les dep6ts meubles et les formes periglaciaires Gray et Brown (1979) Cvaluent a environ 3 m l'epaisseur des

dCp6ts meubles sur le sommet du mont Jacques-Cartier, en se basant sur l'examen d'un trou de forage. Dans certains sites, 1'Cpaisseur des dtp6ts meubles est supCrieure a 4 m (voir plus loin). L'abondance des blocs qui affleurent a la surface de la toundra alpine a amen6 rkcemment certains chercheurs a les dCcrire comme des felsenmeers (Lebuis et David 1977), ou des mountain-top detritus (Ives 1978). AjoutCs 2 l'absence de signes Cvidents d'une influence glaciaire, les felsenmeers ont

Ctt hypothCtiquement assignCs par Gray et Bourduas (1978) un till ancien mis en place avant le Wisconsin superieur.

Transect nord-ouest-sud-est du mont Jacques-Cartier Le long d'un transect nord-ouest-sud-est du mont Jacques-

Cartier (fig. 6), on note que les dCp6ts meubles sont reliCs, par leur morphologie de surface, 2i des formations pkriglaciaires. On observe en effet. allant du sommet vers les versants, la succession suivante: des polygones avec triage, des trainees rninCrales, des lobes de gtlifluxion a bourrelets terreux (turf- banked lobes) et a bourrelets pierreux (stone-banked lobes), des champs de blocs pkriglaciaires associes a la coalescence de trainCes minCrales et de lobes de gtlifluxion et, finalement, des complexes de lobes de gelifluxion retrouvCs dans les grandes dCpressions de combes a neige. Vues en coupe, ces formes resultent d'un triage vertical et d'un entrainement le long de la pente, amor~ts en prksence de pergCliso1 et favorisCs par de frCquents cycles de gel-dCgel.

Versant nord-ouest Les coupes pratiquCes le long du transect montrent une

mosalque de sols non perturbCs et de formations pkriglaciaires. La surface occupee par les sols non pkriglaciaires est infkrieure 2 10% dans la toundra alpine du mont Jacclues-Cartier. Les sols non perturbCs se retrouvent notamment a I'intCrieur et a proxi- mitC des krummholz et sous certaines prairies Carex bigelowii et prksentent un dCveloppement pCdogCnCtique correspondant aux podzols ferro-humiques et humo-ferriques (fig. 6, profils 2 et 3; tableau 4). Dans le profil 2, la matikre organique prCsente dans l'horizon B donne un 2ge I4C de 1140 k 90 BP (Qu-864); par ailleurs, un Age de 8640 * 410 BP (1-1 1350) a CtC obtenu a partir de la matikre organique contenue dans l'horizon C. A quelques mktres de distance de ce profil podzolique, on observe un sol semblable a ce dernier. sauf dans sa partie supCrieure ou une couche de cailloux subanguleux d'environ 20 cm d'Cpais- seur sCpare les horizons du solum. Des poches d'horizons Ae et B se retrouvent a I'intCrieur et de Dart et d'autre de la couche de cailloux. Cette dernikre prtsente un faible triage vertical; il semble que cette couche ait glisst sur la matrice du sol. Cette trainCe minCrale enfouie par la vCgCtation s'est formCe avant la pCriode de pCdogenkse qui a donne lieu au dCveloppement d'un podzol. L'2ge apparent de la matikre organique de l'horizon B de ce sol est de 1180 2 90 BP (Qu-863). La similitude des dates I4C de la matikre organique des horizons B des profils 2 et 3 indique que ces deux sols sont contemporains. Malgrt la prCsence d'une couche de cailloux pres de la surface du sol, le profil podzolique s'est developpe normalement.

A proximitt des profils prCcCdents, a I'intCrieur du krummholz, une trainCe minCrale jonchCe de subfossiles d'kpinettes blanches (fig. 6, profil4; fig. 7) a CtC dCgagCe. Le manteau de cailloux et de blocs arrondis et tries (les plus gros en surface et les plus petits en profondeur) de 110 cm d'kpaisseur surplombe des horizons minCraux a matrice hCtCrogkne; les cailloux et les blocs de cette matrice sont subanguleux 1Cgerement CmoussCs et presentent une apparence fraiche. Un profil de sol s'est dCveloppC aux dCpens du manteau pierreux. Lors de la formation de la trainCe minkrale, les cailloux et les blocs ont CtC poussts vers la surface et les matkriaux fins ont Ctt graduellement enfouis; au cours du triage, des poches de matkriaux fins ont CtC piCgCes entre certains cailloux et blocs. Les poches situCes prks de la surface ont CtC soumises aux processus pCdo- gCnCtiques et des enclaves d'horizons Ae et B ont pu ainsi se former MalgrC 1'Cpaisseur du manteau pierreux, un profil podzolique s'est dCveloppC. Sous 110 cm de cailloux et de blocs,

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PAYETTE ET BOUDREAU 327

un horizon B riche en matiere organique a t t t datt a 2510 k 80 BP (Qu-880), indiquant un Age apparent deux fois plus elevt que celui des profils prtctdents.

Une coupe effectute dans un champ de blocs, a proximitt des profils dtcrits plus haut, montre la m&me morphologie, suggtrant qu'il a tte form6 par triage vertical des mattriaux et par entrainement le long de la pente (fig. 6, profil 1). Ce champ de blocs Cmoussts est reprtsentatif des versants du mont Jacques-Cartier et se situe au bas des trainees mintrales. Les champs de blocs localisent ainsi les sites de coalescence des traintes mintrales et des lobes de gtlifluxion a bourrelets pierreux. La partie suptrieure de ce champ de blocs montre les restes de lobes de gtlifluxion d'activitt rtcente (fig. 8). Ces lobes proviennent d'une section du krummholz ou les mattriaux fins ont directement flu6 sur le manteau de blocs. Des coultes de mattriel fin ont aussi t t t observtes ailleurs dans un site semblable au cours de l'annee 1973 (Boudreau 1981).

Sommet En progressant vers le sommet du mont Jacques-Cartier, on

remarque une prtpondtrance des traintes mintrales sur les pentes superieures 2 environ 3-4" et de sols polygonaux sur les surfaces planes. Les coupes effectutes dans ces milieux montrent que les profils non dtrangts sont plut8t rares. La vrtsence de voch;s d'horizons H, ~e et B dans les cellules polygonales, ou sur leurs c6tts, ou encore sous les traintes mintrales, confirment l'existence a une certaine tpoque de profils brunisoliques ou podzoliques associts a des p&iodes de ptdogenbse stables (fig. 6, profils 5 et 6). Par ailleurs, les rtgosols cryiques de nombreuses cellules polygonales sou- lignent que la matrice mintrale est constamment perturbte. L'activitt ptriglaciaire, a l'origine des polygones et des traintes mintrales, serait gtntralement anttrieure au dtveloppement ptdogtnttique; la formation de plusieurs profils de sol dans les~cellules polygonales et entre les traintes se serait faite par aprks; leur dtgradation pourrait rtsulter d'une reprise d'activitt ptriglaciaire dans ces sites. C'est dans de tels milieux qu'un bout de bois, de plusieurs dizaines de centimetres de longueur, datt a 1420 + 150 BP, a t t t dtgagt d'un lobe de gtlifluxion associt a des traintes mintrales.

L'excavation des profils, sur le sommet du mont Jacques- Cartier, n'a pu dtpasser 2 m de profondeur, a cause de la prtsence de mattriel thixotropique, indiquant la proximitt de la table du pergtlisol (dtbut septembre 1978). Gray et Brown (1979) ont estimt que le perg~lisol atteint une tpaisseur ap- proximative de 45-60 m au mont Jacques-Cartier. 11s ont fix6 la limite altitudinale inftrieure du pergtlisol dans les Chic-Chocs et dans les monts McGemgle a 1000-1 100 m d'altitude.

Versant sud-est Le versant sud-est du mont Jacques-Cartier montre la m&me

succession de formations piriglaciaires que sur le versant nord- ouest (fig. 6, profils 6, 7 et 8; fig. 9). Du haut au bas du versant, le manteau de blocs s'agrandit et s'tpaissit, pour enfin disparaitre dans la partie inftrieure, au pied d'une grande combe 2 neige. Dans le haut du versant, les traintes mintrales sont compostes de blocs plats et disposts sur la tranche et renferment des poches d'horizons B et H (fig. 6, profil 6). Les traintes mintrales aboutissent a de grands champs de blocs prtsentant une morphologie semblable a celle des formations du versant nord-ouest. Un horizon B situt sous 130 cm de blocs et de cailloux trits a donnt un bge I4C de 2150 + 190 ans (1-1 1256). Les cailloux et les blocs emballts dans la matrice

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FIG. 7. Subfossiles d3Cpinettes blanches sur trainte mintrale au sein d'un krummholz du versant nord-ouest du mont Jacques-Cartier. A une certaine Cpoque, la trainCe minCrale Ctait enfouie sous les Cpinettes; la reprise ptriglaciaire rtcente cause la mort de plusieurs tpinettes et I'ouverture graduelle du krummholz.

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LOAM SABLEUX PIERREUX ,,I

@' ', ALTITUDE : 1210m '1 '+.

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0 50 I00 150 200 250 DISTANCE ( em

FIG. 8. GClifluxion de la partie superficielle d'un sol sous krummholz le long du transect nord-ouest-sud-est du mont Jacques-Cartier.

minerale sous le manteau pierreux sont subanguleux a legere- de la grande combe B neige du mont Jacques-Cartier, le termi- ment arrondis et prksentent une apparence fraiche (fig. 6, profil nus d'un champ de blocs presente un revCtement de blocs et de 7; tableau 5). cailloux arrondis de 180 cm d'epaisseur (fig. 10). Sous le

Dans les sites enneigks ou l'on retrouve des champs de blocs manteau pierreux, le materiel minkral est tres httkrogene et et des trainees minerales, notamment dans la partie supkrieure renferme des blocs et des cailloux tres alttres. La partie exteme

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FIG. 9. Grande combe h neige du versant sud-est du mont Jacques-Cartier. En rernontant le versant, on distingue les champs de blocs, les lobes de gklifluxion a bourrelets pierreux, ainsi que les trainkes minkrales. La coupe de la figure 6 se situe dans la partie infkrieure de la photo.

des blocs prksente une aurCole dlaltCration blanchkre et fria- ble. La morphologie du champ de blocs indique un glissement des pierres sur un dCp6t altCrC ancien.

La partie infkrieure du champ de blocs, au contact d'un complexe de lobes de gilifluxion, a l'allure d'une traPnCe minkrale; elle se presente comme un manteau de blocs et de cailloux arrondis de 35 cm d'Cpaisseur qui a vraisemblablement glisse sur le dCp6t altCrC (fig. 6, profil8; tableau 5). En dessous, deux horizons pCdologiques superposCs ont donnC respectivement des iges I4C de 1655 + 80 ans (1-1 1257) (haut) et de 3030 k 100 ans (1-1 1258) (bas). Le dCp6t basal hCtCromCtrique (diamicton) tranche avec ceux que l'on retrouve dans les sites plus ClevCs des versants du mont Jacques-Cartier.

Combe a neige Le bas du versant se termine par une vaste combe 5 neige.

Une tranchCe de 10 m de longueur et de 4 m de profondeur a CtC pratiquCe dans les dCp6ts meubles, en vue de connaitre plus prkcidment la nature et l'importance de la gklifluxion dans la combe a neige. On retrouve sur la figure 11 un schtma des lobes associCs B la gklifluxion, ainsi que les Ages I4C des Cchan- tillons organiques. La gClifluxion, engendree par l'excks d'hu- midit6 des matkriaux de surface suite a la fonte de la neige, semble &tre active depuis plusieurs millknaires.

On y observe une strie de lobes superposes et les Ages I4C des horizons organiques enfouis suggkrent trois pCriodes d'ac- tivitC $riglaciaire. Une premiere pCriode d' Age inconnu, mais vraisemblablement contemporaine de la deglaciation du site, a CtC marquCe par l'enfouissement d'une partie de la surface du diamicton alttrC. L'extension de ce lobe sur la surface altCrCe correspond B un peu plus de la moitiC de la longueur de la tranchCe. L'absence d'oxydation des matCriaux de la partie sommitale du diamicton altCrC indique qu'il n'a pas CtC expos6 ii l'air libre pendant longtemps, c'est-a-dire entre le moment de la dCglaciation du site et celui de son enfouissement par le lobe de gklifluxion. De plus, l'absence d'humus au contact du lobe et du matkriel altCrC souligne que la gClifluxion s'est rCalisC dans un milieu dCpourvu de vCgCtation. Ce lobe est consituC de

mattriaux provenant du diamicton altCr6 situC ii I'amont, non loin du profil 8 (fig. 6) et les cailloux sont majoritairement subanguleux. Par ailleurs, il n'existe pas de signes d'une forte pCclogen2se des matCriaux de ce lobe.

Une deuxieme periode de gelifluxion a CtC enregistree apres ca. 5200 BP (datation I4C du carbone total de l'horizon enfoui: 5190 + 140 BP, 1-1 1259). Cette datation constitue un 2ge minimum pour la pCriode de gklifluxion, puisque l'echantillon n'a pu &tre dCbarrassC des acides humiques. I1 est possible que la matikre organique datCe puisse provenir d'un mClange d'horizons de surface, mintraux et organiques, impliquant qu'h cette Cpoque une partie de la matikre organique Ctait plus vieille que celle retrouvCe en surface lors de l'enfouissement. Cette condition n'a pu &tre vCrifiCe sur le terrain, d'autant plus que les sCdiments du vieux lobe enfoui ne montrent pas de signes Cvidents de pCdogenbse. Entre le terminus du plus vieux lobe, situC au metre 5 (fig. 11) et les terminus des lobes plus rCcents, situCs entre les mktres 8 et 9, la partie sommitale du diamicton altCrC est 16gerement oxydCe, mais ne montre aucun horizon ptdogCnktique. Cette situation contraste fortement avec celle des metres 9 et 10 ou s'est dtveloppC un podzol humo-ferrique (tableau 4) en l'absence d'enfouissement. En se reftirant aux 2ges I4C obtenus dans cette section de la tranchCe, on peut supposer que cette surface fut exposCe a l'air libre pendant un certain temps entre la dkglaciation du site et 5200 BP puis entre ca. 5200 et 3600-3300 BP (cf. 3610 + 100, Qu-881; 3470 4 100, Qu-882; 3340 + 90, Qu-883).

La pCriode de gelifluxion la plus rCcente est aussi la plus active et s'est CchelonnCe entre ca. 3600 BP et aujourd'hui. La gklifluxion apparait apres 3470 et 3340 BP, 2500 BP (datation de 2520 k 80 BP, Qu-867 et de 2440 -+ 90 BP, Qu-865), 2100 BP (2150 + 80 BP, 1-11260), 1850 BP (1860 + 70 BP, Qu-868), 1500 BP (1490 k 70 BP, Qu-866) et, finalement, aprks 650 BP (670 + 100 BP, Qu-869). La partie sommitale du diamicton altCrC prksente des marques de plissements, probablement associCes au mouvement de la masse gtlifluidale qui la surplombe; ces plissements s'ajoutent des enfouissements d'humus datC a 2150 k 80 BP. Les cailloux retrouvCs dans les

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FIG. 10. Terminus d'un champ de blocs de 180 cm d'kpaisseur sur E u E * E le versant sud-est du mont Jacques-Cartier. Les cailloux et les blocs

2 " g E N 0 * c,

arrondis prksentent un triage vcrtical et reposent sur un diamicton gf K G

3 N constituk de blocs intensement altkrks. Ce sitc est le profil 10.

x g x E 0 - -3 : $ : E =

.-- ". G. ; z lobes form& apres 3600 BP sont plus emousses que ceux du 3 PP; 3 plus vieux lobe de gelifluxion. Au-dela du metre 0, on observe r ' X - X % une concentration de cailloux arrondis vers la surface, qui : 5: "4 , E G .J g correspondent a la partie aval de la trainee minerale dkcrite $2 . preckdemment (fig. 6, profil 8).

Discussion -. - ; w i 3 - 5 "

- ; ; :; Dkglociotion de certoins sites du mont Jacques-Cartier

2 m . ~ % g E Les hauts sommets de la Gaspesie ont CtC considCrCs depuis .a ,> 2 2 - = G - Z,ex 2 4 longtemps comme des nunataks au cours du dernier maximum

$2 glaciaire. Depuis Richardson (1858) et Bell (1863), plusieurs 5 =

, E , g auteurs ont estimC que ces regions furent libres de glace 2 cette u ,m 3 'Z

epoque, en raison de l'absence de signes du passage du glacier - - q 3 ,s .?

, - g.i$% - - (Coleman 1922; Lebuis et David 1977; Ives 1978). Flint et al . .. .- 2 2 -7 7 c " (1942), McGerrigle (1952) et Flint (1971) ont avancC sans 3 s - 5 2 5 7. . , preuves serieuses que ces hauts sommets avaient ete entikre-

, . ment recouverts par l'inlandsis. " g 2 s z L - $ -2 ,5 .: .- .. Compte tenu de la stratigraphie des dCp6ts du versant sud-est

* 2 7 2 - w 5% &,% 2 du mont Jacques-Cartier, il semble evident que certains sites .o = - - tkmoignent d'une dtglaciation d'ige inconnu, mais se situant .22 =E $ F - e , = " 3 - . J2 E vraisemblablement entre le Tardiglaciaire et le milieu de 1'Ho- - L , 5 ' - 2 5 c - locene. Si I'on considere, en effet, le diamicton sur lequel m 5 * z . y 5 u=,=-. " - = -.I 3 5 reposent tous les lobes de gelifluxion du metre 0 au metre 10 - $2 , (fig. 1 I), on note une relation entre 1'Cpoque de mise en place

7 .

des lobes et la pedogenese du diamicton. La ou le diamicton est expose a l'air libre, on observe la presence d'un podzol (tableau 4). La partie superieure du diamicton est oxydCe entre le termi-

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nus du plus vieux lobe (au mbtre 5) et celui des plus jeunes; le diamicton ne prbente aucun signe d'oxydation entre les mbtres 0 et 5, justement sous le plus vieux lobe mis en place dbs la dtglaciation du site. En se rCfCrant aux dges I4C disponibles et a 1'Ctat d'oxydation du diamicton, on peut penser que la dCgla- ciation a CtC suivie de ptriodes nivales plus ou moins longues. En se basant sur les donntes du present travail, les champs de blocs et les traintes mintrales se sont formts dans la plupart des cas aprbs la dkglaciation, au Tardiglaciaire ou au debut de 1'Holocbne. Cette interprktation vaut aussi pour les mCmes formes retrouvtes sur le versant sud-est. Des plaques de neige persistantes ou de petits nCvts auraient pu se maintenir dans ce milieu pendant une partie de l'Holocbne, limitant le dtveloppement pCdogCnttique du diamicton alttrt entre les mbtres 5 et 8. Des ttudes dCtaillCes sont ntcessaires pour clarifier ce pro- blbme de dtglaciation, et Cventuellement de dtnivation, de ce secteur du mont Jacques-Cartier. A cet effet, Labelle et Richard (1981) rapportent une datation de 7240 2 300 BP B la base de stdiments organiques du lac du Diable (mont Albert, massif des Chic-Chocs) qui pourrait indiquer selon C. Labelle (communication personnelle) une dtglaciation tardive de cette section des hautes terres gaspbiennes.

lholution postglaciaire des hauts sommets En raison de l'absence de sites propices B l'ttude des macro-

rest'es (tourbibres et lacs), il est difficile de prkciser l'tvolution des hauts sommets des monts McGerrigle pendant 1'Holocbne. Spear (1981) a pu rkaliser rtcemment ce genre d'analyse au mont Washington, dans les White Mountains du New Hampshire. Cet auteur signale que l'tpinette noire sous forme arbustive (krummholz) ttait prtsente au Lake of the Clouds, situt environ 370 m plus bas que le sommet du mont Washing- ton (1917 m), entre 10 300 et 9000 BP. Ce site fait actuellement partie de l'ttage alpin; les krummholz de sapin occupaient une plus grande surface dans cette rtgion entre 9000 et 5000 BP. I1 semble que la limite des arbres Ctait plus ClevCe a cette tpoque (il n'est pas dit comment l'auteur a pu distinguer dans ses analyses les krummholz des arbres). Aprbs 5000 BP, Spear (1981) note que le pourcentage pollinique des plantes indicatrices de conditions alpines augmente et que le nombre de macrorestes de sapin diminue. De plus, il estime n'avoir trouvt aucune evidence de reprise d'activitt ptriglaciaire dans 1'Ctage alpin au cours des derniers 2000-3000 ans. Les spectres polliniques ne montrent aucune augmentation de l'importance des plantes indicatrices des perturbations pkriglaciaires. Les rtsultats de Spear (1981) complbtent ceux de Davis et al. (1980) a l'effet que l'optimum climatique (Hypsithermal) en Nouvelle- Angleterre a durC environ 4000 ans, entre 9000 et 5000 BP.

Les conditions Ccologiques caractkrisant le mont Washington s'apparentent dans une bonne mesure 5 celles que l'on observe sur le massif des monts McGerrigle. En plus de plusieurs communautts vCgCtales qui se ressemblent (Bliss 1963, 1969; Boudreau 198 I), on remarque la prtsence de formations pkriglaciaires similaires (Antevs 1932; Harries 1966; Goldthwait 1976). L'ensemble des formes ptriglaciaires (polygones, lobes, trainees, etc.) du Presidential Range est con- sidtrt comme relique par Goldthwait (1976). Selon cet auteur, ces formes se seraient dtveloppees entre 15 000 et 9000 BP, au Tardiglaciaire, alors que les hauts sommets Ctaient des nunataks; de plus, elles auraient CtC tventuellement rkactivtes pendant le NCoglaciaire, entre 3000 et 300 BP.

Formes ptriglaciaires et sols Une stquence d'CvCnements similaires semble s'Ctre mani-

festee dans la rtgion des monts McGerrigle. Aprbs la dkglacia-

tion des hauts sommets, probablement au Tardiglaciaire ou au debut de l'Holocbne, un climat pkriglaciaire intense a favorist la formation des polygones, des traintes mintrales, des lobes B bourrelets pierreux et terreux et des champs de blocs. Au cours du dtveloppement de ces formes, un triage vertical des matkriaux a Ctt rtalisC, vraisemblablement selon les modalitts dtcrites par Corte (1966) et Washburn (1973). Alors que les cailloux et les blocs ont tendance i se concentrer h la surface et dans la partie suptrieure du profil, les mattriaux plus fins migrent en profondeur. Le triage n'est cependant pas complet, de telle sorte que des poches de matkriaux fins restent piCgCes entre les cailloux et les blocs. Pendant et aprbs le triage vertical, une descente des mattriaux le long de la pente s'effectue (Benedict 1976). Au cours de l'Holocbne, ces formes sont devenues reliques en raison du rtchauffement du climat. Une ptriode de ptdogenbse des diamictons des hauts sommets a suivi. Cette ptriode date au moins du dtbut de l'Holockne, si l'on se rtfkre 21 l'bge I4C de la matibre organique de l'horizon C d'un podzol alpin (fig. 6; tableau 4).

A cause des problbmes inhtrents ii la datation de l'humus des horizons ptdologiques (Geyh et al. 197 1 ; Scharpenseel 197 1 ; Brown et Martel 1981), il est impossible d'obtenir des Ages absolus. Ces donntes permettent tout de mCme d'obtenir un ordre de grandeur sur l'dge des phtnombnes et de comparer la vitesse de remplacement de l'humus selon les milieux. L'bge apparent de la partie supCrieure de l'horizon B du podzol du profil 2 (fig. 6) de 1140 ? 90 BP se compare tres bien avec celui de 1180 k 90 BP obtenu dans un profil situt a proximite (fig. 6, profil 3) ou l'on observe une couche de cailloux relite 21 une trainee mintrale. Ces dges I4C montrent que les deux profils ont des temps de rtsidence de la matibre organique semblables et indiquent que le sol du profil3 a pu se dtvelopper en podzol malgre la prtsence d'une couche de cailloux en surface. Ces rtsultats prouvent aussi que les cailloux ont CtC mis en place avant la ptdogenbse et que la trainee mintrale 2 l'origine de cette couche est a 1'Ctat fossile.

Tous les autres profils de sols Ctudits le long du transect ont suivi la mCme trame de dCveloppement. MalgrC une tpaisseur de cailloux et de blocs dCpassant 1 m, des sols se sont formts dbs la fin de la ptriode pkriglaciaire responsable de la formation des champs de blocs et des traintes mintrales. Dans le profil4 (fig. 6), les poches de Ae et de B, dans la partie supCrieure du manteau pierreux, sont relites a une ptdogenbse holocbne et contemporaine; ces horizons se sont dtveloppts a partir des mattriaux fins pitgts dans le dtpBt de blocs. L'dge I4C plus Clevt de l'humus de l'horizon situt sous le manteau pierreux (25 10 2 80 BP) est une indication d'un temps de rtsidence de la matibre organique plus long que dans le cas des profils prCcCdents. Malgre l'tpaisseur de manteau pierreux, un profil de sol s'est dtveloppe probablement depuis le dCbut de 1'Holocbne; l'abondance des mtats a travers le manteau de blocs a certes favorist les processus podzoliques. Un temps de rtsidence de l'humus du mCme ordre est observC dansale profil 7 (fig. 6) dtveloppt dans un champ de blocs. On constate donc qu'une couche de cailloux et de blocs de quelques dizaines B une centaine de centimbtres d'tpaisseur la surface n'entrave pas le dtveloppement du sol et le recyclage de l'humus. Enfin, le temps de rtsidence de l'humus dans le sol de la combe h neige (fig. 6, profil 8) peut Ctre une indication d'un milieu a potentiel biologique plus faible que chez les krummholz (fig. 6, profils 2 et 3).

Ptriodes de gtlifluxion Les autres donntes disponibles pour reconstituer 1'Cvolu-

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tion des hauts sommets correspondent essentiellement ?I la deuxibme moitit de l'Holockne, aprbs la ptriode hypsither- male. En effet, c'est aprbs ca. 5200 BP que les manifestations climatiques vers un refroidissement apparaissent de fagon claire. D'aprks les analyses polliniques et de macrofossiles de Labelle et Richard (1983), 1'Optimum climatique de la rCgion sise entre le massif des monts McGerrigle et la mer, vers le village de Mont-Saint-Pierre, a dure environ 2000 ans, entre 7000 et 5000 BP. C'est aprbs cet Optimum climatique que l'on enregistre au mont Jacques-Cartier plusieurs pCriodes de gelifluxion associkes a un climat froid et humide, soit aprbs ca. 5200, 3470-3340, 2500, 2100, 1860 et 1490 et, finalement, 650 BP. La plupart des travaux se rapportant a la dynamique des lobes de gelifluxion indiquent des mouvements gCliflui- daux arnorces dans plusieurs regions froides aprbs 3000 BP (Benedict 1970, 1976; Price 1974; Worsley et Harris 1974; Alexander et Price 1980; Payette et Lajeunesse 1980), moins frkquemment avant 3000 BP (Ellis 1979; Filion et Payette 1982). Les pCriodes de gClifluxion enregistrkes au mont Jacques-Cartier sont associkes 2 des refroidissements climatiques, sans Ctre forctment reliees au developpement du pergeli- sol. Ces ptriodes ont CtC identifiCes ailleurs au QuCbec dans les ttudes de dynamique holocene de la limite des arbres (Gagnon et Payette 1981), des systbmes Coliens (Filion 1983) et des combes B neige (Payette et Lajeunesse 1980).

Evolution du couvert congkrien La plupart des profils de sols pierreux examints le long du

transect du mont Jacques-Cartier (fig. 6) suggerent une stabilitk du substrat depuis plusieurs millenaires. D'aprks les observations de terrain, il est evident que les conifbres ont envahi les

I formations periglaciaires au cours de 1'Holocbne. L'importance du phknombne ne peut Ctre mesurC pour le moment. Au-dela du sous-Ctage alpin infkrieur dominC par des krummholz denses, les Cpinettes blanches et les sapins arbustifs pr6- sentent une distribution disjointe; ils forment soit de petits ilots immergCs dans des champs de blocs et les trainees minkrales,

I soit des krummholz au contact de la toundra herbacte. On retrouve parfois des Cpinettes blanches arbustives isolees dans le sous-Ctage alpin supkrieur qui sont peut-Ctre le resultat d'une dispersion par graines comme l'a rCcemment demontrk Marr (1977), ou encore les restes d'un krummholz jadis plus Ctendu. Autour et 21 I'intCrieur de ces krummholz de position marginale, on dCnombre plusieurs subfossiles d'hge rCcent (tableau 2) dont la mort est reliCe a une reprise de I'activitC pkriglaciaire, suggtrant que ces formations Ctaient nagube plus denses et plus ttendues. Cette activitk pkriglaciaire nkoglaciaire date au moins de 1400 BP (tableau 2) et les derniers sibcles ont Ctt tCmoins d'une rkgression des krummholz non seulement dans des sites occupCs par des trainCes minerales fossiles, mais aussi dans des milieux oil se foment actuellement de nouvelles trainCes minCrales a partir de sols podzoliques.

Au mont Washington, Griggs (1942, 1946) s'est bask sur la prksence de subfossiles arborescents retrouvts dans des krummholz pour affirmer que la limite des arbres est en rCgres- sion. Au mont Jacques-Cartier, un seul subfossile arborescent d'hge moderne a CtC trouvk dans un krummholz du sous-Ctage alpin infkrieur. Sur cette seule donnee, on ne peut pas affirmer que la limite des arbres ait baisse rCcemment de manibre signi- ficative. A cet egard, on ne possbde pas encore de donnCes prkcises sur d'Cventuels dkplacements en altitude de la limite des arbres. Cependant, des tendances marquees vers un climat plus froid et plus humide se sont fait sentir vers 2200 BP dans 1'Ctage subalpin, causant une ouverture graduelle du couvert

forestier et l'apparition des prairies subalpines. Tel qu'on le connait actuellement, le paysage subalpin des monts McGerrigle existe au moins depuis 2200 BP (fig. 3).

Labelle et Richard (1981) estiment qu'une pCriode de vCgC- tation forestibre plus dense se serait manifestee aux environs du lac Cat6 entre 7500 et 3500 BP. Selon C. Labelle (communication personnelle), le diagramme pollinique de ce site suggbre qu'une couverture forestibe Ctait d6jA prisente dans la region vers 9800 BP. Si le manque de donnCes polliniques (contrdle chronologique et influx) et macrofossiles (subfossiles arborescents) n'autorise pas la reconstitution des changements de position de la limite des arbres dans la region, on peut cependant affirmer que le couvert coniferien de l'etage alpin a rkgresst depuis les demiers millhaires en raison d7activitCs pCri- glaciaires intenses. En assumant que la limite inftrieure et la limite sup6rieure des ilots de krummholz circonscrivent 1'Cten- due minimale de l'ancienne ceinture de krummholz denses, on peut estimer a environ 50 m le dkplacement respectif minimal vers le bas des versants des ceintures alpine et subalpine au cours des derniers millknaires. Le paysage d'une partie au moins des hauts sommets des monts McGerrigle devait ressem- bler celui de certains sommets moins ClevCs des Chic-Chocs oh les krummholz dominent a l'heure actuelle. Le Pic des 0 s perdus, au sud du mont Jacques-Cartier, ou il n'existe pas une grande difference d'altitude entre la toundra herbacee et la toundra arbustive, peut Ctre citC comme exemple. La toundra herbacee gagne actuellement sur la toundra arbustive dont le couvert a tendance a s'ouvrir sous la reprise pkriglaciaire.

Conclusion Les principaux rCsultats de cette Ctude sur les hauts sommets

des monts McGerrigle montrent ce qui suit: (I) Aprks la deglaciation, au Tardiglaciaire ou au debut de

l'Holocbne, un climat pkriglaciaire intense a favoris6 la formation de la majorit6 des formes pkriglaciaires retrouvCes sur les hauts sommets, gCnCralement au-dela de 1000 m d'altitude.

(2) Une stabilisation de ces formes a suivi au cours de 1'Ho- locbne. 2 la suite d'un rechauffement du climat. et des sols de nature podzolique se sont formCs au sein des dCpdts pkriglaciaires; la vCgCtation conifkrienne a envahi et fossilis6 une partie plus ou moins grande (de superficie inconnue) de ces formations pkriglaciaires.

(3) L'activitC pkriglaciaire est particulibrement importante depuis ca. 5200 BP, notamment dans les sites soumis a la g~iifluxion oh l'excbs de neige joue un rdle prCpondCrant.

(4) Dans les sites exposCs, l'activitk pbiglaciaire B l'origine des trainCes mintrales et des lobes de gClifluxion a repris depuis au moins 1400 et ca. 250 BP.

(5) En milieu subalpin, l'entourbement de certains sites a debut6 vers 4300 et 2200 BP, a la suite vraisemblablement d'une augmentation de I'humiditC atmospherique.

(6) ~n tant qu'Ccosystbme distinct, les prairies subalpines sont apparues au moins vers 2200 BP, suggCrant que le paysage subalpin existe depuis cette Cpoque.

(7) Finalement, les modalitks de retrait du couvert conifkrien des hauts sommets sont originales a cette rCgion de la GaspCsie ou les perturbations pkriglaciaires contr6lent directement l'extinction des espbces arborescentes de l'ttage alpin; ailleurs dans le QuCbec - Labrador ce sont les feux naturels qui exer- cent ce contrdle.

Remerciements Nous remercions bien sinckrement Jean-Claude Dionne,

Marie-Anne Geurtz et Claude Hillaire-Marcel d'avoir critiquC

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une version prkliminaire de notre manuscrit, ainsi qu7Yvon Martel d' Agriculture-Canada pour ses suggestions sur les data- tions I4C de l'humus des sols. Notre reconnaissance s'adresse aussi de manibre toute particulibre a Louis Barrette, Richard Morasse et Pierre Lasalle du Laboratoire de gtochronologie du ministbre de 1 ' ~ n e r g i e et des Ressources du QuCbec pour avoir d a t t par le I4C plusieurs Cchantillons. Nous remercions Claude Labelle et Pierre Richard pour nous avoir fourni des informa- tions inCdites sur la vCgCtation pollinique holocbne d e la rtgion gaspksienne. Nous voulons aussi souligner notre apprkciation a Ray Spear qui a gracieusement port6 i notre attention certains aspects paltotcologiques de la rCgion du mont Washington. Nous signalons notre reconnaissance 2 Hubert Morin qui a fourni beaucoup d'energie sur le terrain, lors de l'excavation des profils de sol. Cette Ctude a ttC subventionnte par le ministbre de 1 '~duca t ion du QuCbec (programme FCAC). L e Centre d'ttudes nordiques de 1'UniversitC Laval e t la Direction gCnC- rale des Parcs a Rimouski (Ministbre du Loisir, de la Chasse et d e la PCche du QuCbec) ont contribuC au support logistique.

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Évolution postglaciaire des hauts sommets alpins et subalpins de la Gaspésie