Géoarchéologie de la Rivière aux ossements (Saunitarlik ... · Figure 48 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique avec une structure granulaire comportant

Géoarchéologie de la Rivière aux ossements

(Saunitarlik), Kangiqsujuaq (Nunavik, Canada)

Mémoire

JEAN-FRANÇOIS BERNIER

Maîtrise en sciences géographiques

Maître en sciences géographiques (M. Sc. Géogr.)

Québec, Canada

© Jean-François Bernier, 2014

iii

Résumé

Afin de mieux comprendre et documenter la relation entre les changements

environnementaux et l’occupation humaine dans les régions arctiques, une étude

géoarchéologique d’un site inuit unique au Nunavik a été entreprise. Ce site, localisé sur la

presqu’île d’Aivirtuuq (Kangiqsujuaq), est nommé « Rivière aux ossements » (Saunitarlik

en inuktitut); il constitue un site où des activités de boucherie ont eu lieu vers la fin du 19e

siècle. Les analyses chrono-stratigraphiques et sédimentologiques des coupes excavées

dans la vallée démontrent une succession d’unités associées à un 1) till remanié par la mer,

2) dépôt littoral de plage, 3) dépôt de ruissellement de surface et 4), dépôt éolien. La

comparaison de ces résultats avec ceux des études régionales indique que le ruissellement

nival ayant affecté le site fut en lien avec des variations climatiques. La stratigraphie des

coupes intra-site révèle la présence d’une couche sableuse, noirâtre et grasse imprégnée par

des résidus issus de la décomposition des carcasses animales. La micromorphologie des

sédiments de Saunitarlik révèle des traces de processus naturels dépositionels, post-

dépositionnels et biopédologiques. Une analyse chimique par chromatographie en phase

gazeuse a permis de démontrer l’origine animale des résidus noirâtres trouvés dans les

sédiments archéologiques.

v

Table des matières

Résumé .................................................................................................................................. iii

Liste des tableaux ................................................................................................................. vii

Liste des figures ..................................................................................................................... ix

Remerciements ................................................................................................................... xvii

Introduction ............................................................................................................................. 1

Chapitre 1 Territoire et site d’étude ........................................................................................ 5

1.1. Région d’étude ............................................................................................................. 5

1.1.1. Cadre géographique ............................................................................................... 5

1.1.2. Contexte géologique et géomorphologique ........................................................... 7

1.1.3. Cadre biogéographique et climatique .................................................................... 7

1.1.4. Contexte humain et culturel ................................................................................... 8

1.2. Site d’étude ................................................................................................................. 10

1.2.1. La presqu’île d’Aivirtuuq .................................................................................... 10

1.2.2. La Rivière aux ossements (Saunitarlik) ............................................................... 11

Chapitre 2 Méthodologie ...................................................................................................... 15

2.1. Travaux de terrain ...................................................................................................... 15

2.1.1. Relevés topographiques et géomorphologiques .................................................. 15

2.1.2. Choix et échantillonnage des coupes stratigraphiques ........................................ 16

2.1.3. Échantillonnage pour la micromorphologie : Boîtes de Kubiena ....................... 17

2.2. Travaux en laboratoire ............................................................................................... 18

2.2.1. Datation au radiocarbone ..................................................................................... 18

2.2.2. Analyse granulométrique ..................................................................................... 18

2.2.3. Analyse micromorphologique ............................................................................. 19

2.2.4. Chromatographie en phase gazeuse – spectrométrie de masse ........................... 20

2.3. Mode de représentation des résultats ......................................................................... 21

Chapitre 3 Résultats et interprétation .................................................................................... 23

3.1. Géomorphologie ......................................................................................................... 23

3.1.1. Héritage glaciaire ................................................................................................. 24

vi

3.1.2. Héritage postglaciaire ......................................................................................... 30

3.2. Reconstitution des environnements sédimentaires .................................................... 43

3.2.1. Stratigraphie et granulométrie extra-site ............................................................. 43

3.2.2. Synthèse et intégration des données ................................................................... 65

3.2.3. Coupes intra-site : Stratigraphie et granulométrie .............................................. 72

3.3. Micromorphologie ..................................................................................................... 79

3.3.1. Micromorphologie de la Rivière aux ossements ................................................. 81

3.3.2. Micromorphologie extra-site ............................................................................ 104

3.4. Identification des acides gras par chromatographie en phase gazeuse —

spectrométrie de masse ................................................................................................... 108

Chapitre 4 Discussion ......................................................................................................... 115

4.1. Paléogéographie de la presqu’île d’Aivirtuuq ......................................................... 115

4.1.1. Phases glaciaire et marine ................................................................................. 115

4.1.2. Susceptibilité des sédiments au gel ................................................................... 118

4.1.3. Ruissellement de surface et ruissellement concentré ........................................ 118

4.1.4. Ruissellement en milieu périglaciaire : caractéristiques, causes et effets ......... 119

4.1.5. Intensification du ruissellement de surface en réponse aux changements

climatiques passés ....................................................................................................... 121

4.2. Géoarchéologie de la Rivière aux ossements (JiEv-15) .......................................... 124

4.2.1. Rôle taphonomique du ruissellement nival ....................................................... 124

4.2.2. Formation d’un sol cumulique et son influence cryogénique ........................... 125

4.2.3. L’Homme comme facteur pédologique et écologique ...................................... 125

Conclusion .......................................................................................................................... 129

Bibliographie ...................................................................................................................... 131

vii

Liste des tableaux

Tableau 1 : Directions de l’écoulement glaciaire observées sur Aivirtuuq ....................................... 27

Tableau 2 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 2 ............. 34

Tableau 3 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 3 ............. 35

Tableau 4 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT13A .............. 45

Tableau 5 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT13B .............. 47

Tableau 6 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT12 ................. 49

Tableau 7 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT10 ................. 52

Tableau 8 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT8 ................... 53


Tableau 10 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V3-CT10B ............ 57


Tableau 12 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V3-CT8B .............. 61

Tableau 13 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V3-CT7................. 63

Tableau 14 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V3-CT6................. 64

Tableau 15 : Dates 14

C de lits organiques enfouis par des dépôts de ruissellement dans les vallées 2

et 3 d’Aivirtuuq ................................................................................................................................. 67

Tableau 16 : Données granulométriques synthétiques des échantillons prélevés dans les coupes sans

influence anthropique ........................................................................................................................ 76

Tableau 17 : Données granulométriques synthétiques des échantillons prélevés dans les coupes

archéologiques .................................................................................................................................. 78

Tableau 18 : Synthèse des traits micromorphologiques des sédiments de la Rivière aux ossements,

presqu'île d'Aivirtuuq. ....................................................................................................................... 80

Tableau 19: Ratios utilisés pour caractériser les acides gras .......................................................... 111

viii

Tableau 20 : Émersion des terrasses d’Aivirtuuq, selon les courbes d’émersion de la rive sud du

détroit d’Hudson (selon Gray et al., 1993) ...................................................................................... 117

Tableau 21 : Synthèse des dissimilitudes intra et extra-site ............................................................ 127

ix

Liste des figures

Figure 1 : Localisation de la région d'étude, Kangiqsujuaq, Nunavik ................................................ 5

Figure 2 : Localisation des sites archéologiques, Kangiqsujuaq, Nunavik (Institut culturel Avataq,

2012) ................................................................................................................................................... 6

Figure 3 : Carte de la végétation du Nunavik (modifiée d’après MRN, 2012) ................................... 8

Figure 4 : Différenciations chronoculturelles du Nunavik (Institut Culturel Avataq, 2011a) ........... 10

Figure 5 : Localisation du site d'étude JiEv-15, presqu’île d’Aivirtuuq, Nunavik ............................ 11

Figure 6 : Site JiEv-15, Saunitarlik, presqu’île d’Aivirtuuq ............................................................. 13

Figure 7 : Maison semi-souterraine circulaire, presqu’île d’Aivirtuuq ............................................. 13

Figure 8 : Relevé topographique à l'aide du théodolite, presqu’île d’Aivirtuuq ............................... 15

Figure 9 : Échantillonnage à l'aide d'une boîte de Kubiena, presqu’île d’Aivirtuuq......................... 17

Figure 10 : Microscope polarisant utilisé pour l’analyse des lames minces (Leica, 2014) ............... 20

Figure 11 : Localisation des vallées étudiées V1, V2, V3, et V4, presqu’île d’Aivirtuuq ................ 24

Figure 12 : Paroi courbée à la base montrant l'orientation glaciaire, Vallée 4 .................................. 25

Figure 13: Série de broutures, Vallée 4 ............................................................................................. 26

Figure 14 : Localisation des différentes marques glaciaires, presqu’île d’Aivirtuuq........................ 26

Figure 15 : Poli glaciaire avec formes plastiques (p-forms), presqu’île d’Aivirtuuq ........................ 30

Figure 16 : Localisation des terrasses marines près de Saunitarlik, Vallées 1-3 ............................... 31

Figure 17 : Plus haute terrasse (41 m a.s.l.) de la vallée 2, presqu’île d’Aivirtuuq .......................... 32

Figure 18 : Champ de blocs émoussés par la mer sur T4, Vallée 2 .................................................. 33

Figure 19 : Ruisseau empruntant un coin de glace, Vallée 3 ............................................................ 38

Figure 20 : Chenal inactif fossile repris par la végétation, Vallée 2 ................................................. 39

Figure 21 : Zones de déflation, Vallée 4 ........................................................................................... 40

x

Figure 22 : Sols polygonaux, Vallée 3 .............................................................................................. 42

Figure 23 : Localisation des coupes stratigraphiques extra-site, Vallées 2 et 3 ................................ 43

Figure 24 : Coupe V2-CT13A ........................................................................................................... 44

Figure 25 : Diagramme de Zingg des galets de la coupe V2-CT13A ............................................... 46

Figure 26 : Coupe V2-CT13B ........................................................................................................... 47

Figure 27 : Coupe V2-CT12 .............................................................................................................. 48

Figure 28 : Diagramme de Zingg des galets de la coupe V2-CT12 .................................................. 49

Figure 29 : Coupe V2-CT10 .............................................................................................................. 51

Figure 30 : Coupe V2-CT8 ................................................................................................................ 53

Figure 31 : Coupe V3-CT10A ........................................................................................................... 54

Figure 32 : Coupe V3-CT10B ........................................................................................................... 56

Figure 33 : Coupe V3-CT8A ............................................................................................................. 58

Figure 34 : Coupe V3-CT8B ............................................................................................................. 60

Figure 35 : Coupe V3-CT7 ................................................................................................................ 62

Figure 36 : Coupe V3-CT6 ................................................................................................................ 64

Figure 37 : Emplacement des coupes en fonction de leur altitude dans les vallées 2 et 3 et le long de

la Rivière des ossements, presqu’île d’Aivirtuuq .............................................................................. 65

Figure 38 : Comparaison des coupes stratigraphique extra-site ........................................................ 66

Figure 39 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice de tri des sédiments, Vallée 2 .... 69

Figure 40 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice d’asymétrie des sédiments,

Vallée 2 ............................................................................................................................................. 70

Figure 41 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice de tri des sédiments, Vallée 3 .... 70

Figure 42 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice d’asymétrie des sédiments,

Vallée 3 ............................................................................................................................................. 71

xi

Figure 43 : Localisation des coupes stratigraphiques intra-site, Vallée 3 ......................................... 72

Figure 44 : Schématisation des coupes intra-site archéologiques et des coupes naturelles, site JiEv-

15 ....................................................................................................................................................... 73

Figure 45 : Photographies de coupes intra-site (couche active/mollisol). A) Coupe V3-Os1 formé de

sédiments sableux de ruissellement (MI) ayant subi le processus de la pédogenèse; ce profil de sol

podzolisé ne fut pas affecté par les activités anthropiques; B) Plusieurs figures de cryoturbation

(CT) au sein de l’horizon sablo-organique, coupe V3-Os1T; C) Sol podzolisé, actuellement saturé

en eau, coupe V3-Os7T; D) Présence de fragments osseux d’origine animale dans l’horizon

organique surmontant des sédiments de ruissellement sablo-organiques (GA), coupe V3-Os4; E)

Cartouche de fusil (AA) incluse dans l’horizon organique surmontant des sédiments de

ruissellement organiques (GA) cryoturbés (CT), coupe V3-Os4T; F) Sédiments de ruissellement

sablo-organiques (GA) stratifiés et parfois cryoturbés, coupe V3-Os5. ........................................... 74

Figure 46 : Point de vue vers le sud-ouest à partir de l’amont de la Rivière aux ossements (JiEv-15),

Vallée 3 ............................................................................................................................................. 81

Figure 47 : Représentation mésoéchelle de cinq lames minces provenant de coupes stratigraphiques

de la Rivière aux ossements. SP : sédiments sableux bien nettoyés; SOC : sédiments sablo-

organiques cryoturbés; AO : accumulation organique. ..................................................................... 82

Figure 48 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique avec une structure

granulaire comportant des entassements simples (Os2 5-15 cm, ~10 cm/surf., PPL); B) Même point

de vue en XPL; C) Sable fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o. énaulique à chitonique

avec des structures granulaires à intergranulaires comportant des vides simples et complexes (Os2

5-15, ~7 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en XPL; E) Fragment de biotite faiblement

conservé dans un sable propre (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf., PPL); F) Fragments de biotite fortement

altérés et exfoliés par le gel/dégel ainsi que l’hydratation dans un mélange organo-minéral (Os2 5-

15, ~8 cm/surf., PPL). ....................................................................................................................... 88

Figure 49 : A) Grain de quartz altéré par le processus de gélifraction (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf.,

XPL); B) Fragment de hornblende partiellement dissoute par l’altération chimique (Os2 5-15,

~7 cm/surf., PPL); C) Grain de basalte orienté verticalement au centre d’un micro-cercle composé

de grains plus petits (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf., PPL); D) Micro-cercle ayant comme noyau des

particules fines en comparaison avec ceux en périphérie (Os2 5-15, ~8 cm/surf., PPL); E) Grains

minéraux complètement entourés par un revêtement de particules fines (organique et/ou minérale)

(Os2 5-15, ~9 cm/surf., PPL); F) Fragment de quartz contenant de l’oxyde de Fe dans les micro-

fractures (Os2 5-15, ~8 cm/surf., XPL). ........................................................................................... 89

Figure 50 : A) Matière organique floconneuse très décomposée plus ou moins amorphe et flou (Os2

5-15, ~7,5 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL permettant d’observer plusieurs particules

minérales fines au sein de cette matière organique (Os2 5-15, ~7,5 cm/surf., XPL); C) Manteau

d’ectomycorhize dégradé et cryoturbé (Os2 5-15, ~8 cm/surf., PPL); D) Racine en coupe oblique

xii

très décomposée de couleur brun rougeâtre indiquant la présence de phlobaphène (Os2 5-15,

~7 cm/surf., PPL); E) Hyphes de champignon se développant à partir d’un manteau

d’ectomycorhize (Os2 5-15, ~6 cm/surf., PPL); F) Sclérote (C. geophilum) brun noirâtre bien

conservé (Os2 5-15, ~7,5 cm/surf., PPL). ......................................................................................... 90

Figure 51 : A) Sable fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o. chitonique à énaulique avec

une structure intergranulaire à compact comportant des vides d’entassements complexes (Os4 6-

16 cm, ~10,5 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL; C) Sable moyen lâche modérément

trié. Distribution g/m.o. monique à énaulique avec des structures granulaires comportant des vides

simples (Os4 6-16, ~9,5 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en XPL; E) Sable fin à moyen très

lâche peu trié. Distribution g/m.o. porphyrique avec des structures intergranulaires comportant des

vides complexes et composés (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); F) Même point de vue en XPL. Notez

les particules fines dans la matière organique. .................................................................................. 95

Figure 52 : A) Forte concentration en fragments de biotite de couleur brun rougeâtre altérée par le

gel/dégel (Os4 6-16, ~11,5 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL; C) Feuillet de biotite à

un stade d’altération hydrique et cryogénique très avancé (Os4 6-16, ~8 cm/surf., PPL); D) Grain de

hornblende altéré surmonté de plusieurs nodules de Fe/Mn (Os4 6-16, ~8 cm/surf., PPL); E)

Microcercle ayant comme noyau des particules fines de matière organique (Os4 6-16, ~8 cm/surf.,

PPL); F) Assemblage de microcercles indiquant plusieurs générations de cryoturbation (Os4 6-16,

~10 cm/surf., PPL). ........................................................................................................................... 96

Figure 53 : A) Stratifications d’un sol cumulique montrant l’alternance de lits de sable et de matière

organique. Notez les vides plans et le microcercle indiquant l’importance des processus cryo-

pédologiques dans cette microzone très organique (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); B) Vides de type

chambre dans une microzone très compacte (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); C) Matière organique

floconneuse fortement décomposée brun orangé à brun noirâtre, amorphe et flou (Os4 6-16,

~8,5 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en XPL permettant de voir les particules fines

minérales incrustées dans la matière organique; E) Fragments de lichens en coupe transversale

entourés de matière organique très décomposée (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); F) Coupe

transversale d’une racine brune rougeâtre indiquant la présence de phlobaphène dans les tissus

végétaux (Os4T 7-17, ~10 cm/surf., PPL). ....................................................................................... 97

Figure 54 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique à chitonique avec

une structure granulaire comportant des vides d’entassement simple (Os7 6-16 cm, ~12 cm/surf.,

PPL); B) Même point de vue en XPL; C) Sable fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o.

énaulique à porphyrique (dense) avec des structures intergranulaires et compactes comportant des

vides complexes (Os7 6-16, ~9,5 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en XPL; E) Sable fin à

moyen lâche peu trié. Distribution g/m.o. porphyrique avec des structures intergranulaires

comportant des vides complexes et composés (Os7T 7-17, ~8,5 cm/surf., PPL); F) Même point de

vue en XPL. Notez les particules fines dans la matière organique. ................................................. 102

Figure 55 : A) Biotites à leur premier stade d’altération dans le sable propre (SP). Les grains

exfoliés sont associés à une perte limitée de fer (Os7 6-16, ~11 cm/surf., PPL); B) Les principales

xiii

composantes retrouvées dans les microzones organo-minérales cryoturbées (SOC) : restes

fongiques, fragments de biotites très altérés et micro-agrégats de particules fines organiques et

minérales (Os7 6-16, ~10 cm/surf., PPL); C) Vide plan ayant été formé par une lentille de glace due

à la différence de gélivité entre le sable propre (SP) et la matière organique (MO) (Os7T 7-17,

~9,5 cm/surf., PPL); D) Stratifications d’un sol cumulique montrant l’alternance de lits de sable et

de matière organique. Notez le vide plan et les microcercles indiquant l’importance des processus

cryo-pédologiques dans ce milieu très susceptible au gel (Os7T 7-17, ~8,5 cm/surf., PPL); E)

Boulettes fécales de mites oribates de couleur brun foncé dans un milieu très organique (Os7 6-16,

~10 cm/surf., PPL); F) Fragment végétal très grossier (feuille de mousse?) et peu décomposé

observé sur les lames (Os7T 7-17, ~9 cm/surf., PPL). .................................................................... 103

Figure 56 : A) Représentation mésoéchelle de la lame V2-CT12 (55-65 cm/surf.) provenant de la

coupe stratigraphique V2-CT12 (16 m/a.s.l.). Elle est majoritairement composée de sable propre

(SP) et de deux lits minces de matière organique; B) Sable moyen lâche modérément trié.

Distribution g/m.o. monique avec une structure granulaire comportant des entassements simples

(V2-CT12 55-65 cm, ~55,5 cm/surf., PPL); C) Lit organo-minéral de sub-surface contenant de la

matière organique très décomposée et riche en phlobaphène. Notez la présence d’un sclérote

(probablement C. Graniforme) très opaque (mélanisation) au sein de ce lit (V2-CT12 55-65 cm,

~55,5 cm/surf., PPL); D) Second lit organo-minéral de sub-surface présent sur la lame. La matière

organique est fortement humifiée et riche en phlobaphène. Notez les restes de lichens (V2-CT12 55-

65 cm, ~58 cm/surf., PPL). ............................................................................................................. 105

Figure 57 : A) Fracture causée par la gélifraction dans un quartz comblée par de la matière

organique en relation avec les processus d’illuviation. Notez que le grain est également surmonté

d’un mince revêtement de particules organiques fines (V2-CT12 55-65 cm, ~58,5 cm/surf., PPL);

B) Plusieurs lichens compressés et perturbés par de la cryoturbation dans un lit de matière

organique (V2-CT12 55-65 cm, ~58 cm/surf., PPL); C) Matière organique très décomposée et riche

en phlobaphène avec la présence d’un sclérote très opaque. De nombreux restes fongiques (hyphes,

ectomycorhizes) sont intégrés dans le lit de matière organique (particules de couleur foncée en

raison de la mélanisation); D) Même point de vue en XPL. Notez les particules minérales fines dans

la matière organique; E) Manteaux d’ectomycorhizes cryoturbés dans de la matière organique très

décomposée (V2-CT12 55-65 cm, ~58 cm/surf., PPL); F) Plusieurs hyphes se développant à partir

d’un sclérote dans de la matière organique fortement décomposée (V2-CT12 55-65 cm,

~57,5 cm/surf., PPL). ...................................................................................................................... 107

Figure 58 : Mise en contexte des résultats chimiques intra-site ...................................................... 109

Figure 59 : Comparaison des teneurs en acides gras dans les coupes intra et extra-site ................. 113

Figure 60 : Courbes en années 14

C du niveau marin relatif de la rive sud du détroit d’Hudson.

(Gagnon, 2011; modifiées d’après Gray et al., 1993) ..................................................................... 116

Figure 61 : Courbe d’émersion d’Aivirtuuq basée sur la moyenne des courbes d'émersion des six

régions situées sur la rive sud du détroit d'Hudson (selon Gray et al., 1993) ................................. 117

xiv

Figure 62 : Schématisation du rôle du pergélisol, de la neige et des précipitations liquides sur le

ruissellement nival ........................................................................................................................... 121

Figure 63 : Périodes chaudes et humides de l'Holocène supérieur sur la rive sud du détroit

d’Hudson. Les sols enfouis d’Aivirtuuq semblent correspondre aux périodes chaudes et humides

des autres études. ............................................................................................................................. 123

xv

Regardez profondément dans la nature,

et alors vous comprendrez tout mieux.

Albert Einstein

xvii

Remerciements

Tout d’abord, je tiens à remercier ma directrice de recherche, Najat Bhiry pour son

encadrement, ses conseils et ses encouragements ainsi que de m’avoir donné la chance de

travailler dans une région aussi formidable qu’est le Nunavik. Je remercie également les

membres de mon comité Pierre Desrosiers et Dominique Todisco pour leurs judicieux

conseils, leur disponibilité et leurs encouragements.

Mes sincères remerciements sont aussi adressés à Dominique Marguerie, professeur à

l’Université de Rennes (France) pour les discussions que nous avions eues sur le terrain. Et

Étienne Brouard, Claude Paradis pour leur assistance sur le terrain. L’aide de leurs bras et

de leur motivation a été indispensable pour l’excavation des abondantes coupes

stratigraphiques ainsi que des nombreuses heures passées lors de l’utilisation du théodolite.

Merci également à Élisabeth Robert et Donald Cayer pour leur aide technique en

laboratoire.

L’accomplissement de cette maîtrise a été réalisable grâce au soutien financier ainsi qu’à

l’appui logistique de l’Institut culturel Avataq (ARUC), le CRSNG, le PFSN ainsi que le

Centre d’études nordiques de l’Université Laval.

Merci à mes parents et à mes sœurs pour leurs encouragements et leur appui tout au long de

mes études. Aussi, ma maîtrise n'aurait pu achever sans l'aide précieuse de mon amoureuse,

Sarah Aubé-Michaud, pour sa patience sans faille, son expérience et toutes les heures

qu’elle a consacrées à me remettre sur pieds.

Finalement, je tiens à dire un vif merci à mes collègues et amis du Département de

géographie sans qui cette maîtrise aurait été moins amusante et moins agréable.

Merci à vous tous!

1

Introduction

L’occupation du territoire du Nunavik depuis des millénaires s’est produite pour diverses

fins (chasse et pêche, rassemblement, etc.) et les vestiges archéologiques laissés suite à ces

occupations sont variés. Ce patrimoine culturel que sont les vestiges archéologiques permet

de révéler le lien étroit que les communautés passées et récentes ont connu avec leur

environnement à la fois rude et fragile. Les environnements nordiques sont des milieux qui

répondent rapidement aux variations climatiques et, tel que cela fut montré dans le rapport

IRIS-4 (Allard et al., 2012), les communautés inuites du Nunavik sont parmi les

populations humaines les plus touchées par leurs impacts. D’ailleurs, ce phénomène devrait

se maintenir dans le futur (Allard et al., 2012). Selon McGhee (1996), lorsque de tels

bouleversements ont lieu, les peuples nordiques n’ont guère le choix de s’adapter dû à

l’austérité du climat. De tels changements culturels ont d’ailleurs été identifiés récemment

suite à une série d’études multidisciplinaires sur des sites archéologiques situés au Nunavik

et au Nunatsiavut (Cencig, 2013; Aubé-Michaud, 2013; Lemieux et al., 2011; Roy et al.,

2012).

Par exemple, dans la région de Kangiqsujuaq (Nunavik), l’étude de Cencig (2013) a

documenté les conditions environnementales dans lesquelles les peuples prédorsétiens et

dorsétiens ont vécu et évolué. Les analyses paléoécologiques et géoarchéologiques ont

démontré que des changements significatifs dans leurs habitudes de consommation seraient

liés à des variations climatiques. D’autre part, l’étude d’Aubé-Michaud (2013) sur

l’archipel des îles Nuvuk (Ivujivik, Nunavik) a permis de mieux comprendre la relation

entre les changements environnementaux et l’occupation humaine dans la région située à la

jonction de la baie d’Hudson et du détroit d’Hudson. Les données micromorphologiques en

provenance d’un site archéologique et de son dépotoir ont révélé une occupation

dorsétienne discontinue, possiblement saisonnière. Ainsi, avec l’aide de ces études, on peut

comprendre que la variabilité des conditions environnementales incluant le climat joue un

rôle majeur dans l’occupation humaine du Bas-Arctique. Toutefois, peu d‘études intra-site

axées sur les processus de formation de sites archéologiques nordiques sont mentionnées

2

dans la littérature (Savelle, 1984, 1987; Todisco, 2008), et plus spécifiquement de sites

satellites (secondaires).

Bien que la majorité des sites nordiques soient en plein air, le cadre géoarchéologique de

même que l’étude des impacts pédologiques et écologiques de l’Homme sur son milieu sont

trop peu souvent intégrés dans les études menées dans cette région. Pourtant, les milieux

périglaciaires sont des environnements hautement sensibles et dynamiques en raison des

cycles de gel/dégel ainsi que de la présence du pergélisol (French, 2007). Par exemple, les

quelques études géoarchéologiques nordiques ont principalement été menées en Alaska

(Hopkins et Giddings, 1953; Thorson et Hamilton, 1977; Schweger, 1985) ou au Yukon

(Mackay et al., 1961; Esdale et al., 2001). D’ailleurs, peu d’études tendent également vers

une approche multiscalaire, c’est-à-dire avec une échelle extra-site, intra-site ainsi que

microscopique (Todisco, 2008). Or, au Nunavik, les principaux processus

naturels/anthropiques affectant les sites ne sont que très peu documentés et c’est l’un des

intérêts de l’étude du site de Saunitarlik (JiEv-15), lequel présente une configuration

singulière.

L’unicité du site satellite JiEv-15, considéré comme lieu de boucherie hivernal, le rend

intéressant à étudier tant en termes archéologique (zooarchéologie), taphonomique que

paléoenvironnemental. Selon le rapport de terrain de l’Institut culturel Avataq (2011), la

majorité des fragments osseux trouvés sont des os de morse de l’Atlantique (Odobenus

rosmarus). Par ailleurs, d’autres ossements correspondant à des os de phoque, de baleine,

de caribou ou d’ours polaire ont aussi été identifiés. Selon Thompson (2011), le morse

possède une grande quantité de viande consommable avec un apport calorifique soutenu, ce

qui permet une subsistance à long terme. L’ivoire de cet animal peut également avoir

plusieurs fonctions culturelles et économiques telles que pour la fabrication d’armes de

chasse ou de sculptures. Ceci pourrait expliquer l'abondance d'ossements de morse dans le

site ainsi que l'absence de défenses. De même, les ossements sont concentrés loin du rivage

à une altitude variant entre 28 m et 41 m. Cette donnée combinée à l’absence de vestiges

d’habitation permet de déduire que l’activité de chasse se faisait pendant l’hiver avec

l’utilisation d’igloos. Les carcasses auraient été transportées sur la neige jusqu’aux lieux de

boucherie à l’aide de traineaux à chiens (Institut culturel Avataq, 2011).

3

La répartition des ossements est tout aussi intéressante, car ils s’étendent le long du

ruisseau sur plus d’une centaine de mètres. Des os ont également été enfouis par la

végétation de surface. Il semble que ces ossements proviennent du haut de la vallée, sous

l’action de la gravité combinée au processus de ruissellement de surface lors de la fonte des

neiges et de la couche active. La distance parcourue par un ossement pourrait être en

fonction de sa taille, sa densité et sa forme ainsi qu’en fonction de sa localisation au sein du

ruisseau.

En raison de l’intérêt archéologique et touristique de ce site unique au Nunavik, il devient

pertinent d’étudier sa genèse et son évolution jusqu’à son état actuel. De ce fait, plusieurs

questions pourraient être soulevées telles que : quels sont les principaux facteurs post-

dépositionnels qui ont engendré la répartition des ossements de Saunitarlik? Plus

spécifiquement, est-ce que la fonte de la neige au printemps et la dégradation du pergélisol

auraient favorisé le remaniement des ossements vers l’aval? Si le site était un site de

boucherie, est-ce que les sédiments auraient été enrichis en graisse ou composantes

organiques d’origine animale? Est-ce que des variations climatiques auraient été

enregistrées par les sédiments minéraux et organiques accumulés dans la partie aval de la

vallée?

Localisée dans une zone de pergélisol continu, la presqu’île d’Aivirtuuq et le site JiEv-15

sont susceptibles d’être affectée par des processus dynamiques particuliers qui répondent

aux variations climatiques et/ou aux facteurs stationels distinctifs. À titre d’exemple,

l’étude géoarchéologique de Todisco et Bhiry (2008a) dans la région de Salluit est l’une

des rares qui a étudié les processus de formation d’un site archéologique nordique. Ces

auteurs ont démontré qu’une coulée de solifluxion, déclenchée par de courtes périodes

chaudes, a enfoui, entre 1 330 et 980 ans B.P., la partie nord du site de Tayara (KbFk-7)

provoquant possiblement l’abandon du site archéologique par les Paléoesquimaux.

Néanmoins, ce processus périglaciaire aurait permis la conservation des trois niveaux

archéologiques et aurait ainsi épargné le site de l’érosion (Todisco et Bhiry, 2008a).

Ainsi, dans le cadre de notre étude, il sera intéressant d’identifier les facteurs tant

géomorphologiques, que climatiques et anthropiques impliqués dans la formation et

l’évolution du site de la Rivière aux ossements.

4

L’objectif principal de cette recherche est donc, de documenter et d’étudier la formation

ainsi que l’évolution du site archéologique de la Rivière aux ossements (JiEv-15) et

l’intégrer dans son cadre géomorphologique général.

Trois objectifs spécifiques ont été dégagés :

1. Reconstituer le paléoenvironnement postglaciaire de la presqu’île d’Aivirtuuq.

2. Documenter la dynamique sédimentaire dans la principale vallée de la presqu’île.

3. Étudier les sédiments archéologiques du site JiEv-15 influencés par les activités de

boucherie.

L’hypothèse de cette recherche stipule que : 1) des variations climatiques ont engendré une

dynamique sédimentaire périglaciaire et hydrique particulière associée au ruissellement

nival et à la dégradation du pergélisol, expliquant la configuration actuelle d’Aivirtuuq et

du site archéologique JiEv-15; 2) les sédiments minéraux et organiques du site ont

enregistré des traces d’activités de boucherie ayant eu lieu sur le site.

5

Chapitre 1

Territoire et site d’étude

1.1. Région d’étude

1.1.1. Cadre géographique

Située au Nunavik et dans la région administrative du Nord-du-Québec, la région de

Kangiqsujuaq est localisée sur la rive sud du détroit d’Hudson (Figure 1). Ce secteur inclut

la baie de Wakeham, où est situé le village inuit de Kangiqsujuaq, signifiant la Grande

Baie.

Figure 1 : Localisation de la région d'étude, Kangiqsujuaq, Nunavik

6

C’est dans une vallée d’origine glaciaire comblée par des dépôts glaciaires et postglaciaires

que réside cette communauté d’environ 700 habitants. À l’instar de l’ensemble de la rive

sud du détroit d’Hudson, la côte de la région d’étude est caractérisée par de nombreuses îles

et presqu’îles comprenant des petites vallées à fond relativement plat et sableux, propices

pour les installations humaines depuis 4000 ans B.P. En effet, de nombreux sites

archéologiques datant de différentes époques ont été relevés dans la région (Figure 2).

Figure 2 : Localisation des sites archéologiques, Kangiqsujuaq, Nunavik (Institut culturel Avataq, 2012)

7

1.1.2. Contexte géologique et géomorphologique

La région à l’étude est localisée dans le Bouclier canadien et fait partie de la province du

Supérieur. Plus précisément, la région appartient au domaine de Douglas Harbour sous le

nom de suite de Leridon (MRNF, 2007). Datant de l’Archéen, le substratum rocheux est

constitué de granodiorites et granites foliés, à biotite et hornblende. On peut également y

trouver de nombreux dykes (Gray et Lauriol, 1985; MRNF, 2007).

La déglaciation de la rive sud du détroit d’Hudson s’est terminée aux alentours de 8 000

ans B.P. laissant un mince dépôt de till sur tout le territoire (Gray et Lauriol, 1985; Gray et

al., 1993). En réponse au retrait de l’Inlandsis laurentidien, au début de l’Holocène, la mer

d’Iberville a envahi les îles et la côte jusqu’à 120 m d’altitude et a déposé des sédiments

fins, silteux-argileux au fond des vallées et des dépressions (Gray et al., 1993). Le

relèvement glacio-isostatique subséquent a engendré le retrait de cette mer et par le fait

même l’émersion des terres. Selon Gray et al. (1993), le taux du relèvement de la région

pour les 2 000 dernières années est d’environ 0,4 m/100 ans. La régression de cette mer a

façonné de nombreuses terrasses marines, actuellement perchées. Sur des affleurements

rocheux de la région, ont été observées diverses microformes glaciaires telles que des

broutures, des cannelures ou des stries.

1.1.3. Cadre biogéographique et climatique

La région de Kangiqsujuaq est caractérisée par un climat de type arctique. La température

moyenne annuelle est d’environ -8 °C et les précipitations sont de type semi-aride avec une

moyenne annuelle de 300 mm, dont 55 % tombent sous forme de neige (Peña, 1981;

Gerardin et McKenney, 2001). De plus, les vents du nord-ouest, en provenance du Haut-

Arctique, rendent le climat rigoureux (Environnement Canada, 2013).

La région d’étude est située dans le domaine bioclimatique de la toundra arctique herbacée,

bien au nord de la limite des arbres (Payette et Bouchard, 2001) (Figure 3). Le territoire est

donc couvert de mousses, de lichens et d'herbacées. Les tourbières de type minérotrophe

sont aussi présentes, mais leur épaisseur ne dépasse guère les 50 cm en raison des

conditions peu propices pour la croissance des plantes (Payette, 2001). Faisant partie de la

8

zone phytogéographique du Bas-Arctique, cette région est caractérisée par une courte

saison de croissance. La région d’étude se situe dans la zone de pergélisol continu dont

l’épaisseur moyenne est d’environ 150 m; la couche active varie de 1 à 2 m d’épaisseur

(Allard et Séguin, 1987).

Figure 3 : Carte de la végétation du Nunavik (modifiée d’après MRN, 2012)

1.1.4. Contexte humain et culturel

Les peuples paléoesquimaux et néoesquimaux correspondent aux deux grands ensembles

culturels reconnus au Nunavik (Figure 4). Il existe cependant au sein de ces deux

ensembles d’autres différenciations chronoculturelles. Le Paléoesquimau a été subdivisé en

deux autres groupes distincts successifs : le Paléoesquimau ancien et le Paléoesquimau

récent.

Au début du Paléoesquimau ancien, les premiers peuples (les Prédorsétiens) arrivèrent au

Nunavik aux environs de 4 000 ans B.P. et y ont habité jusqu’aux alentours de 2 500 ans

B.P. Ce déplacement aurait été initialisé par un mouvement migratoire venant de la

Béringie (McGhee, 2001).

Zone arctique Sous-zone du Bas-Arctique

Domaine de la toundra arctique

herbacée (38 200 km²)

Zone arctique Sous-zone du Bas-Arctique

Domaine de la toundra arctique

arbustive (197 800 km²)

Zone boréale

Sous-zone de la toundra

forestière

Domaine de la toundra

forestière (217 100 km²)

Zone boréale Sous-zone de la taïga

Domaine de la pessière à

lichens (299 900 km²)

9

Au Paléoesquimau récent, il y a apparition de la culture dorsétienne; la question de la

transition entre la fin du Pédorsétien et le Dorsétien est complexe et sujette à débat. Selon

certains, il semble plausible qu’une continuité entre les deux ait eu lieu (Taylor, 1965,

1968; Nagy, 2000; Labrèche, 2001). Les archéologues ont initialement proposé de séparer

cette culture en trois phases : le Dorsétien ancien (2 500 à 2 000 ans B.P.), moyen (2 000 à

1 400 ans B.P.) et récent (1 400 à 650 ans B.P.) (Maxwell, 1985). Toutefois, des études

récentes, notamment effectuées sur le site de Tayara, dans la région de Salluit (Nunavik),

proposent qu’une différenciation culturelle entre le Dorsétien ancien et le Dorsétien moyen

dans l’Arctique de l’Est n’est pas plausible (Desrosiers et al., 2006; Desrosiers, 2009). De

ce fait, cette période comprend maintenant le Dorsétien classique et le Dorsétien récent

(Figure 4).

Par la suite, à partir de 1000 ans B.P. avec l’arrivée de petits groupes successifs

d’immigrants venant de la Béringie, commence la période néoesquimaude ancienne ou

thuléenne (McGhee, 2001; Plumet et al., 2008). Au Nunavik, les premiers signes d’origine

thuléenne datent d’environ de 800-700 ans B.P. dans le détroit d’Hudson et sur la côte

ouest de la baie d’Ungava (Plumet, 1994). Selon Plumet (1994), une coexistence entre les

Thuléens et les Dorsétiens aurait pu avoir lieu, mais cette hypothèse est de plus en plus

contestée (McGhee, 2000). Finalement, la période néoesquimaude récente désigne les

Inuits historiques et contemporains du 19e et 20

e siècle. Le peuple inuit que nous

connaissons aujourd’hui serait les descendants directs des Thuléens, mais après un

métissage avec les Euro-Canadiens (Plumet et al., 2008).

L’arrivée des Euro-Canadiens dans la région se serait intensifiée en 1884 lors de

l’expédition canadienne de la baie d’Hudson. Les membres de cette mission sont arrivés

dans la région dans le but d'établir une route commerciale vers l'Europe en passant par le

détroit d'Hudson. La construction d’une station d'observation du mouvement des glaces et

d'observations météorologiques à la baie Stupart (connue sous le nom d’Aniuvarjuaq en

Inuktitut) a favorisé des échanges entre les Euro-Canadiens et les Inuits (Archives de la

Compagnie de la Baie d'Hudson, 2012).

10

Figure 4 : Différenciations chronoculturelles du Nunavik (Institut Culturel Avataq, 2011a)

1.2. Site d’étude

1.2.1. La presqu’île d’Aivirtuuq

Le site d’étude est situé presque au centre de la presqu’île d’Aivirtuuq (61° 24’ N ; 71° 36’

W) localisée à environ 40 km au sud-est du village de Kangiqsujuaq. Aivirtuuq est située

entre deux baies : la baie Joy au nord et la baie Whitley au sud (Figure 5). Le toponyme

Aivirtuuq, en inuktitut, signifie « le lieu où il y a des morses ». Actuellement, ce secteur est

reconnu comme un lieu de prédilection par les Inuits pour la chasse des mammifères

marins. Ce fut sans doute également le cas dans le passé puisque plusieurs sites

archéologiques ont été trouvés dans la région (Institut culturel Avataq, 2011).

La presqu’île d’Aivirtuuq a une superficie d’environ 4 km2 et une altitude maximale de

75 m. Le tapis végétal est ras (herbacées, mousses et lichens) et plutôt sporadique; la

végétation est relativement plus concentrée dans la partie aval des vallées, où les dépôts

meubles sont plus épais. La roche mère est dénudée de végétation sur la majorité de la

presqu’île hormis dans les vallées. Le réseau hydrographique consiste en une série de petits

11

ruisseaux et de petits étangs entourés par une végétation hygrophile. Ces cours d’eau sont

éphémères (saisonniers) et dépendent fortement des précipitations et des eaux de fonte

printanière.

Figure 5 : Localisation du site d'étude JiEv-15, presqu’île d’Aivirtuuq, Nunavik

1.2.2. La Rivière aux ossements (Saunitarlik)

La Rivière aux ossements, Saunitarlik en Inuktitut (code Borden JiEv-15), consiste en un

ruisseau longeant un versant rocheux et dans lequel convergent des chenaux d’écoulement

d’eaux de fonte. Le lit de ce ruisseau est recouvert de milliers d’ossements d’animaux

(Figure 6). Ce ruisseau fait partie d’une petite vallée située dans la section centrale de la

presqu’île d’Aivirtuuq (Figure 5). Le long et l’aval du ruisseau sont caractérisés par une

végétation beaucoup plus luxuriante, dense et diversifiée comparativement à ses alentours.

12

Le cours d’eau prend naissance au niveau de la plus haute terrasse marine de la vallée,

située à une altitude de 61 m a.s.l. (above sea level). D’une longueur d’environ 150 m, ce

cours d’eau a une direction de 255° et coule sur une pente variant entre 8 et 10°. En aval, le

ruisseau disparaît suite à l’infiltration de l’eau dans les dépôts sableux plus épais.

Ce site a été identifié pour la première fois en 1998 par l’Institut culturel Avataq (Institut

culturel Avataq, 2011). Cependant, les fouilles n’ont commencé qu’en été 2011 lors d’une

campagne de terrain intégrant des jeunes stagiaires inuits. Le site aurait été utilisé quelque

part entre la fin du 19e siècle et la moitié du 20e siècle d’après son contenu archéologique.

Divers artéfacts ont été trouvés sur les lieux tels qu’un ulu en métal et une carabine

Winchester 1886 (Institut culturel Avataq, 2012). Ce site est considéré par les archéologues

d’Avataq comme un ancien lieu de boucherie.

D’après nos observations de terrain, la vallée où se situe Saunitarlik est la seule vallée de la

presqu’île qui est comblée de sédiments relativement fins notamment dans la partie avale.

Les sédiments sont généralement sableux et stratifiés, insérant parfois des lits organiques

lesquels ont fait l’objet de datations radiocarbones. Dans cette vallée, aucun vestige

d’habitation archéologique n’a été observé alors que dans la section est de la péninsule,

plusieurs sites constitués de ronds de tente, caches et maisons longues sont observables

(Figure 5). De même, dans la section ouest, des maisons semi-souterraines circulaires ont

été relevées (Figure 7).

13

Figure 6 : Site JiEv-15, Saunitarlik, presqu’île d’Aivirtuuq

Figure 7 : Maison semi-souterraine circulaire, presqu’île d’Aivirtuuq

15

Chapitre 2

Méthodologie

2.1. Travaux de terrain

Lors des travaux de terrain réalisés pendant l’été 2012, nous avons procédé à des relevés

géomorphologiques et topographiques, à l’analyse de coupes stratigraphiques et à

l’échantillonnage de sédiments minéraux ou organiques en vue d’analyses en laboratoire.

2.1.1. Relevés topographiques et géomorphologiques

La vallée, où le site JiEv-15 est localisé, a été soumise à un relevé topographique à l’aide

d’un théodolite (Figure 8) et d’un système de positionnement global (GPS). Près d’un

millier de points ont été relevés afin de faire une modélisation 3D géoréférencée et une

cartographie détaillée de la vallée. Par la suite, ces données ont été exportées sur ArcGIS

pour un traitement final.

Figure 8 : Relevé topographique à l'aide du théodolite, presqu’île d’Aivirtuuq

16

Les différentes formes de terrain trouvées sur la presqu’île d’Aivirtuuq ont été identifiées

dans l’intention de créer une carte géomorphologique du secteur. Une par une, ces

composantes ont été décrites, photographiées et localisées avec l’aide d’un GPS. Des

terrasses marines étagées ont été recensées, leur position et leur altitude ont été notées avec

précision. De même, la surface de chacune des terrasses a été décrite en termes écologique

et de dépôts de surface. Malheureusement, aucune coquille n’a été trouvée sur les terrasses;

de ce fait, la datation de leur édification n’a pas été possible dans le cadre de notre étude.

2.1.2. Choix et échantillonnage des coupes stratigraphiques

La stratigraphie a pour but d’étudier la succession des unités sédimentaires ou géologiques

en se fondant sur la composition, la taille, la couleur et les structures sédimentaires. Dans le

cadre de cette étude, la stratigraphie a contribué à documenter la paléogéographie

d’Aivirtuuq et à intégrer le site JiEv-15 dans son cadre stratigraphique local et régional. De

même, conjuguée à la sédimentologie, elle a permis de retracer les processus sédimentaires

ayant contribué à la mise en place des sédiments stratifiés qui surmontent les dépôts de

plage (in situ) dans la vallée à l’étude. Le code stratigraphique américain a été utilisé pour

déterminer les différents faciès (Hedberg, 1976). Les coupes stratigraphiques étudiées ont

été excavées dans des endroits stratégiques de la vallée, dans le but d’identifier la nature

des sédiments et leur répartition dans celle-ci. Par ailleurs, plusieurs coupes ont été ouvertes

à proximité et dans le site archéologique JiEv-15. Pour chaque coupe, des unités

sédimentaires ont été identifiées, décrites, schématisées et photographiées. De chacune des

unités, des échantillons ont été prélevés pour procéder à des analyses granulométriques en

laboratoire. Des lits de matière organiques limitant deux unités sédimentaires ont aussi été

observés et échantillonnés pour datation radiocarbone.

Des analyses morphométriques et morphoscopiques ont été réalisées sur des galets de

l’unité basale de quatre coupes (V2-CT13A, V2-CT12, V3-Os1 et V3-Os1T) selon les

méthodes de Cailleux et Tricart (1959). Dans chacune de ces coupes, une cinquantaine de

clastes relativement polis de granodiorite a été récoltée aléatoirement pour permettre la

mesure de plusieurs variables (longueur, largeur, épaisseur et AC). Les indices

17

d’aplatissement et de dissymétrie ont été utilisés. En général, l’indice d’aplatissement

dépend fortement de la nature pétrographique, contrairement à l’indice de dissymétrie où

l’influence de l’usure est dominante (Vatan, 1967).

2.1.3. Échantillonnage pour la micromorphologie : Boîtes de Kubiena

Des échantillons ont été prélevés à l’aide de boîtes de Kubiena dans les coupes

stratigraphiques du site JiEv-15 ainsi que dans celles excavées dans la partie aval de la

vallée. En vue d’une analyse micromorphologique, ces boîtes métalliques cubiques de

10 cm de côté ont permis de récolter des échantillons non perturbés et orientés (Figure 9).

Figure 9 : Échantillonnage à l'aide d'une boîte de Kubiena, presqu’île d’Aivirtuuq

18

2.2. Travaux en laboratoire

2.2.1. Datation au radiocarbone

Les échantillons de matière organique prélevés des coupes stratigraphiques, situées à

différentes altitudes, ont été datés au laboratoire de radiochronologie du Centre d’études

nordiques de l’Université Laval. La matière organique formant ces lits est très décomposée,

autrement dit, ils ne contiennent aucun macroreste végétal excepté des sclérotes de

champignons de Cenococcum graniforme, un champignon vivant en association avec les

arbustes dans des milieux bien drainés (Jackson et Mason, 1984). Ces sclérotes ont été

prélevés et ont été datés par AMS (Accelerator Mass Spectrometry). Les datations ont été,

par la suite, calibrées à l’aide du logiciel CALIB 6.1 (M. Stuiver, P.J. Reimer et R. Reimer,

1986-2012).

2.2.2. Analyse granulométrique

L’analyse granulométrique a pour but de déterminer la fréquence des différentes tailles des

grains minéraux. Combinée à la stratigraphie et à des observations de terrain, cette

technique permet de reconstituer les processus qui ont mis en place les sédiments et de

caractériser les environnements sédimentaires. En d’autres mots, elle permet d’obtenir des

informations sur les processus de transport et les conditions de sédimentation. Avant

l’analyse, les échantillons subissent plusieurs prétraitements afin d’obtenir une fraction

minérale nettoyée, non cimentée et non agrégée.

Le premier prétraitement consiste à faire sécher pendant 24 heures les échantillons dans une

étuve à une température de 105 °C. Par la suite, une séparation des sédiments en deux

fractions (< 1 000 μm et > 1 000 μm) se fait à l’aide d’un séparateur. Un tamisage à sec est

nécessaire pour la fraction supérieure à 1 000 μm, et une diffraction par laser pour la

fraction inférieure. Le tamisage à sec est ensuite fait à travers une colonne composée de

neuf tamis (-4, -3.5, -3, -2.5, -2, -1.5, -1, -0.5, 0 Phi). Chaque refus de tamis est pesé et

noté. Pour la fraction inférieure, 10 à 15 g sont extraits; la matière organique, le CaCO3 et

la magnétite de ce sous-échantillon sont éliminés par perte au feu, par digestion avec l’HCL

19

et à l’aide d’une tige magnétique. Par la suite l’échantillon est analysé au granulomètre

laser Horiba ltée 2009, les résultats sont traités par le logiciel Gradistat V8 et différents

indices ont été calculés par la méthode des moments statistiques avec les valeurs de

l’échelle logarithmique. Les indices calculés sont les suivants (Blott et Pye, 2001) :

1. L’indice de la taille moyenne (Mean) est calculé en fonction de la distribution des

tailles;

2. L’indice de tri (Sorting) correspond à l’écart de la taille des particules autour de la

moyenne;

3. L’indice d’asymétrie (Skewness) permet de décrire l’aspect de la distribution et

l’état de sa symétrie selon la distribution des particules grossières ou fines;

2.2.3. Analyse micromorphologique

L’analyse micromorphologique permet d’observer et d’interpréter les différentes

organisations (sédimentaires, bio-pédologiques, cryogéniques et anthropiques) des

sédiments meubles (Courty et al., 1989). Elle a permis de répondre aux questions en lien

avec la composition, la structure, l’origine et l’évolution des sédiments archéologiques du

site JiEv-15 (géoarchéologie intra-site) et de la vallée (géoarchéologie extra-site). Cette

analyse a été effectuée sur les sédiments récoltés préalablement avec les boîtes de Kubiena.

Les échantillons prélevés ont été durcis avec de la résine et ensuite découpés en lames

minces de 30 µm au laboratoire de lames minces de l’Université de Brock en Ontario selon

les procédés traditionnels (Guilloré, 1985; Todisco et Bhiry, 2008b). Ces lames ont été

examinées au microscope polarisant à un grossissement de 10 à 400X, au laboratoire de

microscopie et de palynologie du Centre d’études nordiques de l’Université Laval (Figure

10). Cet instrument est muni de deux filtres polarisants permettant l’étude et les mesures

des propriétés optiques des corps cristallins et amorphes. Lorsque les nicols sont parallèles,

l’objet est observé en lumière polarisée non analysée (PPL). Lorsque les filtres sont croisés,

l’observation des lames minces se fait avec la lumière polarisée croisée (XPL) et permet

l'étude de la biréfringence (Courty et al., 1989).

20

Figure 10 : Microscope polarisant utilisé pour l’analyse des lames minces (Leica, 2014)

2.2.4. Chromatographie en phase gazeuse – spectrométrie de masse

Des échantillons de sols ont été récoltés à différents endroits au sein de la Rivière aux

ossements dans le but de réaliser des analyses chimiques. Ces analyses ont pour objectif de

vérifier la présence de résidus d’animaux dans les sédiments archéologiques. Plus

précisément, l’analyse par chromatographie en phase gazeuse (GC-MS) a été choisie afin

de détecter les différents acides gras provenant des carcasses animales qui se seraient

introduits et conservés dans le sol. Avant d’être analysés par le chromatographe du

laboratoire des sciences aquatiques de l’Université du Québec à Chicoutimi, les

échantillons ont été séchés à froid par lyophilisation pendant 48 heures au Département des

sciences du bois et de la forêt de l’Université Laval.

Par la suite, le traitement des échantillons au laboratoire a débuté par une technique

d'extraction des lipides au chloroforme-méthanol. La gravimétrie, c'est-à-dire la

quantification des lipides dans l'échantillon de départ, a ensuite été effectuée. Avec cette

information, une quantité suffisante de lipides a pu être méthylées. La méthylation est une

réaction chimique remplaçant les têtes des lipides par des groupements méthyles (CH3).

Autrement dit, on transforme les acides gras attachés aux têtes (formant des lipides) en des

acides gras libres. Pour réaliser cette réaction, l’utilisation d’acide sulfurique méthanoïque

21

et de carbonate de potassium (KCHO3) a été nécessaire. Par la suite, ces acides gras

méthylés ont été injectés dans un GC-MS. Les acides gras en suspension dans l'hexane ont

donc été introduits par la seringue d'un injecteur automatique dans une petite pièce de verre

nommée inlet. Cette pièce de verre est à très haute température et les acides gras méthylés

se transforment donc en vapeur. Ces acides gras sont ensuite transférés par un flot d'hélium

à travers une colonne DB23 de 60 m. Selon la nature des acides gras, certaines molécules

passent plus rapidement dans la colonne, car elles ont moins d'affinité pour la phase

recouvrant l'intérieur de la colonne. D'autres molécules avec une forte affinité pour la

colonne passent plus lentement. Une fois que les molécules sortent de la colonne, elles

entrent dans le spectromètre de masse où un rayon d'électrons les brise en particules.

Celles-ci sont détectées en fonction de leur poids moléculaire. L'appareil est configuré pour

ne rechercher que les ions de quatre masses précises. Le résultat de la sommation de

l'abondance des quatre ions est contrôlé en fonction du temps sur un chromatographe.

2.3. Mode de représentation des résultats

Les cartes de localisation et géomorphologiques de la vallée, où est situé le site

archéologique, ont été créées en utilisant les relevés topographiques effectués sur le terrain.

Elles ont été réalisées grâce au système d’information géographique (SIG) ArcGIS d’Esri.

Les résultats sont appuyés par des photographies prises sur le terrain pour illustrer des

informations ponctuelles. Les coupes stratigraphiques sont dessinées à l’aide du logiciel

Illustrator d’Adobe. Plusieurs photographies de lames minces sont utilisées pour mettre en

évidence les microstructures les plus fréquentes ou les plus originales telles que des traits

biologiques ou périglaciaires (microcercles de sédiments et des structures rotationnelles).

Des tableaux ont été créés pour présenter les caractéristiques des terrasses marines, les

datations 14

C ainsi que les résultats des analyses granulométriques.

23

Chapitre 3

Résultats et interprétation

Les résultats présentés dans ce chapitre se fondent sur des méthodes issues des sciences de

la Terre dans le but de mieux comprendre la formation et l’évolution du site archéologique

à l’étude et son contexte géomorphologique. Entre autres, la géomorphologie a permis

d’étudier les reliefs et les processus qui les ont façonnés. La stratigraphie, la sédimentologie

et la pédologie ont permis la reconstitution de la dynamique sédimentaire et des

environnements sédimentaires et post-sédimentaires passés. La micromorphologie des

sédiments intra et extra-site a permis l’étude des microstructures d’origine sédimentaire,

bio-pédologique, cryogénique ou anthropique. Finalement, avec l’aide d’analyses

chimiques, des traces laissées dans les sédiments par les activités historiques de boucherie

ont pu être identifiées.

3.1. Géomorphologie

Quatre petites vallées (superficies : entre 30 000 et 300 000 m2) ont été étudiées. Ces

vallées orientées vers le sud-ouest (vers une petite baie) sont comblées de sédiments

meubles ce qui n’est pas le cas pour le secteur nord de la presqu’île, exposé aux processus

marins (Figure 11). Les relevés géomorphologiques de la presqu’île d’Aivirtuuq ont permis

d’identifier divers vestiges tant glaciaires que postglaciaires. Par ailleurs, étant situé dans

un milieu périglaciaire, le secteur étudié a subi plusieurs transformations causées par le

phénomène de gel/dégel, facteur essentiel dans la formation des paysages arctiques

(French, 2007).

24

Figure 11 : Localisation des vallées étudiées V1, V2, V3, et V4, presqu’île d’Aivirtuuq

3.1.1. Héritage glaciaire

Pendant la période glaciaire du Wisconsin, à l’instar de toutes les régions de Nunavik, la

presqu’île d’Aivirtuuq a subi les effets des processus glaciaires. Par conséquent, plusieurs

marques d’érosion ont été gravées sur les roches cristallines qui composent cette presqu’île.

L’analyse de ces marques glaciaires indique que l’écoulement glaciaire fut de l’ouest vers

l’est. L’orientation des trois vallées étudiées (V2, V3, V4) coïncide avec le sens de

l’écoulement glaciaire déduit par les marques glaciaires identifiées (Figure 11). De même,

dans la vallée 4, une paroi rocheuse lisse et courbée à la base, faisant plus d’un kilomètre de

longueur, a la même orientation ouest-est (Figure 12).

25

Figure 12 : Paroi courbée à la base montrant l'orientation glaciaire, Vallée 4

Les marques d’érosion glaciaire les plus souvent observées sur la presqu’île sont les

broutures. Ces marques en forme de croissant sont habituellement de taille centimétrique et

possèdent une face concave indiquant l’orientation de l’écoulement glaciaire (Benn et

Evans, 2010). Souvent en série, ces petites fractures sont causées par des galets ou des

blocs contenus à la base du glacier qui fracturent la roche sous-jacente à plusieurs

répétitions lors du mouvement glaciaire (Figure 13). L’intervalle des broutures dans une

même série est habituellement très constant, ce qui suggère des événements de fracturation

réguliers et possiblement en lien avec les variations diurnes dans la pression hydraulique

sous-glaciaire (Benn et Evans, 2010).

Sur le terrain, les coordonnées et l’orientation d’environ 42 séries de broutures et 3

cannelures ont été relevées sur le secteur est d’Aivirtuuq (Tableau 1). Les différentes

broutures ont, pour la plupart, été trouvées sur les affleurements rocheux littoraux de la

presqu’île. À ces endroits, le substratum rocheux est bien préservé et non recouvert de

dépôts meubles ou de végétation qui auraient pu causer l’altération de la surface de la roche

comme pour les affleurements situés loin des côtes. L’analyse des données récoltées

indique une orientation moyenne de 80°, ce qui correspond à un écoulement glaciaire ce

dirigeant vers l’est (Figure 14).

26

Figure 13: Série de broutures, Vallée 4

Figure 14 : Localisation des différentes marques glaciaires, presqu’île d’Aivirtuuq

27

Tableau 1 : Directions de l’écoulement glaciaire observées sur Aivirtuuq

N Coordonnées Degré (°) Orientation Forme

Latitude (N) Longitude (E)

1 61° 24' 18,3" 71° 36' 7,3" 85 E Brouture

2 61° 24' 22,4" 71° 36' 19,1" 84 E Brouture

3 61° 24' 21,1" 71° 36' 18,9" 94 E Brouture

4 61° 24' 12,1" 71° 35' 38,5" 77 ENE Cannelure

5 61° 24' 20,5" 71° 36' 54,3" 76 ENE Brouture

6 61° 24' 19,3" 71° 36' 55,4" 94 E Brouture

7 61° 24' 17,9" 71° 36' 54,5" 72 ENE Brouture

8 61° 24' 17,9" 71° 36' 54,1" 68 ENE Brouture

9 61° 24' 17,4" 71° 36' 53,4" 86 E Brouture

10 61° 24' 16,8" 71° 36' 14,3" 86 E Brouture

11 61° 24' 17" 71° 36' 47,4" 58 ENE Brouture

12 61° 24' 16,4" 71° 36' 45,3" 78 E Brouture

13 61° 24' 16,1" 71° 36' 42,1" 84 E Brouture

14 61° 24' 17,2" 71° 36' 44,4" 82 E Brouture

15 61° 24' 15,6" 71° 36' 37,7" 88 E Brouture

16 61° 24' 15,6" 71° 36' 35,6" 68 ENE Brouture

17 61° 24' 14,9" 71° 36' 32,6" 82 E Brouture

18 61° 24' 14,3" 71° 36' 30,7" 84 E Brouture

19 61° 24' 13,4" 71° 36' 27,7" 82 E Brouture

20 61° 24' 12,5" 71° 36' 26,1" 84 E Brouture

21 61° 24' 22,2" 71° 36' 42" 74 ENE Brouture

22 61° 24' 27,4" 71° 36' 53" 96 E Brouture

23 61° 24' 28,8" 71° 36' 51,9" 78 E Brouture

24 61° 24' 29,3" 71° 36' 50" 96 E Brouture

25 61° 24' 29,9" 71° 36' 49" 82 E Brouture

28

Tableau 1 : Directions de l’écoulement glaciaire observées sur Aivirtuuq (suite)

N Coordonnées

Degré (°) Orientation Forme Latitude (N) Longitude (E)

26 61° 24' 55,9" 71° 36' 40" 72 ENE Brouture

27 61° 24' 53" 71° 36' 24,3" 74 ENE Brouture

28 61° 24' 45,6" 71° 35' 36,5" 72 ENE Brouture

29 61° 24' 46,2" 71° 35' 34,7" 94 E Brouture

30 61° 24' 46,4" 71° 35' 30,2" 74 ENE Brouture

31 61° 24' 45,8" 71° 35' 14,5" 86 E Brouture

32 61° 24' 45,7" 71° 35' 13,9" 74 ENE Brouture

33 61° 24' 45,7" 71° 35' 12,2" 76 ENE Brouture

34 61° 24' 08,2" 71° 35' 09,9" 76 ENE Brouture

35 61° 24' 43,3" 71° 35' 05,7" 76 ENE Brouture

36 61° 24' 39,8" 71° 34' 38,9" 72 ENE Brouture

37 61° 24' 37" 71° 34' 32" 78 E Brouture

38 61° 24' 36,8" 71° 34' 23,7" 94 E Cannelure

39 61° 24' 30,4" 71° 34' 12,6" 94 E Brouture

40 61° 24' 23,3" 71° 34' 32" 78 E Brouture

41 61° 24' 24,4" 71° 34' 49,3" 86 E Cannelure

42 61° 24' 22,6" 71° 35' 32,2" 78 E Brouture

43 61° 24' 22,7" 71° 35' 42,9" 82 E Brouture

44 61° 24' 22,3" 71° 35' 43,5" 78 E Brouture

45 61° 24' 22,1" 71° 35' 52,9" 90 E Brouture

Moyenne 80 E

29

Un des faits étonnants est que les stries glaciaires sont introuvables sur Aivirtuuq. Ces

marques d’érosion sont liées directement à l’abrasion du substratum par de fins fragments

rocheux et minéraux que contient la base du glacier (Benn et Evans, 2010). Selon des

études expérimentales et des observations sur le terrain, si les conditions optimums sont

remplies, ces marques glaciaires peuvent rapidement être érodées suite à leur formation

(Benn et Evans, 2010). L’hypothèse d’un glacier à base froide est exclue, car plusieurs

autres marques telles que des broutures ou des cannelures ont été observées. De ce fait,

différentes variables comme les propriétés physico-chimiques de la roche mère, les

caractéristiques du glacier ou les conditions climatiques auraient pu faire disparaître

hâtivement et/ou empêcher la préservation de ces traces de largeur millimétriques (Iverson,

1990). De nombreux polis glaciaires ont été recensés, ce qui indique tout de même, une

interaction de la base du glacier sur la roche.

Une autre forme singulière a été observée sur le littoral rocheux de la péninsule; il s’agit

des formes plastiques (p-forms). Ces structures ont été appelées ainsi grâce à leur aspect qui

ressemble à un objet qui aurait été moulé par un matériel plastique (base du glacier).

L’origine de ces formes lisses viendrait de processus d’écoulements et/ou de processus

d'abrasion sous-glaciaires d’un glacier riche en débris. L’eau de fonte chargée en sédiment

détritique de toutes tailles et circulant à grande vitesse sous le glacier permettrait cette

érosion du socle rocheux (Dahl, 1965; Kor et al., 1991). Ils existent plusieurs tailles et

formes. À Aivirtuuq, deux types de formes plastiques ont été observées : 1) le type non-

directionnel (ne donne pas de sens d’écoulement) qui est caractérisé par une surface

ondulée de faible amplitude (< 1 m) (Figure 15) et 2) le type longitudinal qui est marqué

par une dépression (< 30 cm) à fond semi-circulaire rectiligne aussi appelée cannelure. Ce

type d’érosion glaciaire permet de déduire l’orientation de l’écoulement glaciaire, alors que

d’autres marques telles les broutures permettent de déduire, en plus, le sens de l’écoulement

glaciaire.

30

Figure 15 : Poli glaciaire avec formes plastiques (p-forms), presqu’île d’Aivirtuuq

3.1.2. Héritage postglaciaire

3.1.2.1. Vestiges marins

Suite au retrait glaciaire, la région a été envahie par la mer d’Iberville jusqu’à une altitude

de 120 m (Gray et al., 1993). Cette transgression marine a permis le comblement des

dépressions par des sédiments fins (argile et silt). Le relèvement isostatique subséquent

engendré par l’allégement du continent a forcé la mer à se retirer. Lors de la régression

marine en étapes il y a eu formation de terrasses d’accumulation, sous forme de plages

soulevées en escalier. Ces vestiges marins sont généralement constitués d’une surface plus

ou moins aplanie ainsi que d’un talus. Elles sont juchées au-dessus du niveau marin actuel.

Ainsi, elles représentent un niveau passé de la mer dans une région en surrection (Figure

16) (Genest, 2000). Les types de dépôts que peut contenir la surface d’une plage soulevée

peuvent être très variés, elle peut aussi être taillée à même la roche (Dionne, 2002). Les

plages soulevées répertoriées dans la vallée 1, 2 et 3 d’Aivirtuuq se sont donc formées par

l’accumulation de dépôts meubles nivelés par l’action des vagues et des marées (marnage

actuel d’environ 8 m au maximum à cet endroit) (Pêches et Océans Canada, 2013).

31

Au total, 25 terrasses réparties sur 16 niveaux ont été recensées montrant ainsi un

relèvement progressif des terres (Tableaux 2 et 3). La terrasse la plus ancienne (T1) est

perchée à une altitude de 61 m a.s.l., tandis que la terrasse T16 correspondant à la plage

subactuelle est à une hauteur moyenne de 2 m a.s.l. (Figure 16).

Figure 16 : Localisation des terrasses marines près de Saunitarlik, Vallées 1-3

La terrasse T1 (61 m a.s.l.) a été identifiée au sommet de la vallée 3, ce qui correspond aux

endroits où les plus hauts sédiments meubles d’Aivirtuuq ont été trouvés. La surface de T1

est constituée principalement de sable grossier, gravier et de blocs émoussés. D’ailleurs, ce

type de sédiments a un très bon drainage favorisant la croissance de lichen. On peut

également discerner des crêtes de plage et des inter-crêtes qui sont aisément observables

grâce à une végétation différentielle liée à l’humidité entre les creux et les sommets. La

terrasse T2 qui se situe à une altitude de 57 m a.s.l., bien qu’elle soit assez similaire à T1, a

une surface dominée par des dépôts relativement moins grossiers et donc moins bien

drainés.

32

La terrasse T3 a été relevée dans la vallée 1 et la vallée 3 à une altitude de 48 m a.s.l. C’est

la seule terrasse que l’on a identifiée dans la petite vallée 1 (qui pourrait être considérée

comme une vallée affluente de la vallée 3). Dans la vallée 1, la surface de T3 est formée de

plusieurs blocs émoussés ainsi qu’un peu de sable et colonisée par du lichen épars alors que

dans la vallée 3, T3 a une surface composée de sable moyen à galets bien émoussés et

quelques blocs isolés; la végétation dominée par du lichen assez dense.

Ensuite, les terrasses allant de T4 (41 m a.s.l.) à T7 (32 m a.s.l.) ont été relevées dans les

vallées 2 et 3. Dans la vallée 2, la surface de ces terrasses est beaucoup plus graveleuse

avec quelques blocs émoussés et mieux drainée alors que dans la vallée 3, ces terrasses sont

généralement constituées de sable moyen, de galets et de quelques blocs bien émoussés; les

dépôts sont mal drainés et cette section est caractérisée par la présence de plusieurs cours

d’eau éphémères, dont la Rivière aux ossements (Figure 17 et Tableaux 2 et 3). Ces cours

d’eau génèrent du ravinement dans les sections amont et entaillent les terrasses marines, les

rendant parfois difficilement reconnaissables. En général, les portions de terrasses les

mieux conservées se trouvent en marge des vallées, puisque les cours d’eau sont davantage

actifs au centre de celles-ci.

Figure 17 : Plus haute terrasse (41 m a.s.l.) de la vallée 2, presqu’île d’Aivirtuuq

33

Figure 18 : Champ de blocs émoussés par la mer sur T4, Vallée 2

La surface des terrasses T8, T9, T10 et T11 qui ont été identifiées dans les deux vallées est

assez semblable : elle est formée d’une épaisse (1-1,5 m) couche de sable moyen; les

lichens couvrent les sections sèches alors que des plantes herbacées se sont établies près

des étendues d’eau. Plusieurs ruisseaux parcourent la surface et les talus de ces terrasses

sablonneuses ce qui cause leur érosion parfois très importante. La surface des terrasses T9-

T11 de la vallée 3 est caractérisée par des sols polygonaux.

Les terrasses T12, T13, T14, T15 ont été identifiées dans la partie aval de la vallée 3 après

la confluence avec la vallée 2. La largeur des terrasses atteint 175 m. Elles sont

majoritairement constituées d’une couche épaisse (1-2 m) de sable moyen insérant quelques

blocs émoussés. Les sédiments sont généralement mal drainés. La surface présente des

ravinements créés par les cours d’eau et ruisseaux actifs ou inactifs (actuellement). La

végétation est formée de plantes herbacées et de mousses (ex. : sphaignes) avec parfois une

surface en dépression et hummocks. Finalement, la plage actuelle (T16) est formée de sable

moyen riche en minéraux lourds. De nombreux blocs émoussés ou anguleux ainsi que des

affleurements rocheux polis sont présents le long des rives. On peut également remarquer

une végétation herbacée en touffe à travers les laisses de mer.

34

Le site JiEv-15 (Rivière aux ossements) est situé, entre les terrasses T4 (41 m a.s.l.) et T8

(28,5 m a.s.l.), sur le côté droit de la vallée 3 en regardant vers l’aval, le long d’un

affleurement rocheux (Figure 16). Les terrasses marines étagées sont difficilement

identifiables à cet endroit, puisque le cours d’eau de la Rivière aux ossements a sans doute

érodé une bonne partie des dépôts sableux formant ces terrasses. La végétation le long et

près du cours d’eau est dense et est constituée de plantes herbacées et de mousses,

indiquant un milieu très humide.

Tableau 2 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 2

Vallée 2

Nom

Coordonnées Altitude

(m a.s.l.) Description de la surface Latitude (N) Longitude (E)

T4 61° 24' 31,9" 71° 36' 17,2" 41

Plus haute terrasse de cette vallée

Importante présence de blocs émoussés

Sol bien drainé

Peu ou pas de dépôts meubles

Présence de lichen

T5 61° 24' 32,2" 71° 36' 20,1" 38

Importante présence de blocs émoussés

Sol bien drainé


Présence de lichen

T6 61° 24' 32,1" 71° 36' 25,6" 34

Importante présence de blocs

Sol bien drainé


Présence de lichen

T7 61° 24' 31,5" 71° 36' 27,1" 32

Sable moyen à grossier de faible épaisseur

Présence de blocs émoussés isolés

Sol bien drainé

Présence de lichen

Chenaux saisonniers ou intermittents

T8 61° 24' 30,5" 71° 36' 30,4" 28,5

Sable moyen (début des particules plus fines)


Sol bien drainé

Présence de lichen


Affleurements rocheux en périphérie

35

Tableau 2: Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 2 (suite)

T9 61° 24' 25,7" 71° 36' 19,7" 25,5

Sable moyen épais

Sol mal drainé

Végétation de lichen (sec) et d’herbacées

(humide) près des ruisseaux

Ravinement causé par plusieurs cours

d’eau actifs ou saisonniers

T10 61° 24' 28,9" 71° 36' 35,3" 22

Sable moyen


Sol bien drainé

Présence de lichen


Présence de rides de ruissellement

T11 61° 24' 24,4" 71° 36' 24,9" 20

Sable moyen épais

Sol mal drainé





Tableau 3 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 3

Vallée 3

Nom

Coordonnées Altitude

(m a.s.l.) Description de la surface Latitude (N) Longitude (E)

T1 61° 24' 30,6" 71° 35' 51,5" 61

Plus haute terrasse d’Aivirtuuq

Sable grossier, gravier et de

blocs émoussés

Présence de crêtes et d’inter-crêtes de plage

Sol bien drainé


Présence de lichen peu dense

T2 61° 24' 30,2" 71° 35' 51,5" 57

Sable moyen (début des particules plus fines)


Présence de crêtes et d’inter-crêtes de plage

Sol mal drainé

Végétation d’herbacées (humide)

T3 61° 24' 24,3" 71° 36' 01,2" 48

Sable moyen et galets bien émoussés


Sol bien drainé

Présence de lichen

36

Tableau 3 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 3 (suite)

T4 61° 24' 28,4" 71° 36' 05,5" 41

Sable moyen et galets bien émoussés


Sol bien drainé

Présence de lichen

Début d’un cours d’eau

T5 61° 24' 28,3" 71° 36' 08,3" 38

Sable moyen


Sol mal drainé

Végétation d’herbacées (humide)


d’eau actifs ou inactifs

T6 61° 24' 27,6" 71° 36' 10,9" 34

Sable moyen épais


Sol mal drainé





T8 61° 24' 26,1" 71° 36' 16,5" 28,5

Sable moyen épais

Sol mal drainé





Présence de sols polygonaux

T9 61° 24' 25,7" 71° 36' 19,7" 25,5

Sable moyen épais

Sol mal drainé






T10 61° 24' 24,8" 71° 36' 22,2" 22

Sable moyen épais

Sol mal drainé






37

Tableau 3 : Tableaux d'identification des terrasses marines d’accumulation de la vallée 3 (suite)

T11 61° 24' 24,5" 71° 36' 24,9" 20

Sable moyen épais

Sol mal drainé






T12 61° 24' 26,6" 71° 36' 37,5" 16

Sable moyen épais et galets parsemés


Sol bien drainé

Ravinement important causé par plusieurs

cours d’eau actifs ou saisonniers

Présence de rides de ruissellement

Présence de lichen et de peu d’herbacées


T13 61° 24' 26,2" 71° 36' 42,9" 10

Sable moyen et graviers


Sol bien drainé





Surface en hummocks par endroits

T14 61° 24' 25,7" 71° 36' 44,1" 7,5



Sol bien drainé






T15 61° 24' 26" 71° 36' 45,4" 6,5



Sol mal drainé



Forte présence d’herbacées et

de sphaigne (très humide)


T16 61° 24' 23" 71° 36' 48,1" 2

Plage actuelle

Sable moyen avec minéraux lourds


Plusieurs affleurements rocheux polis

Débris végétaux provenant de la mer

Végétation d’herbacées en touffe

38

3.1.2.2. Processus actuels affectant Aivirtuuq et le site archéologique

La majorité des mécanismes présents sur Aivirtuuq ont un lien direct avec le pergélisol ou

la neige qui caractérisent les régions périglaciaires. De ce fait, le terme périglaciaire fait ici

référence aux processus cryogéniques et aux formes associées aux agents froids autres que

la glace de glaciers et l’eau de fonte glaciaire (Hamelin, 1965). Sur la presqu’île, plusieurs

phénomènes liés aux processus périglaciaires ont pu être observés.

3.1.2.2.1. Développement de réseaux hydriques rectangulaires et ruissellement de surface

Avec la fonte printanière, les précipitations liquides, le dégel du mollisol et la reprise des

cours d’eau, les processus fluviaux, dans un environnement périglaciaire, peuvent jouer un

rôle important dans la formation d’un paysage. L’occurrence d’un réseau hydrographique

sur Aivirtuuq indique que des processus d’érosion et de transport fluviatiles sont à l’œuvre

pendant la période libre de glace et de neige (fin printemps/été). Puisque la vallée est

principalement constituée de sable, les processus fluviaux remobilisent ce sédiment non

cohésif (Hjulström, 1935; Selby, 1993). Parfois, le long des cours d’eau, des affouillements

de sédiments sous la végétation ont été observés en raison de la mise en transport des

sédiments sous-jacents. Dans la partie médiane et la partie aval de la vallée, les cours d’eau

ont tendance à emprunter des coins de glace en engendrant la formation d’un réseau

hydrographique rectangulaire dans ces secteurs (Figure 19).

Figure 19 : Ruisseau empruntant un coin de glace, Vallée 3

39

Plusieurs chenaux inactifs végétalisés ont également été observés tant dans la vallée 2 que

la vallée 3 (Figure 20). Ces chenaux ont possiblement été formés lors des périodes

d’intense ruissellement de surface. Par ailleurs, le pergélisol continu a aussi un impact

majeur sur la présence de ruissellement de surface, puisque le pergélisol rend imperméable

le sol à une très faible profondeur (30-40 cm). De ce fait, la couche sommitale est

rapidement saturée en eau lors de la fonte printanière, ce qui engendre le début du

ruissellement de surface (Lewkowicz, 1988).

Figure 20 : Chenal inactif fossile repris par la végétation, Vallée 2

3.1.2.2.1. Processus éoliens

L’action éolienne influence d’autres processus tels que la répartition de la neige ou l’action

fluviale (French, 2007). À Aivirtuuq, on peut remarquer la présence de formes passées et

récentes causées par le vent. Les zones de déflation sont celles qui sont les plus fréquentes

(Figure 21). Elles se forment là où la végétation est mince et facilement érodée. La

profondeur de ces petites dépressions peut aussi varier selon la hauteur de la nappe

phréatique dans le sol (Good and Bryant, 1985). Suite à une ouverture du couvert végétale,

le vent transporte les particules les plus fines et laisse sur place un pavage (lag) de

sédiments plus grossiers (Trenhaile, 2007). On a pu aussi observer des zones de déflation

15 m

40

« fossiles », autrement dit, elles ne sont plus actives puisqu’elles ont été complètement

occupées par la végétation.

Figure 21 : Zones de déflation, Vallée 4

41

3.1.2.2.3. Processus liés au gel/dégel

Étant le principal mécanisme de météorisation des roches en milieu périglaciaire, le

gel/dégel est à la base de plusieurs formes de terrains trouvées sur la presqu’île. Ces formes

peuvent être causées par trois processus distincts : 1) la contraction et la fracturation

thermique d’un sol riche en glace, 2) la formation de glace de ségrégation et 3), la

gélifraction (Trenhaile, 2007).

Par exemple, la présence de sols polygonaux dans le secteur médian et aval de la vallée 2 et

3 résulte du mécanisme relié à la fracturation d’un sol gelé (Figure 22). Les fissures créées

par ce phénomène dans les sédiments sableux peuvent être occupées par de la glace afin de

former des coins de glace. Subséquemment, les fentes s’agrandissent graduellement selon

l’eau disponible et les cycles cryogéniques saisonniers. De même, la pression engendrée par

cette glace peut générer des déformations et des bourrelets de chaque côté (Lachenbruch,

1962; Kasper et Allard, 2001; Lemelin, 2009).

L’existence d’ostioles en amont de la vallée 4 traduit l’activité cryogénique dans les

sédiments post-glaciaires. Correspondant à un bombement de sol, ces formes sont

habituellement de configuration circulaire. Au cœur de ces structures périglaciaires se

trouvent des sédiments sableux très fins et les bordures sont, quant à elles, composées de

particules plus grossières telles que des graviers et des galets.

Finalement, les formes périglaciaires issues de l’expansion (9 %) de l’eau passant de la

forme liquide à solide sont celles qui sont les plus courantes à Aivirtuuq. De nombreux

gélifracts de toutes tailles sont présents partout sur la presqu’île et parfois même sous forme

de grands regroupements de blocs très anguleux. La gélifraction peut également participer à

l’agrandissement de fissures et au phénomène d’exfoliation dans les affleurements rocheux.

42

Figure 22 : Sols polygonaux, Vallée 3

43

3.2. Reconstitution des environnements sédimentaires

Onze coupes extra-site réparties dans deux vallées distinctes (2 et 3) ont été étudiées et

échantillonnées afin de mieux comprendre le cadre stratigraphique d’Aivirtuuq. À même le

site JiEv-15, quatorze autres coupes ont été excavées et analysées afin de déceler l’impact

des activités de boucherie sur la formation du sol.

3.2.1. Stratigraphie et granulométrie extra-site

Parmi les coupes extra-site (Figure 23), cinq ont été excavées dans la vallée 2 et six autres

dans la vallée 3. Ces coupes de profondeur variant entre 36 et 180 cm ont été mises au jour

afin d’étudier les dépôts meubles non affectés par les activités anthropiques.

Figure 23 : Localisation des coupes stratigraphiques extra-site, Vallées 2 et 3

Site JiEv-15

44

3.2.1.1. Coupe V2-CT13A

La coupe V2-CT13A est excavée dans la terrasse T13 (10 m a.s.l), laquelle est située en

périphérie de la vallée 2, dans une zone de déflation. Cette coupe est près d’un affleurement

rocheux et d’un ruisseau qui ne l’affecte pas actuellement. D’une épaisseur de 1,2 m, la

coupe V2-CT13A est composée de deux unités distinctes. L’unité 1 à la base de la coupe a

une épaisseur visible de 5 cm; elle est constituée de galets émoussés à matrice sableuse

brune jaunâtre foncée (10YR 4/4) (Figure 24). L’unité 2, d’une épaisseur de 1,1 m, est

composée de six couplets de sable grossier gris brunâtre clair (10YR 6/2) et de sable moyen

brun jaunâtre (10YR 5/4); les couplets ont une inclinaison de 12° vers le sud-est dans la

direction de la petite baie, ce qui coïncide aussi à l’angle local et l’orientation de 245° de la

pente de la vallée. Les lits de sable grossier comportent quelques galets alors que les lits de

sable moyen comprennent des minéraux lourds laminés. D’autre part, les 10 cm supérieurs

de la coupe sont affectés par la pédogenèse. En effet, on y distingue un mince horizon Ae

grisâtre surmontant un horizon B orangé. Ce profil serait associé à un podzol faiblement

développé que l’on peut retrouver dans les milieux arctiques. Ce type de sol est également

appelé podzol arctique ou micropodzol (Ugolini, 1986).

Figure 24 : Coupe V2-CT13A

45

Les données granulométriques indiquent que le lit grossier de l’unité 2 est formé d’environ

5 % de gravier et 95 % de sable (Tableau 4). La taille moyenne des grains est de 0,76 Φ, ce

qui correspond à du sable grossier. L’indice de tri de 0,53 Φ indique que les sédiments sont

modérément bien triés. La valeur de -0,63 Φ de l’indice d’asymétrie signifie que le

classement est meilleur du côté des sédiments fins. D’autre part, le lit de sable moyen est

formé de 100 % de sable (Tableau 4). La taille moyenne de 1,77 Φ, suggère qu’il s’agit

d’un sable moyen, alors que l’indice de tri (0,53) Φ indique un dépôt modérément trié.

L’indice d’asymétrie est de -0,24 Φ, ce qui signifie que le classement est symétrique.

Les données morphoscopiques et morphométriques des galets prélevés dans l’unité basale

de la coupe indiquent un indice d’aplatissement moyen de 2,42 et un indice de dissymétrie

moyen de 0,86. On peut déduire que les valeurs obtenues suggèrent une forme se trouvant à

mi-chemin entre une sphère et un disque comme l’illustre le diagramme de Zingg (Figure

25) (Boggs, 2006). Ce dépôt correspondrait à un till ayant été remanié par la mer.

Tableau 4 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT13A

Coupe V2-CT13A Composition Indices granulométriques (Moments statistiques)

Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur

(phi) Interprétations

U2

(moyen) 42-55 0,0 100,0 0,0

Tm 1,77 Sable moyen

It 0,53 Modérément bien trié

Ia -0,24 Symétrique

U2

(grossier) 39-42 5,0 95,0 0,0

Tm 0,76 Sable grossier

It 0,92 Modérément trié

Ia -0,63 Classement meilleur du côté des

sédiments fins

Tm : Taille moyenne It : Indice de tri Ia : Indice d’asymétrie

46

Figure 25 : Diagramme de Zingg des galets de la coupe V2-CT13A

3.2.1.2. Coupe V2-CT13B

La coupe V2-CT13B est également excavée dans la terrasse T13 à une quarantaine de

mètres à l’est de la coupe précédente. D’une épaisseur d’environ 36 cm (jusqu’à la nappe

phréatique), cette coupe a été subdivisée en deux unités superposées (Figure 26). À la base,

l’unité 1 (5 cm) est composée de blocs et de galets émoussés et subanguleux à matrice de

sable moyen à grossier brun foncé (10YR 4/3) stratifiée horizontalement. L’unité 2 (34 cm

d’épaisseur) est formée de sable moyen de couleur brun olive (2,5Y 4/3). En termes

pédologiques, l’unité présente au sommet un horizon éluvial (Ae), surmontant un horizon B

brunâtre. L’horizon sous-jacent est l’horizon C. Ce profil de sol est associé à un podzol

arctique.

47

Figure 26 : Coupe V2-CT13B

L’unité 1 est constituée de galets et de blocs émoussés à matrice de sable (Figure 26). En

termes granulométriques, le sable de cette matrice a une taille moyenne et est modérément

trié (Tableau 5). L’unité 2 est constituée aussi d’un sable moyen et modérément bien triée,

mais il est relativement plus fin que dans l’unité 1.

Tableau 5 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT13B

Coupe V2-CT13B Composition Indices granulométriques (Moments statistiques)

Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U2 0-34 0,0 100,0 0,0

Tm 1,74 Sable moyen



U1 35-? 0,0 100,0 0,0

Tm 1,55 Sable moyen


Ia -0,44 Classement meilleur du côté des

sédiments fins


3.2.1.3. Coupe V2-CT12

Située à l’embouchure d’un chenal inactif caractérisé par d’anciennes rides d’écoulement

d’une dizaine de centimètres de hauteur et végétalisées, la coupe V2-CT12 est entourée de

48

sols polygonaux. Cette coupe creusée dans la terrasse T12 à une altitude de 16 m a.s.l. et a

une épaisseur d’environ 95 cm jusqu’à la nappe phréatique. Elle est formée de quatre unités

superposées (Figure 27). À la base, l’unité 1 (épaisseur visible de 5 cm) est composée de

galets émoussés et subanguleux à matrice de sable moyen brun olive (2,5Y 4/3), l’unité 2

(22 cm d’épaisseur) est constituée de sable moyen brun foncé (7,5Y 3/3) stratifié avec des

lits diffus de minéraux lourds. L’unité 3 (14 cm d’épaisseur) est formée de sable fin à

moyen brun grisâtre (10YR 5/2) insérant cinq lits de matière organique noirâtre (5YR

2,5/0) dont chacun est de 1 cm d’épaisseur en moyenne. Un lit organique situé à

70 cm/surf. a été daté à 1 450 ans B.P. Finalement, l’unité 4 (59 cm d’épaisseur) est

composée de sable moyen brun grisâtre foncé (10YR 4/2) insérant trois lits de sable

organique brun foncée (10YR 2/2); chacun des lits mesure 1 cm en moyenne. La partie

supérieure de la coupe est affectée par la pédogénèse ce qui a résulté à l’individualisation

de trois horizons distincts (Ae, B et C); ce profil de sol est associé à un podzol arctique.

Figure 27 : Coupe V2-CT12

49

En termes de données granulométriques, les unités 2, 3 et 4, qui se distinguent par leurs

structures sédimentaires, sont formées par du sable moyen modérément trié (Tableau 6).

L’indice d’asymétrie (0,06; 0,92; 2,60 Φ) suggère un classement symétrique ou meilleur du

côté des sédiments grossiers (Tableau 6).

Les données morphoscopiques et morphométriques des galets prélevés dans l’unité 1

indiquent un indice d’aplatissement moyen de 2,61 et un indice de dissymétrie moyen de

0,65. Les valeurs et le diagramme de Zingg suggèrent une forme se trouvant à mi-chemin

entre une sphère et un disque (Figure 28). Ce dépôt consiste en un till ayant été remanié par

la mer.

Tableau 6 : Données granulométriques des échantillons prélevés de la coupe V2-CT12

Coupe V2-CT12 Composition Indices granulométriques (Moments statistiques)

Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U4 0-59 0,0 98,0 2,0

Tm 1,97 Sable moyen


Ia 0,92 Classement meilleur du côté des

sédiments grossiers

U3 60-73 0,0 96,0 4,0

Tm 1,84 Sable moyen




U2 74-95 0,0 100,0 0,0

Tm 1,46 Sable moyen




Figure 28 : Diagramme de Zingg des galets de la coupe V2-CT12

50

3.2.1.4. Coupe V2-CT10

La coupe V2-CT10 a été creusée dans une des parois d’une cuvette de déflation formée à la

surface de la terrasse T10 à une altitude de 23 m a.s.l. D’une épaisseur de 1,8 m, elle est la

plus profonde des coupes étudiées et comporte cinq unités distinctes surmontant le

pergélisol (Figure 29). À la base, l’unité 1 est une rudite composée de galets émoussés avec

une matrice de sable moyen brun foncé (10YR 4/3). L’unité 2 (42 cm d’épaisseur) est

composée de sable fin à moyen brun foncé (10YR 4/3) insérant une douzaine de lits de

matière organique noirâtre (10YR 2/1) dont chacun mesure 1 cm en moyenne. Le douzième

lit à 141 cm de profondeur a été daté à 3 290 ans B.P. L’unité 3 (58 cm) est constituée de

sable moyen brun foncé (10YR 4/3) incluant trois lits de matière organique diffuse brun

foncé (10YR 2/2). L’unité 4 (40 cm d’épaisseur) composée de lits sableux à stratification

entrecroisée de couleur brun foncé (10YR 2/2) imbriquée dans l’unité 3. Deux lits (1 cm)

de matière organique brun foncé (10YR 2/2) de l’unité ont été en partie érodés par le cours

d’eau qui a mis par la suite en place les sédiments de l’unité 4. L’unité 5 (40 cm

d’épaisseur) débute avec un épais lit (7 cm d’épaisseur) de matière organique noire (10YR

2/1) irrégulier surmonté de sable fin à moyen brun grisâtre (10YR 5/2) insérant de la

matière organique diffuse. Ce lit organique a été daté à 1 030 ans B.P. Un second lit de

matière organique brun foncé (10YR 2/2) de 1 cm est situé au milieu de de l’unité 5 (25 cm

de profondeur). Contrairement aux coupes précédentes, les sédiments de cette coupe ne

sont pas affectés par les processus de la pédogénèse excepté l’unité 5 qui correspond à

l’horizon cumulique Ah. Ce profil de sol est associé à un cryosol statique régosolique

(Groupe de travail sur la classification des sols, 2002).

51


52

En ce qui concerne la granulométrie, l’indice de la taille moyenne et l’indice de tri

indiquent que les sédiments sableux de chacune des unités 2, 3, 4 et 5 sont formés de sable

moyen modérément trié (Tableau 7). L’indice d’asymétrie suggère soit un classement

symétrique ou un meilleur classement du côté des sédiments grossiers (Tableau 7).



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U5 0-40 0,0 98,0 2,0

Tm 1,81 Sable moyen




U4

(lits

entrecroisés)

41-80 0,0 98,0 2,0

Tm 1,78 Sable moyen




U3 81-139 0,0 100,0 0,0

Tm 1,67 Sable moyen



U2 140-180 0,0 97,0 3,0

Tm 1,85 Sable moyen





3.2.1.5. Coupe V2-CT8

La coupe V2-CT8 correspond, par rapport aux autres coupes, à la plus haute coupe en

altitude dans la vallée 2. Elle est également située dans une zone assez étroite de la vallée

entre deux affleurements rocheux. Cette coupe a été creusée dans la terrasse T8 située à une

altitude de 28,5 m a.s.l. D’une épaisseur totale de 59 cm, cette coupe est formée d’une seule

unité surmontant le substratum rocheux cristallin (Figure 30). Cette unité est composée de

sable brun foncé (10YR 3/3) insérant cinq lits de matière organique très diffuse. La section

basale (20-60 cm) renferme trois lits diffus de matière organique brun foncé rougeâtre

(2,5YR 3/3) dont chacun a une épaisseur moyenne de 1 cm. Près du sommet de l’unité se

trouvent deux lits de matière organique noirâtre (10YR 2/1) de 1 cm d’épaisseur chacun.

Les sédiments de cette coupe ont été pédogénéisés puisqu’on y a distingué un horizon

53

éluvié grisâtre (Ae), un horizon illuvié brunâtre (B) et un horizon intact (C); ce profil de sol

est associé à un podzol arctique.


Le dépôt sableux de l’unité 1 est formé de 100 % de sable moyen (Tm = 1,59 Φ)

modérément bien trié (It = 0,57 Φ) (Tableau 8). L’indice d’asymétrie de 0,11 Φ indique un

classement symétrique des sédiments.



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U1 0-59 0,0 100,0 0,0

Tm 1,59 Sable moyen


Ia 0,11 Symétrique


54

3.2.1.6. Coupe V3-CT10A

La coupe V3-CT10A a été creusée dans une zone de déflation surmontant la terrasse T10

(23,5 m a.s.l.) près d’un affleurement rocheux et en périphérie de la vallée 3. Cette coupe

mesurant 116 cm d’épaisseur jusqu’à la nappe phréatique est composée de deux unités

distinctes (Figure 31). À la base, l’unité 1 (96 cm d’épaisseur) est formée de sable fin à

moyen laminé jaune pâle (2,5Y 7/4) insérant cinq lits de sable moyen à grossier jaune

rougeâtre (7,5YR 8/6) à minéraux lourds; chacun des lits est de 2 cm d’épaisseur. Les lits

ont une inclinaison de 8° vers le sud-est (245°). L’unité 2 (20 cm d’épaisseur) est composée

de sable fin brun rougeâtre (5YR 4/4) qui évolue progressivement vers un sable brun

grisâtre (10YR 5/2). Il s’agit de l’horizon B (sable oxydé) et Ae (sable lessivé)

respectivement. Ce profil est associé à un podzol arctique.


55

Les données granulométriques de l’unité 1 confirment que le lit grossier est formé par du

sable moyen alors que le lit fin est formé par des sables dont la taille moyenne est de 2 Φ

indiquant un sable fin. Pour les deux lits, les sédiments sont modérément triés (Tableau 9).

L’indice d’asymétrie suggère que le classement est meilleur du côté des sédiments grossiers

pour le lit grossier alors qu’il est symétrique pour le lit fin. L’unité 2 est composée de

sédiments dont les propriétés granulométriques sont similaires à celle des sédiments du lit

fin de l’unité 1; elle est formée de sable fin modérément trié (Tableau 9).



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U2 0-20 0,0 97,0 3,0

Tm 2,01 Sable fin




U1 (fin) 59-74 0,0 100 0,0

Tm 2,00 Sable fin


Ia 0,11 Symétrique

U1

(moyen) 75-77 0,0 98,0 2,0

Tm 1,52 Sable moyen





3.2.1.7. Coupe V3-CT10B

Localisée dans un secteur dominé par des sols polygonaux, la coupe V3-CT10B a été

excavée dans la rive gauche d’un ruisseau faisant partie d’une terrasse T10 à une altitude de

23,5 m a.s.l. La coupe mesurant 89 cm d’épaisseur jusqu’à la nappe phréatique est divisée

en trois unités distinctes (Figure 32). À la base, l’unité 1 (57 cm d’épaisseur) est composée

de quatre couplets de lits de sable moyen jaune brun clair (2,5Y 6/3) à minéraux lourds

laminés et de lits de sable moyen à grossier brun olive clair (2,5Y 5/3); chacun des lits a

une épaisseur de 2 à 2,5 cm d’épaisseur. Les lits ont un pendage variant entre 18° et 22°

alors que l’inclinaison moyenne de la pente de la vallée est de 7°. L’unité 2 (18 cm

d’épaisseur) est constituée de sable massif brun (7,5YR 5/3) alors que l’unité 3 (14 cm

d’épaisseur) est composée de sable fin à moyen brun grisâtre (10YR 5/2) insérant cinq lits

56

horizontaux de matière organique noire (7,5YR 2/0) dont chacun a une épaisseur moyenne

de 1 cm. L’unité 3 correspond à l’horizon cumulique Ah; ce profil est associé à un cryosol

statique régosolique.


En termes granulométriques, l’unité 1 et l’unité 2 sont similaires, elles sont formées de

sable moyen modérément trié et classé de façon symétrique (Tableau 10). Toutefois,

comme démontré plus haut, l’unité 1 est formée de lit oblique tandis que l’unité 2 est

massive. Ceci indique que l’origine des sédiments est la même (locale), alors que les

processus de mise en place diffèrent. L’unité 1 a vraisemblablement été formée par des

processus littoraux (minéraux lourds laminés) alors que l’unité 2 résulterait d’une

sédimentation de ces mêmes sédiments érodés et transportés par le ruissellement depuis

57

l’amont de la vallée. En ce qui concerne l’unité 3, le sable est moyen, mais moins trié que

le sable des unités précédentes et le classement est meilleur du côté des sédiments grossiers

(Tableau 10).



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U3 0-14 0,0 94,0 6,0

Tm 1,89 Sable moyen

It 1,09 Peu trié



U2 15-32 0,0 100,0 0,0

Tm 1,72 Sable moyen


Ia 0,43 Symétrique

U1

(moyen) 33-50 0,0 100,0 0,0

Tm 1,88 Sable moyen



U1

(grossier) 61-63 0,0 100,0 0,0

Tm 1,26 Sable moyen


Ia 0,22 Symétrique


3.2.1.8. Coupe V3-CT8A

La coupe V3-CT8A a été creusée dans la terrasse T8 à 29 m a.s.l. D’une épaisseur de

113 cm (jusqu’à la nappe phréatique), cette coupe est formée de deux unités (Figure 33). À

la base, l’unité 1 de 52 cm d’épaisseur a été divisée en deux sous-unités 1a et 1b. La sous-

unité 1a (20 cm d’épaisseur) est constituée de sable moyen brun foncé (10YR 3/3) insérant

plusieurs lits de minéraux lourds et deux lits de sable grossier brun jaunâtre (10YR 5/4)

d’environ 1,5 cm d’épaisseur chacun. La sous-unité 1b (32 cm d’épaisseur) est formée de

sable moyen brun foncé (10YR 3/3) laminé et riche en minéraux lourds. L’unité 2 (61 cm

d’épaisseur) commence par un lit de matière organique noir (10YR 2/1) d’environ 2 cm

d’épaisseur qui fut daté à 3 510 ans B.P.; on y distingue des traces de bioturbation (racines)

dans la partie droite de la coupe. À la base de l’unité 2, laquelle est composée de sable

moyen massif brun grisâtre foncé (5YR 3/1), ont été identifiés trois lits de matière

organique.

58

En termes pédologiques, les sédiments de l’unité 1 ont été affectés par la pédogenèse

puisqu’on y a identifié l’horizon éluvial Ae, l’horizon B et l’horizon C; il s’agit d’un

paléosol puisqu’il a été formé avant 3 510 ans B.P et a été enfoui par les sédiments de

l’unité 2. Cette dernière est aussi pédogénéisée, permettant l’individualisation d’horizons

pédologiques distincts (Ae, B et C). Ces deux profils de sol ancien et actuel sont associés à

un podzol arctique.


Les paramètres granulométriques des sédiments des unités 1 et 2 sont équivalents indiquant

un sable moyen modérément trié (Tableau 11). L’indice d’asymétrie variant entre -0,62 Φ

et 0,17, suggère un classement symétrique ou meilleur classement du côté des sédiments

grossiers.

59



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U2 0-60 0,0 100,0 0,0

Tm 1,60 Sable moyen


Ia 0,17 Symétrique

U1a

(moyen) 15-32 0,0 100,0 0,0

Tm 1,54 Sable moyen




U1a

(grossier) 33-50 0,0 100,0 0,0

Tm 1,26 Sable moyen




3.2.1.9. Coupe V3-CT8B

Située sur la rive gauche d’un ruisseau, la coupe V3-CT8B a été creusée parallèlement à la

pente de la vallée. D’une altitude de 28 m a.s.l, cette coupe a été excavée dans la terrasse

T8 et elle a une épaisseur de 80 cm jusqu’à la nappe phréatique. Elle a été divisée en trois

unités distinctes (Figure 34). À la base, l’unité 1 (28 cm d’épaisseur) est caractérisée par

quatre couplets de lits de sable moyen brun foncé (10YR 4/3) et de lits de sable grossier

brun rougeâtre (5YR 5/3) d’une épaisseur moyenne de 1 cm chacun. L’unité 2 (41 cm

d’épaisseur) correspond à un sable moyen brun (10YR 5/3) insérant plusieurs lits diffus ou

continus de matière organique noirâtre (5YR 2,5/1). On peut remarquer au centre de l’unité

une structure de comblement en cuvette limitée à la base par deux lits organiques distincts

rapprochés. Le lit organique correspondant au fond de la cuvette (37 cm d’épaisseur) a été

daté à 1 575 ans B.P. L’unité 2 se termine avec un épais lit organique noir (2,5Y 2/0) de

4 cm d’épaisseur. Finalement, l’unité sommitale (11 cm d’épaisseur) est constituée d’un

sable fin à moyen grisâtre (2,5Y 5/2) massif.

D’autre part, cette coupe correspond à trois sols superposés; le plus ancien est formé vers 1

575 ans B.P. et fut enfoui par les sédiments d’un sol plus récent puis ceux du sol actuel

(Figure 34). Les deux horizons Ae sont associés à des podzols arctiques.

60


Les données granulométriques de l’unité 1, tant pour le lit grossier que le lit fin, indiquent

qu’ils sont composés de sable moyen (Tm = 1,30 - 1,41 Φ) modérément bien trié (It = 0,62

- 0,79 Φ) (Tableau 12). L’indice d’asymétrie (0,30 Φ) suggère un classement symétrique

(U1 grossier) des sédiments ou un meilleur du côté des sédiments grossiers (U1 fin).

L’unité 2 est constituée de sable et de plusieurs lits continus ou diffus de matière organique.

Le sable a une taille moyenne et est modérément trié. L’indice d’asymétrie de 0,79 Φ

montre un meilleur classement du côté des sédiments grossiers. Le sable moyen de l’unité 3

est relativement mieux trié (0,81 Φ) que le sable de l’unité 2. Selon l’indice d’asymétrie

(1,81 Φ), le classement des sédiments est meilleur du côté des grains grossiers.

61



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U3 0-11 0,0 97,0 3,0

Tm 1,94 Sable moyen




U2 12-52 0,0 96,0 4,0

Tm 1,69 Sable moyen




U1

(moyen) 59-63 0,0 98,0 2,0

Tm 1,41 Sable moyen


Ia 0,09 Symétrique

U1

(grossier) 64-66 0,1 100,0 0,0

Tm 1,30 Sable moyen


Ia 0,30 Symétrique


3.2.1.10. Coupe V3-CT7

La coupe V3-CT7 est située sur la rive gauche d’un ruisseau dans la partie aval de la

vallée 1 (Figure 23). En amont de cette coupe, a été observé un chenal inactif végétalisé. À

une altitude de 31 m a.s.l., cette coupe de 76 cm d’épaisseur a été excavée dans la terrasse

T7. Quatre unités forment la coupe V3-CT38B (Figure 35). À la base, l’unité 1, d’une

épaisseur visible d’environ 10 cm, est une rudite composée de galets et de blocs

subarrondis à matrice de sable moyen brun foncé (10YR 3/3). L’unité 2 (10 cm

d’épaisseur) est formée de sable fin à moyen brun grisâtre (2,5Y 5/2) insérant quatre lits

organiques noirâtres d’environ 1 cm d’épaisseur chacun. L’unité 3 (60 cm d’épaisseur) est

constituée de sable moyen stratifié brun rougeâtre clair (5YR 6/3). On décèle aussi

plusieurs lits organiques brun foncé (7,5YR 3/3) d’apparence beaucoup plus diffuse alors

que le dernier lit organique noir plus foncé (2,5YR 2,5/0) de 2 cm d’épaisseur marque le

début de la prochaine unité. Enfin, l’unité 4 (6 cm d’épaisseur) est formée de sable fin à

moyen brun grisâtre (2,5Y 5/2) massif. Les sédiments de cette coupe ont été affectés par

des processus pédologiques permettant la formation des horizons distincts (Ae, B et C). Le

profil pédologique de ce sol est associé à un podzol arctique.

62


Les données granulométriques diffèrent un peu d’une unité à l’autre. En effet, pour

l’unité 2 la taille moyenne (1,99 Φ) et l’indice de tri (1,28 Φ) indiquent qu’il s’agit d’un

sable fin/moyen peu trié alors que l’unité 3 est principalement constituée de sable moyen

(Tm = 1,47 Φ) modérément bien trié (It = 0,64 Φ) (Tableau 13) et l’unité 4 est composée de

sable de taille fine (Tm = 2,03 Φ) peu trié (It = 1,07 Φ). L’indice d’asymétrie (1,74 Φ)

démontre généralement un meilleur classement du côté des sédiments grossiers.

63



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U4 0-6 0,0 94,0 6,0

Tm 2,03 Sable fin

It 1,07 Peu trié



U3 7-64 0,0 100,0 0,0

Tm 1,47 Sable moyen


Ia 0,28 Symétrique

U2 65-76 0,0 92,0 8,0

Tm 1,99 Sable fin/moyen

It 1,28 Peu trié




3.2.1.11. Coupe V3-CT6

La coupe V3-CT6 se trouve au centre de la vallée 3 sur la rive gauche d’un ruisseau. Elle a

été creusée dans la terrasse T6 à une altitude de 33,5 m a.s.l.. D’ailleurs, elle correspond à

la plus haute coupe analysée pour la stratigraphie extra-site. Cette coupe mesure 100 cm

d’épaisseur jusqu’à la nappe phréatique et elle est formée d’une seule unité, laquelle a été

subdivisée en deux sous-unités, 1a et 1b (Figure 36). La sous-unité 1a (64 cm d’épaisseur)

est composée principalement de sable moyen brun foncé (10YR 3/3) stratifié avec plusieurs

lits de minéraux lourds. Elle insère également trois lits de sable grossier brun clair (7,5YR

6/3) variant de 1 à 3 cm d’épaisseur. La sous-unité 1b (36 cm d’épaisseur) est constituée de

sable moyen riche en minéraux lourds; cette unité est de couleur brun foncé (10YR 3/3)

progressant par la suite vers un brun grisâtre (10YR 5/2).

Affectés par la pédogenèse, comme processus post-sédimentaire, les sédiments de cette

coupe ont été différenciés en trois horizons distincts, du sommet à la base, nous avons

identifié Ae, B et C (Figure 24). À l’instar des profils précédents, ce sol correspond à un

podzol arctique.

64


En termes granulométriques, les lits 1a grossier et 1a moyen sont formés du même type de

sédiments, en l’occurrence du sable moyen (Tm = 1,24 - 1,37 Φ) modérément trié (It = 0,82

- 0,72 Φ) avec un meilleur classement du côté des sédiments grossiers (Ia = 1,00 - 1,17 Φ)

(Tableau 14). Autrement dit, les sédiments de 1a grossier sont légèrement plus grossiers

que ceux de 1a moyen.



Unité Profondeur

(cm)

Graviers

(%)

Sable

(%)

Pélite

(< 63

μm)

(%)

Indices Valeur


U1a

(grossier) 37-39 0,0 100,0 0,0

Tm 1,24 Sable moyen




U1a

(moyen) 46-81 0,0 100,0 0,0

Tm 1,37 Sable moyen





65

3.2.2. Synthèse et intégration des données

La comparaison entre les coupes extra-site et l’intégration des données sédimentologiques

(morphoscopie des galets et granulométrie) a pour but de dresser un cadre stratigraphique

des vallées étudiées et de reconstituer la succession des processus sédimentaires

dépositionels et post-dépositionels (pédogénèse). La figure 37 illustre la répartition des

coupes étudiées selon l’altitude qui varie entre 9,5 m a.s.l. et 40,5 m a.s.l alors que la

figure 38 présente la stratigraphie des coupes excavées dans les terrasses. Le tableau 15

expose pour sa part les différentes datations réalisées sur des lits organiques enfouis dans

certaines de ces coupes.

Figure 37 : Emplacement des coupes en fonction de leur altitude dans les vallées 2 et 3 et le long de la Rivière des

ossements, presqu’île d’Aivirtuuq

66

Figure 38 : Comparaison des coupes stratigraphique extra-site

67

Tableau 15 : Dates 14C de lits organiques enfouis par des dépôts de ruissellement dans les vallées 2 et 3 d’Aivirtuuq

Coupe Altitude

(m/a.s.l.)

Profondeur

(cm)

Numéro de

laboratoire

Date 14C

(ans B.P.)

Intervalle

(ans cal.

B.P.) (2σ)

Date

médiane

(ans cal.

B.P.)

Intervalle

(ans cal.

B.C./A.D.)

(2σ)

Date

médiane

(ans cal.

B.C./A.D.)

V2-CT12 16 71 ULA-4036 1550 ± 30 1375 – 1524 1450 426 – 575

A.D. 500 A.D.

V2-CT10 21 45 ULA-4037 1135 ± 30 964 – 1094 1030 856 – 986

A.D. 920 A.D.

V2-CT10 21 141 ULA-4038 3075 ± 30 3217 – 3364 3290 1414-1 267

B.C. 1340 B.C.

V3-CT8B 28 38 ULA-4039 1670± 30 1520 – 1631 1575 319 – 430

A.D. 375 A.D.

V3-CT8A 29 60 ULA-4040 3275 ± 35 3437 – 3582 3510 1632 – 1487

B.C. 1560 B.C.

V3-Os3 36 14 ULA-4265 2060 ± 15 1987 – 2066 2027 117 – 38 B.C. 78 B.C.

À la base de quatre coupes de la vallée 2 situées entre 9,5 et 23 m a.s.l. et une des coupes de

la vallée 3 située à 31 m a.s.l. a été identifié un till remanié par la mer (Figure 38). Ce

dernier est surmonté soit par des dépôts littoraux ou par des dépôts de ruissellement

(Figure 38). En effet, dans les coupes situées en périphérie des vallées (V2-CT13A,

V3CT10A, V3-CT8B) ou en amont (V3-CT6), le till remanié est enfoui par des sédiments

marins sableux à stratifications horizontales ou obliques (Figure 38). L’indice d’asymétrie

des galets presque nul et/ou négatif suggère que ces sables côtiers ont subi un vannage et

une élimination des particules plus fines dues à l’action répétée des vagues (Figures 40 et

42) (Chamley et Deconinck, 2011). Les nombreux lits de minéraux lourds trouvés dans les

coupes sont aussi une indication des milieux littoraux. Le jet de rive, lorsqu’il est assez

puissant, dépose ces minéraux (d > 2,87) sur la plage. Ces grains sont ensuite laissés sur

place, puisque la nappe de retour, moins énergique, ne parvient pas à les transporter à

nouveau (Clifton, 1968). Ces dépôts meubles, formant des plages ensuite soulevées,

résulteraient de deux types de dynamique sédimentaire :

Une dynamique sédimentaire de moyenne à forte énergie mettant en place des lits

de sable moyen à grossier modérément trié avec quelques galets émoussés a été

identifiée dans les coupes V2-CT13A (U2), V3-CT10B (U1), V3-CT8A (U1a), V3-

CT8B (U1) et V3-CT6 (U1) (Figures 38, 39 et 41). Ce milieu représenterait une

phase littorale d’avant-plage et de plage, puisque cet environnement peu profond est

68

fortement soumis à l’action des vagues, courants et marées (Reading et Collinson,

1996).

Une dynamique sédimentaire de moyenne énergie mettant en place un sable fin à

moyen modérément trié a été relevée dans les coupes V3-CT10A (U1), V3-CT8A

(U1b), V3-CT6 (U1b) (Figures 38 et 41). Il s’agit des dépôts d’arrière-plage et de

plage supérieure (Reading et Collinson, 1996). De même, cette section littorale

submergée que très rarement (hautes marées et tempêtes) est généralement exposée

au vent. Cette influence éolienne expliquerait probablement les lits de sable fin

modérément bien triés trouvés dans la coupe V3-CT10A (Figure 38).

Les coupes situées dans la partie centrale, loin des périphéries de chacune des vallées V2 et

V3, en l’occurrence V2-CT13B, V2-CT12, V2-CT10, V3-CT10B, V3-CT8, et V3-CT7 ont

été affecté par des processus de ruissellement mettant en place un sable massif insérant

quelques lits organiques horizontaux nets ou diffus (Figure 38). En général, les sédiments

de ruissellement surmontent les dépôts littoraux par un contact d’érosion ou un lit

organique horizontal.

Du point de vue granulométrique, ce dépôt est caractérisé par un indice d’asymétrie positif

(Figures 40 et 42) marquant la décantation des particules plus fines lors du ralentissement

du débit (Chamley et Deconinck, 2011). Aussi, le sédiment est de modérément à peu trié

(Figures 39 et 41), ce qui indique une variabilité dans le débit, puisque la vitesse du courant

et la taille des particules sont les paramètres fondamentaux qui conditionnent l’érosion et la

mise en mouvement d’un sédiment (Chamley et Deconinck, 2011).

Deux faciès de ruissellement ont été identifiés :

Le premier faciès est formé de sable massif et épais (jusqu’à 100 cm d’épaisseur)

insérant quelques lits espacés de matières organiques centimétriques correspondant

à des phases de stabilisation entre les événements de ruissellement. Par endroits, ce

faciès est également associé à des structures d’érosion et de comblement telles que

dans les coupes V2-CT10 (U4) et V3-CT8B (U2) (Figure 38). Ce faciès a été

69

probablement engendré par du ruissellement de moyenne à forte énergie provoquée

par une fonte très rapide de la neige accompagnée de fortes précipitations liquides.

Le second faciès issu d’un ruissellement en nappe de plus faible énergie est présenté

dans les unités 2 ou 3 des coupes V2-CT12 (U3), V2-CT10 (U2), V3-CT10B (U3)

et V3-CT7 (U2) (Figure 38). Ce faciès est constitué de plusieurs lits de sable plus

ou moins fin ne dépassant guère 5 cm d’épaisseur avec des lits organiques

horizontaux de 1 cm, parfois très diffus.

La partie supérieure des sédiments de ruissellement observés dans les coupes V2-CT10,

V3-CT10A, V3-CT8B et V3-CT7 a été identifiée comme dépôt éolien (Figure 38). Le

faciès éolien est formé de sable fin modérément trié; l’indice d’asymétrie positif indique

une force variable du vent (Figures 40 et 42) (Reading et Collinson, 1996).

Figure 39 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice de tri des sédiments, Vallée 2

70

Figure 40 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice d’asymétrie des sédiments, Vallée 2

Figure 41 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice de tri des sédiments, Vallée 3

71

Figure 42 : Relation entre la taille moyenne des grains et l'indice d’asymétrie des sédiments, Vallée 3

72

3.2.3. Coupes intra-site : Stratigraphie et granulométrie

Au sein du site Saunitarlik, quatorze coupes réparties sur une amplitude de 11 m d’altitude,

ont été creusées et décrites (Figures 43 et 44). Sept de ces coupes (Os) ont été excavées

dans ou tout près de la Rivière aux ossements, tandis que sept autres coupes (OsT) ont été

mises au jour en retrait des zones riches en ossements. La distance séparant une coupe Os et

son équivalente OsT varie entre 5 à 20 m. Ces coupes peu profondes (entre 17 et 50 cm) ont

été excavées afin d’étudier la partie supérieure des dépôts meubles ayant possiblement été

affectés par les activités de boucherie.

Figure 43 : Localisation des coupes stratigraphiques intra-site, Vallée 3

73

Figure 44 : Schématisation des coupes intra-site archéologiques et des coupes naturelles, site JiEv-15

74

Figure 45 : Photographies de coupes intra-site (couche active/mollisol). A) Coupe V3-Os1 formé de sédiments

sableux de ruissellement (MI) ayant subi le processus de la pédogenèse; ce profil de sol podzolisé ne fut pas affecté

par les activités anthropiques; B) Plusieurs figures de cryoturbation (CT) au sein de l’horizon sablo-organique,

coupe V3-Os1T; C) Sol podzolisé, actuellement saturé en eau, coupe V3-Os7T; D) Présence de fragments osseux

d’origine animale dans l’horizon organique surmontant des sédiments de ruissellement sablo-organiques (GA),

coupe V3-Os4; E) Cartouche de fusil (AA) incluse dans l’horizon organique surmontant des sédiments de

ruissellement organiques (GA) cryoturbés (CT), coupe V3-Os4T; F) Sédiments de ruissellement sablo-organiques

(GA) stratifiés et parfois cryoturbés, coupe V3-Os5.

75

Les quatorze coupes excavées dans le site sont formées à la base par du till remanié

surmonté par du sable-organique mis en place par du ruissellement puis un horizon

organique. Contrairement aux coupes extra-site, le dépôt littoral ne semble pas être présent

dans la Rivière aux ossements (Figure 44). Il a été sans doute érodé par les processus de

ruissellement.

Deux catégories de coupes ont été distinguées : 1) des coupes sans influence anthropique

apparente et 2), des coupes à niveaux archéologiques visibles.

3.2.2.1. Coupes intra-site sans influence anthropique

Les coupes dites, sans influence anthropique ont été classées ainsi selon deux critères : 1)

une absence d’écofacts enfouis ou à la surface et 2) la présence d’un mince sol podzolisé à

horizons bien individualisés (Figures 45A à C). Cinq des quatorze coupes ont un tel profil

et leur épaisseur varie entre 25 et 50 cm (Figure 44).

Deux unités principales superposées sont identifiées : à la base, l’unité 1, d’une épaisseur

visible de 5 cm, correspond au même dépôt glaciaire remanié par la mer que l’on retrouve

dans les coupes extra-site (Figure 38). Il est composé de galets émoussés à matrice sableuse

brun rougeâtre foncé (5YR 3/2). L’unité 2, d’une épaisseur variant entre 15 et 35 cm, est

formée d’un sable de ruissellement probablement d’intensité moyenne (MI) puisque le

sable est de taille moyenne. La couleur de ce sable est brun rougeâtre (5YR 4/3) qui devient

brun grisâtre (10YR 5/2) vers le sommet de l’unité (Figures 45A à C). Le sable brun

rougeâtre correspond à l’horizon illuvié B alors que le sable brun grisâtre appartient à

l’horizon éluvié Ae (Figure 44). Ce profil de sol est associé à un podzol arctique. Un

horizon organique A0 (L, F, H) d’une épaisseur variant entre 3 et 15 cm forme la partie

sommitale des coupes. Quelques signes de cryoturbation ont été observés à la limite de

l’horizon Ae et de l’horizon humique (H). Ces structures cryogéniques sous forme

d’involutions suggèrent des gouttes ou des injections, en relation avec des contrastes de

gélivité (Figure 45B).

76

Selon les données granulométriques, l’unité 2 est formée d’un fort pourcentage de sable

(96 %) et de pélite (4 %) (Tableau 16). Le contenu en matière organique est très faible

(0,38 % en moyenne). La taille moyenne des grains (1,56 Φ) indique du sable moyen alors

que l’indice de tri (1,01 Φ) suggère que les sédiments sont peu triés. Selon l’indice

d’asymétrie (1,96 Φ), le classement est meilleur du côté des sédiments grossiers. Ces

données sont similaires à celles des dépôts de ruissellement identifiés dans des coupes

extra-site (Figure 38).

Tableau 16 : Données granulométriques synthétiques des échantillons prélevés dans les coupes sans influence

anthropique

Distribution de la taille des grains

Paramètres statistiques MO

Méthode des moments log.

N Gravier Sable Pélite (< 63 μm) Tm It Ia

% % % % Φ Φ Φ

U2 5

Minimum 0,0 93,0 2,0 1,22 0,80 1,00 0,27

Maximum 0,2 98,0 7,0 1,78 1,27 2,67 0,47

Moyenne 0,0 96,0 4,0 1,56 1,01 1,96 0,38

Écart-Type 0,09 2,08 2,10 0,25 0,18 0,71 0,07


3.2.2.2. Coupes intra-site à niveau archéologique

Les coupes à niveau archéologique se distinguent des autres coupes non affectées par

l’action anthropique grâce à : 1) l’occurrence d’écofacts archéologiques tels des ossements,

2) des sédiments noirâtres et « graisseux » et 3), par le fait que le sol soit beaucoup moins

évolué que dans les coupes précédentes (Figures 45D à F). Neuf des quatorze coupes ont un

tel profil et leur épaisseur varie entre 20 et 40 cm (Figure 44).

Trois unités ont été identifiées : à la base, l’unité 1, d’une épaisseur visible de 5 cm,

consiste en des galets émoussés à matrice sableuse brun rougeâtre foncé (5YR 3/2) ; il

s’agit d’un till remanié par la mer que l’on retrouve presque partout à Aivirtuuq incluant la

base des coupes étudiées (Figure 38). L’unité 2 dont l’épaisseur varie entre 5 et 30 cm est

composée de sable moyen associé à un dépôt de ruissellement de moyenne intensité (MI) ;

il est de couleur brun rougeâtre (5YR 4/3) (Figures 45D à F). L’unité 3 est spécifique à

77

cette seconde catégorie de coupes. D’une épaisseur variant entre 5 et 17 cm, cette unité est

caractérisée par un mélange organo-minéral (GA) à texture grasse et de couleur noirâtre

(5YR 2,5/1) (Figures 45D à F). Cette unité présente de nombreuses figures de cryoturbation

(gouttes/injections, involutions) (Figures 45D à F). En général, le processus de cryosuccion

est causé par la gélivité différentielle et la formation de lentilles de glaces que l’on retrouve

à la limite de deux sédiments distincts (Yershov, 1998). Dans ce cas-ci, cette interface se

trouve entre l’unité 2 (sableuse) et l’unité 3 (organo-sableuse) et elle est caractérisée aussi

par des grains de sable orientés verticalement ce qui pourrait être lié à ce phénomène

cryogénique (Figure 45E). Dans la plupart des coupes, l’unité 3 est surmontée d’une unité

archéologique (UA-1) qui consiste en un mince lit (2 cm d’épaisseur) de matière organique

fibrique (F) rouge jaunâtre (5YR 5/8) contenant plusieurs fragments d’os fortement

décomposés (Figure 45D). Parfois, un horizon organique (L) de 3 cm en moyenne,

composé de restes végétaux peu décomposés, recouvre UA-1 (Figure 44). En termes

pédologiques, l’unité 3 est associée à un horizon Ah surmontant un horizon C (Figures 45D

à F). Ce profil de sol correspond à un cryosol turbique régosolique (Groupe de travail sur la

classification des sols, 2002).

Les résultats granulométriques indiquent que les sédiments de l’unité 2 sont des sables

moyens (1,55 Φ) peu triés (1,09 Φ). Le classement est meilleur du côté des sédiments

grossiers, puisque l’indice d’asymétrie est de 2,01 Φ. Le contenu en matière organique

végétale est très faible (0,39 % en moyenne). Selon ces données, on peut déduire que les

sédiments de l’unité 2 des coupes archéologiques et des coupes naturelles ont été mis en

place par la même dynamique sédimentaire, en l’occurrence des processus de ruissellement

(slopewash/overland flow). Le sable noirâtre de l’unité est relativement plus fin (2,19 Φ) et

il est peu trié (1,30 Φ). L’indice d’asymétrie (1,35 Φ) indique un meilleur classement du

côté des sédiments grossiers. Bien que le contenu organique soit trois fois plus élevé que

dans l’unité 2 avec une moyenne de 1,06 %, ce pourcentage demeure faible. La taille plus

fine des grains de sable de l’unité 3 est associée soit à un dépôt éolien soit au processus

d’altération post-dépositionels (gel/dégel) favorisée par la forte teneur en humidité de cette

unité. L’effet du gel/dégel peut causer la désagrégation mécanique de particules inférieures

à 0,5 μm (McDowall, 1960; Claridge et Campbell, 2004). Dans un tel cas, l’humidité

influence tout particulièrement l’efficience du gel dans le sol (Washburn, 1979; Van Vliet-

78

Lanoë, 1998). Les écoulements de surface, l’approfondissement de la couche active ainsi

que la concentration en matière organique dans les sédiments augmenteraient, donc la

teneur en eau du sol pendant les périodes printanières et estivales. Par conséquent l’activité

cryogénique serait plus efficace, ce qui engendrerait une plus forte production de particules

fine (Van Vliet-Lanoë 1998; Claridge et Campbell, 2004).

Tableau 17 : Données granulométriques synthétiques des échantillons prélevés dans les coupes archéologiques

Distribution de la taille des grains

Paramètres statistiques MO

Méthode des moments log.

N Gravier Sable Pélite (< 63 μm) Tm It Ia

% % % % Φ Φ Φ

U3 7

Minimum 0,0 80,0 6,0 1,72 1,14 0,53 0,73

Maximum 0,0 94,0 20,0 2,60 1,51 2,10 1,96

Moyenne 0,0 88,0 12,0 2,19 1,30 1,35 1,06

Écart-Type 0,08 5,72 5,70 0,37 0,14 0,57 0,42

U2 9

Minimum 0,0 93,0 1,0 1,14 0,84 0,84 0,23

Maximum 0,0 99,0 7,0 1,99 1,31 2,66 0,85

Moyenne 0,0 96,0 4,0 1,55 1,09 2,01 0,39

Écart-Type 0,03 1,85 1,86 0,31 0,16 0,52 0,19


79

3.3. Micromorphologie

Au total, cinq boîtes de Kubiena ont été extraites de la Rivière aux ossements (JiEv-15)

(Figure 46). Pour l’analyse micromorphologique, ces échantillons de sol ont été prélevés

dans la partie supérieure des coupes stratigraphiques ayant été excavées dans le site : une de

ces boîtes a été échantillonnée dans la coupe V3-Os2 du secteur amont à une profondeur 5-

15 cm (Figure 47). Deux autres boîtes ont été prélevées dans le secteur intermédiaire du site

dans les coupes V3-Os4 et V3-Os4T à une profondeur respective 6-16 cm et 7-17 cm

(Figure 47). Les deux dernières boîtes ont été récoltées dans le secteur aval du site dans les

coupes V3-Os7 et V3-Os7T à une profondeur respective 6-16 cm et 7-17 cm (Figure 47). À

partir de ces échantillons, des lames minces ont été produites : Os2 5-15 cm, Os4 6-16 cm,

Os4T 7-17 cm, Os7 6-16 cm, Os7T 7-17 cm (Figure 47). D’autre part, une autre boîte de

Kubiena a été prélevée dans une vallée adjacente (vallée 2) (extra-site), plus précisément de

la coupe V2-CT12 à une profondeur 55-65 cm (Figure 56). Cette lame V2-CT12 55-65 cm

issue de cette boîte a permis de comparer les sédiments affectés par les activités

anthropiques de la Rivière aux ossements aux sédiments naturels de la vallée 2.

Chacune des lames a été analysée selon : 1) la distribution générale des constituants, 2) les

composantes minérales, 3) les processus cryo-pédologiques et 4), les composantes bio-

pédologiques. Les observations micromorphologiques sont synthétisées dans le Tableau 18.

80

Tableau 18 : Synthèse des traits micromorphologiques des sédiments de la Rivière aux ossements, presqu'île

d'Aivirtuuq.

Clé des symboles utilisés :

Ø = absent/non observé;

• = peu/faiblement développé (1-15%);

•• = fréquent/moyennement développé (15-50%);

••• = abondant/fortement développé (> 50%)

Amont Extra-site

Os2 (5-15) Os4 (6-16) Os4T (7-17) Os7 (6-16) Os7T (7-17) V2-CT12 (55-65)

••• ••• ••• ••• ••• •••

ø à • • à •• • • ø à • ø

•• •• •• •• •• •• à •••

••• ••• ••• ••• ••• •••

• à •• •• •• •• •• ••

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ø • à •• ø ø ø ø

ø • ø ø • ø

ø • à •• ø ø • ø

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ø • ø ø ø ø

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ø •• ø • •• •

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••• ••• ••• •• à ••• •• à ••• • à ••

••• ••• ••• ••• •• à ••• • à ••

• •• à ••• • à •• • • •

• •• •• • • ø

Gérifurique

Porphyrique (dense à lâche)

Monique Distr

ibu

tion

g/m

.o.

Composantes fongiques en général

Sclérotes

Chitonique

Degré de décomposition

Composantes organiques fines < 20 µm

Mic

ro

stru

ctu

re

Vid

e

Énaulique (dense à lâche)

Lichens

Granulaire (organique)

Granulaire (minérale)

Intergranulaire

En bandes

Vides d'entassement simple

Canaux

Vides plans

Vides d'entassement complexe

Vides d'entassement composé

Chambres

Structures rotationnelles

Oxydes de Fe

Microcercles

Grains verticaux

Micro-lamines organiques

Feldspath

Degré d'altération

Amphibole

Micas

Composantes organiques grossières > 20 µm

Aval Secteur

Lame (cm/surf.)

Fraction gossière > 63 µm

Intermédiaire

Autres

Exfoliation (biotite) Tra

its spécifiq

ues

Co

mp

osa

nte

org

an

iqu

e

Boulettes fécales (mite oribate)

Composantes mélanisées

Co

mp

osa

nte

min

éra

le

Racines

Feuilles de mousse

Ectomycorhize

Hyphes

Quartz

Compacte

Translocations

Fraction fine < 63 µm

81

3.3.1. Micromorphologie de la Rivière aux ossements

3.3.1.1. Secteur amont

La lame Os2 (5-15 cm/surf.) a été échantillonnée dans la zone du site archéologique, où la

pente est de 12° et à partir de la coupe stratigraphique portant le même nom (Figure 47A).

La lame est majoritairement constituée de sable de ruissellement « propre » (SP) avec une

apparence lâche (Figure 47A). Toutefois, le centre de la lame est caractérisé par un sable

organique cryoturbé (SOC) noirâtre avec une configuration circulaire (Figure 47A). À

l’extérieur de cette microzone centrale, la matière organique n’est présente qu’en faible

quantité et elle est essentiellement très décomposée.

Figure 46 : Point de vue vers le sud-ouest à partir de l’amont de la Rivière aux ossements (JiEv-15), Vallée 3

82

Figure 47 : Représentation mésoéchelle de cinq lames minces provenant de coupes stratigraphiques de la Rivière

aux ossements. SP : sédiments sableux bien nettoyés; SOC : sédiments sablo-organiques cryoturbés; AO :

accumulation organique.

83

Composantes minérales

Les éléments détritiques et clastiques de la lame Os2 sont disposés aléatoirement et sont

composés de quartz, de feldspaths (principalement plagioclases, avec quelques microclines

et orthoclases), de micas (biotite) et d’amphiboles (hornblende) (Figures 48A à D).

D’autres minéraux accessoires (apatite et titanite) ainsi que des fragments de roches

plutoniques (basalte et granitoïdes) ont également été observés, mais en moins grande

quantité. Quant à la distribution g/m.o. (distribution des particules grossières par rapport à

la matière organique), la structure et le tri, ils sont distincts dans les deux microzones

identifiées sur cette lame.

La fraction sableuse propre (SP) est composée d’un sable moyen modérément trié

(Figures 48A et B). Elle a une distribution g/m.o. de type monique (les particules sont

visiblement de la même taille) avec une structure granulaire (presque seulement formée de

grains de sable lâches) (Figures 48A et B). La plupart des grains sont agencés de façon

lâche avec de grands vides d’entassement simple (Figures 48A et B).

Le centre de la lame contenant une forme en cercle de mélange organo-minéral et indiquant

une cryoturbation (SOC) est plutôt caractérisé par une distribution g/m.o. de type énaulique

(les vides intergranulaires contiennent des agrégats organiques) à chitonique (les grains

plus grossiers sont couverts de particules plus fines) avec une structure granulaire à

intergranulaire (présence de microagrégats de matière organique entre les grains de sable)

(Figures 48C et D). Les grains sont aussi légèrement plus petits et moins bien triés que dans

les microzones de sable propre (SP) (Figures 48C et D). Des vides d’entassement simple et

complexe sont observés dans cette section plus dense (Figures 48C et D).

Signatures cryo-pédologiques

En général, la lame Os2 est composée de grains subanguleux à subarrondis relativement

altérés selon le type de minéral (Figures 48A à D). Par exemple, les grains de quartz (très

stable) sont majoritairement sains, tandis que les grains de biotite et de hornblende

présentent, pour certains, des signes d’altération physiques (gel/dégel, exfoliation) et

chimiques (dissolution, oxydation, hydratation, chloritisation) dans les différentes

microzones de la lame (Figures 48E à F et 49A à B). Dans la série de stabilité des minéraux

84

de Goldich (1938), la hornblende et la biotite se classent au 3e et 4

e rang respectivement,

indiquant que ces deux minéraux sont facilement altérables (Bisdom et al., 1982). Ces

silicates ferromagnésiens typiques des roches ignées sont très sensibles aux processus de

lessivage (Bullock et al., 1985).

De même, ces minéraux instables ne semblent pas se comporter de la même manière dans

les sédiments bien lavés que dans les sédiments contenant de la matière organique. Par

exemple, les biotites observées dans les sédiments propres présentent peu ou pas

d’altération; ces minéraux sont donc relativement sains et de plus grande taille (Figure

48E). Par contre, celles situées dans le mélange organo-minéral sont fortement exfoliées et

altérées de façon linéaire et parallèle (Figure 48F). Elles ont aussi une couleur brunâtre plus

foncée que dans le sable propre. La plupart du temps, ce type de détérioration est lié à des

conditions fraîches et humides au sein de la couche active (FitzPatrick, 1993; Todisco et

Bhiry, 2008b). Dans ce cas-ci, ce type d’altération serait plutôt lié à la présence de matière

organique dans le sédiment qui a habituellement tendance à favoriser la capacité de retenir

l’humidité, la susceptibilité au gel, la formation de glace de ségrégation et d’éventuelles

cryoturbations, en particulier dans les sédiments ayant une faible teneur en silt et argile

(Bunting et Fedoroff, 1973; Van Vliet-Lanoë, 1987, 1998; Todisco et Bhiry, 2008b). La

disparité dans l’altération physique et chimique des grains retrouvés dans cette lame

s’expliquerait en partie par la différence de susceptibilité au gel d’un sable bien lavé par

rapport à un sable possédant un contenu organique fin intergranulaire et gélif.

Selon Yershov (1998), le granoclassement jouerait également un rôle important dans la

formation de microstructures cryogéniques puisqu’il influencerait les propriétés

thermophysiques et physiques du matériel en voie de congélation. Dans ce cas-ci, la

présence de sable moyen propre et bien drainé favoriserait une fabrique cryogénique plutôt

massive (sans microstructure cryogénique) en relation avec la formation de glace

interstitielle dans les nombreux pores présents dans ce type de sédiment (Figures 48A et B)

(Ostroumov, 2004). La présence de microstructures reliée à de la glace de ségrégation

(lentilles de glace) est donc absente du sable propre, car l’existence de matériel fin est

presque nulle. L’action du gel est ainsi plus marquée dans le secteur où la matière

organique fine fut observée entre les grains minéraux (Figures 48C et D).

85

Malgré la composition relativement grossière des sédiments, des réorganisations de grains

causées par le gel/dégel ont été observées sur la lame Os2. Ce remaniement de grains

semble plus marqué dans le mélange organo-minéral. Par exemple, quelques grains

réorganisés de manière verticale ou subverticale ont été identifiés (Figure 49C). De même,

des microcercles sont formés par le squelette de cette lame (Figures 49C et D). Ces

sédiments reconfigurés de façon circulaire peuvent être trouvés à un niveau de profondeur

variable dans le sol avec ou sans particules fines ou matière organique entre les grains de

sable (Todisco et Bhiry, 2008b). En général, ces structures cryogéniques sont constituées

soit d’un gros noyau minéral ou soit d’un noyau issu d’une agglomération de particules de

plus petite taille (minérales et/ou organiques), indiquant le centre de rotation (Figures 49C

et D).

Dans la section présentant des cercles (SOC), de nombreux grains sont totalement ou

partiellement encerclés d’une mince couche de matière organique (Figure 49E). Selon

Pawluk (1988), ces revêtements se mettent en place lors de la rotation des grains de sable

(engendrée par l’action répétée du gel-dégel) combinée au processus d’éluviation.

Habituellement, ce sont les particules fines (matière organique dans le cas de cette étude)

qui sont les plus susceptibles d’être transportées au sein du sol et de participer à la

formation des enveloppes autour des grains plus grossiers (Pawluk, 1988; Aubé-Michaud,

2013). Par exemple, lors des périodes de fonte de la neige et de la glace dans le sol, l’eau

peut transporter la matrice fine vers le bas du profil. Ces particules sont par la suite

interceptées par les parties supérieures des grains grossiers sur lesquelles elles forment une

coiffe (Harris et Ellis, 1980; Todisco et Bhiry, 2008). Un revêtement complet peut donc

être généré suite aux mouvements rotationnels d’un grain produit par le processus de

gel/dégel (Figure 49E). Il est également probable que lorsque le ciment de glace se forme,

celui-ci déplace et pousse les particules fines autour des grains. De ce fait, la pression

exercée lors de l’expansion de la glace dans le sol aurait aussi un rôle dans la formation de

ces minces couches de matière organique.

Dans l’ensemble de la lame, plusieurs grains de quartz, de hornblende et de biotite sont

caractérisés par des imprégnations d’oxydes de fer et/ou d’hydroxydes de fer le long de

leurs clivages ou dans leurs fractures (Figure 49F). Selon Bertran et Raynal (1991), une

86

biotite altérée et ferrugineuse soulignerait l’action du gel et de l’eau sur les grains

détritiques les plus fragiles. Cela pourrait aussi montrer un lessivage du sol ou une

alternance de conditions humides et sèches causée par le mouvement saisonnier du toit de

la nappe phréatique au sein de la couche active. Le sable étant très poreux, l’air n’a aucune

difficulté à pénétrer et à oxyder les grains les plus facilement attaquables.

Grâce à ces indicateurs, on peut conclure que les processus cryo-pédologiques

(généralement gel/dégel et hydratation dans ce cas-ci) semblent être plus actifs dans la

microzone organo-minérale (SOC) que dans le sable propre (SP) (Figures 48A à D).

Composantes bio-pédologiques

Sur la lame Os2, les traits bio-pédologiques sont peu diversifiés et sont surtout concentrés

dans la microzone centrale. On trouve majoritairement de la matière organique non

différenciée, puisque celle-ci est très décomposée (Figures 48C et D).

Malgré la forte proportion de particules fines organiques, l’identification de résidus

grossiers (>20 μm) est parfois possible et ont été différenciés des restes de plantes (racines,

lichens, feuilles) moyennement décomposés à très décomposés (Figures 50C à F). En

général, seules les parties les plus résistantes sont préservées (cortex, écorce de racine et

épiderme de feuilles) et elles sont de couleur brun jaunâtre à brun rougeâtre (Figures 50C à

F).

Au centre de la lame, la matière organique très décomposée est de couleur brun noirâtre

avec un aspect floconneux et, la plupart du temps, elle est arrangée sous forme de petits

agrégats plus ou moins amorphes et « flous » (Figures 50A et B). Ce regroupement de

particules fines contient parfois plusieurs grains minéraux de petite taille (Figures 50A et

B). Quant à la matière organique végétale moyennement décomposée, elle est caractérisée

par une couleur brun rougeâtre due à la présence de phlobaphène dans le tissu des restes

végétaux (Figure 50D) (Bullock et al., 1985).

Plusieurs restes fongiques tels que des sclérotes, des fructifications de champignons, des

manteaux d’ectomycorhizes et des hyphes sont majoritairement observables dans le secteur

central de la lame (Figures 50C, E et F). Les sclérotes trouvés correspondraient au type

87

d’ectomycorhize Cenoccocum geophilum. Ce type de mycorhize domine généralement dans

des conditions environnementales de froid extrême. Cette espèce pionnière est souvent la

première à se reproduire dans les sols nouvellement formés (LoBuglio, 1999; Todisco et

Bhiry, 2008b). La présence d’ectomycorhizes dans le sol du site JiEv-15 reflète bien

l’environnement arctique et montre que les conditions n’étaient pas favorables au

développement des autres plantes (Harley, 1969; Cripps et Eddington, 2005).

L’activité de la pédofaune semble absente ou très peu présente en raison de la forte acidité

du sol (podzols arctiques) (Ugolini, 1986; Ponge, 2003). Cette observation jumelée à la

faible présence de restes végétaux, à l’importance des champignons (principalement

Cenoccocum geophilum) et de la mélanisation dans les processus de décomposition

indiquent que le type d’humus terrestre (horizon Ah) présent sur cette lame est de type mor

(Figures 50C, E et F) (Ponge, 2003). Ce type d’humus est typique des conditions

climatiques froides et rigoureuses (Gallet et al., 1999; Ponge, 2003). De même, la

production de substances acides par la végétation issue d’un humus mor et le caractère

récalcitrant de la litière qui y est associée (Northup et al., 1995) contribuent à appauvrir

davantage le sol par un processus de rétroaction positive (Ulrich, 1987; Ponge, 2003).

88

Figure 48 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique avec une structure granulaire

comportant des entassements simples (Os2 5-15 cm, ~10 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL; C) Sable

fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o. énaulique à chitonique avec des structures granulaires à

intergranulaires comportant des vides simples et complexes (Os2 5-15, ~7 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en

XPL; E) Fragment de biotite faiblement conservé dans un sable propre (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf., PPL); F)

Fragments de biotite fortement altérés et exfoliés par le gel/dégel ainsi que l’hydratation dans un mélange organo-

minéral (Os2 5-15, ~8 cm/surf., PPL).

89

Figure 49 : A) Grain de quartz altéré par le processus de gélifraction (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf., XPL); B) Fragment

de hornblende partiellement dissoute par l’altération chimique (Os2 5-15, ~7 cm/surf., PPL); C) Grain de basalte

orienté verticalement au centre d’un micro-cercle composé de grains plus petits (Os2 5-15, ~6,5 cm/surf., PPL); D)

Micro-cercle ayant comme noyau des particules fines en comparaison avec ceux en périphérie (Os2 5-15,

~8 cm/surf., PPL); E) Grains minéraux complètement entourés par un revêtement de particules fines (organique

et/ou minérale) (Os2 5-15, ~9 cm/surf., PPL); F) Fragment de quartz contenant de l’oxyde de Fe dans les micro-

fractures (Os2 5-15, ~8 cm/surf., XPL).

90

Figure 50 : A) Matière organique floconneuse très décomposée plus ou moins amorphe et flou (Os2 5-15,

~7,5 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL permettant d’observer plusieurs particules minérales fines au

sein de cette matière organique (Os2 5-15, ~7,5 cm/surf., XPL); C) Manteau d’ectomycorhize dégradé et cryoturbé

(Os2 5-15, ~8 cm/surf., PPL); D) Racine en coupe oblique très décomposée de couleur brun rougeâtre indiquant la

présence de phlobaphène (Os2 5-15, ~7 cm/surf., PPL); E) Hyphes de champignon se développant à partir d’un

manteau d’ectomycorhize (Os2 5-15, ~6 cm/surf., PPL); F) Sclérote (C. geophilum) brun noirâtre bien conservé

(Os2 5-15, ~7,5 cm/surf., PPL).

91

3.3.1.2. Secteur intermédiaire

Prises dans une zone relativement plane (pente de 5°) et humide caractéristique du secteur

intermédiaire de Saunitarlik, les lames Os4 (6-16 cm/surf.) et Os4T (7-17 cm/surf.) ont été

récoltées dans les coupes stratigraphiques de mêmes noms. Une distance est-ouest

d’environ 10 m sépare ces deux coupes (Figure 43). Elles sont majoritairement formées de

sable de ruissellement et de matière organique décomposée (Figures 47B et C). Ces deux

lames sont caractérisées par une microzone composée d’un mélange organo-minéral

cryoturbé (SOC) (Figures 47B et C). Le sable y est généralement compact et la matière

organique très décomposée. Par la suite, certaines parties des lames sont composées de

sable propre relativement lâche (SP) (Figures 47B et C). Dans la lame Os4, ces deux

microzones distinctes sont divisées par un vide oblique de 45° probablement causé par des

processus cryogéniques (Figure 47B). Finalement, l’accumulation de matière organique

(AO) présente au sommet de la lame Os4 est organisée de façon horizontale et comporte

aussi quelques vides visibles à l’œil nu (Figure 47B).


Le squelette de ces lames est caractérisé par des grains minéraux subanguleux à subarrondis

correspondant généralement à du quartz et du feldspath (majoritairement des plagioclases)

(Figures 51A à F). On retrouve aussi plusieurs amphiboles (hornblende) et micas (biotite)

sains ou altérés selon la microzone. Sur ces lames, la distribution g/m.o., la structure et le

tri varient d’une microzone à une autre.

Dans les sections de sable organique cryoturbé (SOC), la distribution est de type chitonique

(avec une tendance gerifurique) à énaulique (Figures 51A et B). Les microstructures sont de

type intergranulaire à compact (possède peu de vides), quelques vides d’entassement

complexe ont été observés (Figures 51A et B). Le sable est également peu trié et on

constate une grande quantité de grains de petite taille, en particulier des feuillets de biotites

(Figures 52A et B). La granulométrie fine serait liée à la pente relativement faible du

secteur intermédiaire qui a possiblement comme effet de diminuer le débit du ruissellement.

En d’autres mots, le ralentissement du courant favorisait la sédimentation de particules

fines (incluant la matière organique) contrairement à l’amont du ruisseau plus pentu.

92

La distribution g/m.o. dans les sections de sable propre (SP) est de type monique à

énaulique avec une structure majoritairement granulaire (Figures 51C et D). Les vides

d’entassement simple sont les plus communs et le sable est modérément trié (Figures 51C

et D).

La microzone d’accumulation organique (AO) possède une distribution porphyrique

(consiste en une matrice dense dans laquelle se trouve le squelette) ouverte avec une

structure intergranulaire (Figures 51E et F). Dans cette section, la quantité de matière

organique est supérieure à celle de la portion minérale et le sable est très peu trié. En effet,

on peut y apercevoir une grande quantité de particules fines insérée dans la matière

organique (Figures 51E et F). Plusieurs canaux et vides d’entassement complexe et

composé ont été notés (Figures 51E et F). On peut aussi observer dans cette microzone des

stratifications obliques composées d’alternance de fins lits de sable et de lits de matière

organique (Figure 53A). Ces micro-lamines organiques, typique des sols cumuliques, est

généralement une particularité des plaines alluviales (Saint-Laurent et Lavoie, 2006). Dans

ce cas-ci, l’arrivage des lits sableux est probablement causé par les crues printanières du

ruisseau en relation avec la fonte nivale. D’ailleurs, ces débordements participeraient au

phénomène d’accrétion et de rajeunissement du sol dans la petite plaine d’inondation située

dans ce secteur du ruisseau (Saint-Laurent et Lavoie, 2006). Quant aux lits de matière

organique, ils marqueraient des périodes de stabilisation (végétalisation) suite aux

inondations.

Signatures des processus cryo-pédologiques

Dans le secteur intermédiaire, on peut remarquer que les trois microzones identifiées au

sein de ces lames se comportent différemment. À l’instar de la lame Os2, une différence

dans la teneur en matière organique dans chacune de ces microzones pourrait en être la

cause. Les facteurs tels que la rétention d’eau et la susceptibilité au gel seraient variables

dans les horizons du sol et engendreraient des traits et microstructures spécifiques à ces

trois microzones.

Les microzones de sable organique cryoturbé (SOC) trouvées dans le secteur intermédiaire

de Saunitarlik possèdent une apparence relativement similaire à l’œil nu à celle observée

93

sur la lame Os2. Cependant, au point de vue microscopique, on peut apercevoir une

influence cryogénique (microcercles, grains verticaux, gélifraction) beaucoup plus marquée

que dans le secteur amont bien drainé de la Rivière aux ossements (Figures 52A et B). De

même, l’aspect du squelette est caractérisé par plusieurs grandes structures circulaires

atteignant plusieurs millimètres (Figure 52F). Parfois, ces cercles s’entrecoupent et forment

des assemblages circulaires indiquant plusieurs générations de cryoturbation (Figure 52F).

Cette configuration particulière des grains illustre bien l’importance et l’activité répétée des

processus de gel/dégel dans ce secteur du site JiEv-15. Par ailleurs, les processus hydriques

sont aussi très présents, car on peut observer sur de nombreux grains de biotite ou de

hornblende des altérations liées à l’hydratation et à l’oxydation (Figures 52C et D). Somme

toute, le niveau d’altération des grains minéraux semble plus élevé dans le secteur

intermédiaire que dans le secteur amont.

Quant aux microzones de sable propre (SP), elles comportent très peu de signatures cryo-

pédologiques. Ce type de sédiment favorise habituellement la formation d’une glace

interstitielle (fabrique cryogénique massive) et ne laisse habituellement très peu de traits

cryogéniques identifiables (Todisco et Bhiry, 2008b). Les grains minéraux sont également

peu altérés.

Caractérisé par une très forte concentration en matière organique (AO), le sommet de la

lame Os4 est très affecté par l’action de l’eau et du gel/dégel. De même, cette microzone est

celle où on y retrouve la plus grande concentration de traits et de microstructures

périglaciaires (microcercles, grains verticaux, altération) (Figures 52C à E). Par exemple,

on observe de nombreuses biotites fortement altérées de couleur brunâtre très foncée

(Figure 52C). L’abondance de ce type d’altération indique une gélivité élevée de la matière

organique issue de sa capacité à retenir l’humidité. On y trouve aussi plusieurs vides plans

de tailles variant entre 100 à 4000 μm (Figure 53A). La plupart des vides plans ont une

forme allongée et une orientation horizontale. Quelquefois, ces vides ont une orientation

verticale et sinueuse alors que certains sont de forme dendritique. La formation de ces vides

est associée à l’action du gel/dégel ainsi qu’à la croissance de lentilles de glace (Fitzpatrick,

1993; Todisco et Bhiry, 2008b). Ce type de vides sont généralement associés à de lentes

conditions de gel, un mauvais drainage et/ou une bonne alimentation en eau au moment de

94

la pénétration du front de gel dans le sol (Fitzpatrick, 1993). L’existence de ces lentilles de

glace a aussi comme effet de compresser et de cryoturber la matière organique l’entourant.

Quelques chambres ont également été observées dans la microzone d’accumulation

organique (AO). Leur taille peut varier entre 300 et 3 000 μm (Figure 53B). Selon Brewer

(1976), ces vides sont possiblement indicatifs de la compacité et la faible perméabilité des

particules fines (ou de matière organique dans ce cas-ci). Ils sont probablement dus à

l'effondrement partiel de structures cryogéniques et peuvent suggérer une sursaturation du

sol due à la libération de l'eau suite à la fonte des lentilles de glace (Van Vliet-Lanoë et al.,

1984; Bertran et Texier, 1999). La présence de ces chambres peut aussi indiquer un dégel

rapide du sol (Van Vliet-Lanoë et al., 1984).


Le sommet de la lame Os4 (AO) est particulièrement riche en matière organique brun

rougeâtre indiquant la forte présence de phlobaphène dans les restes végétaux (Bullock et

al., 1987). Cependant, très peu de restes sont identifiables (Figures 53C et D). En général,

elle est très bien décomposée ainsi que cryoturbée et il ne reste que les parties les plus

résistantes de la végétation telles que les cortex de lichen ou de sclérote (Figures 53E et F).

Des restes fongiques sont aussi présents dans cette microzone. Par ailleurs, cette matière

organique est en fait un mélange organo-minéral, car au sein de celle-ci, on peut observer

plusieurs particules fines d’origine minérale (Figures 53C et D). Ces grains de petite taille

sont probablement issus des processus cryogéniques (gélifraction) ou hydriques

(ruissellement et percolation), très présents dans ce secteur.

Les microzones de sable organique cryoturbé (SOC) sont caractérisées par une matière

organique très décomposée de couleur brune noirâtre, floconneuse et floue (Figures 51A et

B). Elle est très semblable à celle trouvée dans la lame Os2. À l’instar de cette dernière, les

phénomènes de translocation et de structures rotationnelles sont également très présents

(Figure 51A). Finalement, les traces de pédofaune sont rares, voire absentes dans les

microzones organiques de ces lames, ce qui laisse croire à un humus de type mor puisqu’il

présente les mêmes critères que la lame Os2 (Ponge, 2003).

95

Figure 51 : A) Sable fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o. chitonique à énaulique avec une structure

intergranulaire à compact comportant des vides d’entassements complexes (Os4 6-16 cm, ~10,5 cm/surf., PPL); B)

Même point de vue en XPL; C) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique à énaulique avec

des structures granulaires comportant des vides simples (Os4 6-16, ~9,5 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en

XPL; E) Sable fin à moyen très lâche peu trié. Distribution g/m.o. porphyrique avec des structures intergranulaires

comportant des vides complexes et composés (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); F) Même point de vue en XPL. Notez

les particules fines dans la matière organique.

96

Figure 52 : A) Forte concentration en fragments de biotite de couleur brun rougeâtre altérée par le gel/dégel (Os4

6-16, ~11,5 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en XPL; C) Feuillet de biotite à un stade d’altération hydrique et

cryogénique très avancé (Os4 6-16, ~8 cm/surf., PPL); D) Grain de hornblende altéré surmonté de plusieurs

nodules de Fe/Mn (Os4 6-16, ~8 cm/surf., PPL); E) Microcercle ayant comme noyau des particules fines de matière

organique (Os4 6-16, ~8 cm/surf., PPL); F) Assemblage de microcercles indiquant plusieurs générations de

cryoturbation (Os4 6-16, ~10 cm/surf., PPL).

97

Figure 53 : A) Stratifications d’un sol cumulique montrant l’alternance de lits de sable et de matière organique.

Notez les vides plans et le microcercle indiquant l’importance des processus cryo-pédologiques dans cette

microzone très organique (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); B) Vides de type chambre dans une microzone très

compacte (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); C) Matière organique floconneuse fortement décomposée brun orangé à

brun noirâtre, amorphe et flou (Os4 6-16, ~8,5 cm/surf., PPL); D) Même point de vue en XPL permettant de voir

les particules fines minérales incrustées dans la matière organique; E) Fragments de lichens en coupe transversale

entourés de matière organique très décomposée (Os4 6-16, ~7 cm/surf., PPL); F) Coupe transversale d’une racine

brune rougeâtre indiquant la présence de phlobaphène dans les tissus végétaux (Os4T 7-17, ~10 cm/surf., PPL).

98

3.3.1.3. Secteur aval

Les lames Os7 (6-16 cm/surf.) et Os7T (7-17 cm/surf.) ont été échantillonnées à une

distance d’écart est-ouest d’environ 25 m dans les coupes stratigraphiques portant les

mêmes noms (Figures 47D et E). À cet endroit, le secteur de pente faible (2°) est

relativement humide, mais mieux drainé que le secteur précédent. À l’œil nu, on peut

distinguer trois microzones distinctes sur les lames Os7 et Os7T (Figures 47D et E). En

général, elles sont majoritairement composées de sable de ruissellement propre (SP). Une

accumulation de matière organique (AO) est également présente au sommet de la lame

Os7T et un lit de sable organique cryoturbé (SOC) au milieu de la lame Os7, lesquels sont

organisés de façon horizontale (Figure 47E).


Dominants sur ces lames, les minéraux observés sont le quartz, le feldspath (principalement

des plagioclases), le mica (biotite) et l’amphibole (hornblende); ils sont subanguleux à

subarrondis relativement sains selon la microzone (Figures 54A à F). Quant à la

distribution g/m.o., la structure et le tri, ils sont différents dans les trois microzones

identifiées sur les lames.

La fraction sableuse propre (SP) possède une distribution g/m.o. de type monique à

chitonique avec une structure granulaire (Figures 54A et B). La plupart des grains sont

organisés de façon lâche avec des vides d’entassement simple, parfois assez grands (200

μm en moyenne) (Figures 54A et B).

Quant au mélange organo-minéral cryoturbé (SOC), il est relativement plus dense que dans

les microzones de sable propre (SP) (Figures 54C et D). En général, la matière organique

présente entre les grains est fortement humifiée (Figures 54C et D). La distribution g/m.o.

de cette microzone est de type énaulique à porphyrique (dense) avec des microstructures de

type intergranulaire et compact (Figures 54C et D). Les grains sont aussi légèrement plus

petits et moins bien triés que dans les microzones de sable propre (SP) (Figures 54C et D).

Plusieurs vides d’entassement complexe sont également observables (Figures 54C et D).

99

Le sommet de la lame Os7T contenant l’accumulation organique (AO) se distingue par une

distribution g/m.o. de type porphyrique (ouverte) avec une structure intergranulaire

(Figures 54E et F). Dans cette microzone, la composante minérale (sable) est moins

abondante que la composante organique et elle est peu triée. On retrouve également des

particules minérales fines incrustées dans la matière organique (Figures 54E et F). Des

canaux, des vides plans ainsi que des vides d’entassement complexe et composé ont été

identifiés (Figures 54E et F). De plus, on peut aussi observer dans cette microzone des

stratifications obliques affectées par de la cryoturbation (Figure 55D). Ces fines alternances

indiquant un sol cumulique sont caractérisées par des lits sableux couplés à des lits de

matière organique (Figure 55D) (Saint-Laurent et Lavoie, 2006).


Dans l’ensemble, les signatures pédologiques liées au gel semblent légèrement moins

importantes dans le secteur aval du ruisseau que dans le secteur précédent. Cela

s’expliquerait par la faible gélivité du sable propre (SP) que l’on retrouve en majorité sur

les lames (Figures 47D et E). En effet, la quantité de microcercles, de grains verticaux et de

structures rotationnelles est donc réduite en comparaison avec les autres secteurs de la

Rivière aux ossements. De même, les minéraux les plus fragiles tels que la biotite et la

hornblende présentent également moins d’altération physique. Dans le cas de la biotite, un

milieu plus sec/mieux drainé (comme dans ce cas-ci) aurait comme effet de limité la perte

en fer tandis qu’un milieu humide/mal drainé favoriserait son altération (oxydation)

(Bisdom et al., 1982). Ce phénomène d’altération résulte en une couleur brun

rougeâtre/orangeâtre plus ou moins foncé en lumière naturelle, associé à la libération du fer

(Figures 55A et B) (Bisdom et al., 1982).

Dans l’accumulation organique (AO) au sommet de la lame Os7T, plusieurs vides plans

variant entre 200 à 2000 μm ont été relevés (Figure 55D). Ces vides associés à l’action du

gel/dégel et à la croissance de glace de ségrégation indiquent le mauvais drainage du

secteur (Fitzpatrick, 1993; Todisco et Bhiry, 2008b). L’apparence compacte et très

cryoturbée de la matière organique dans cette microzone serait fortement liée à la formation

de lentilles de glace lors de l’avancement du front de gel (Figure 55D) (Fitzpatrick, 1993;

Todisco, 2008).

100

La microzone de transition entre le sable propre (SP) et l’accumulation organique (AO) est

également caractérisée par un vide subhorizontal (Figure 55C). Ce vide aurait été créé par

cryo-dessiccation (déshydratation) au sein de la matière organique lors de la phase de gel

(Van Vliet-Lanoë, 1998). Ce phénomène permet la contraction de la couche organique et la

création d’une fissure subhorizontale à la limite de ces deux microzones (Van Vliet-Lanoë,

1998). Par la suite, ce canal est élargi par l’établissement répétitif de lentilles de glace au

niveau du front de gel.

On peut également observer quelques fines alternances cryoturbées de lits sableux et de lits

organiques dans la microzone (AO) indiquant un sol cumulique (Figure 55D) (Saint-

Laurent et Lavoie, 2006). Elles sont toutefois moins nombreuses que dans le secteur

intermédiaire. Cette observation laisse croire que l’aval du site subit moins l’influence des

fontes printanières que dans le secteur médian. Ce facteur est important puisque les

sédiments d’un sol en accrétion comportent une plus grande épaisseur de mélange organo-

minéral favorisant les processus cryo-pédologiques. En conséquence, le faible impact des

décharges hydriques dans ce secteur diminuerait l’apport sédimentaire à l’origine du

mélange organo-minéral susceptible au gel.


Sur les lames du secteur aval, les traits bio-pédologiques sont peu diversifiés et sont surtout

concentrés dans la partie sommitale de la lame Os7T. On trouve majoritairement de la

matière organique cryoturbée, très décomposée avec des tissus riches en phlobaphène

(Figure 55F). Quelques fragments grossiers (> 20 μm) tels que des feuilles de mousse et des

lichens sont identifiables (Figure 55F). Les composantes fongiques sont plutôt rares sur

cette lame.

Au centre de la lame Os7, la matière organique est très décomposée et a une couleur brune

noirâtre (Figure 55B). La plupart du temps, elle est arrangée sous forme de petits agrégats

plus ou moins amorphes (Figure 55B). Cette concentration de particules fines contient

parfois plusieurs grains minéraux de petite taille. Plusieurs restes fongiques altérés et

humifiés sont aussi présents (Figure 55B). Somme toute, les vides intergranulaires de ce

sable organique sont principalement comblés par des microagrégats de particules fines

101

organiques et minérales, des restes fongiques et des fragments des biotites fortement altérés

(Figure 55B).

L’activité pédofaunique est relativement faible en aval de la Rivière aux ossements, mais

quelques traces ont été identifiées (Figure 55E). La présence de la pédofaune est marquée

par des concentrations de boulettes fécales de mites oribates (Figure 55E). On les retrouve

principalement dans des vides intergranulaires où la matière organique (végétale et

fongique) abonde et leur sert de nourriture (Figure 55E). Ces excréments (majoritairement

< 50 μm) sont généralement de forme ovale et de couleur brun foncé en lumière naturelle

(Figure 55E). Ils sont constitués de matière organique et de particules minérales très fines.

Les traces limitées et peu diversifiées de la pédofaune indiqueraient que celle-ci jouerait un

rôle négligeable comme facteur pédologique et dans les processus de bioturbation (Todisco

et Bhiry, 2008b). La forte acidité d’un humus de type mor expliquerait également cette

faible présence de la pédofaune (Ponge, 2003).

102

Figure 54 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique à chitonique avec une structure

granulaire comportant des vides d’entassement simple (Os7 6-16 cm, ~12 cm/surf., PPL); B) Même point de vue en

XPL; C) Sable fin à moyen dense peu trié. Distribution g/m.o. énaulique à porphyrique (dense) avec des structures

intergranulaires et compactes comportant des vides complexes (Os7 6-16, ~9,5 cm/surf., PPL); D) Même point de

vue en XPL; E) Sable fin à moyen lâche peu trié. Distribution g/m.o. porphyrique avec des structures

intergranulaires comportant des vides complexes et composés (Os7T 7-17, ~8,5 cm/surf., PPL); F) Même point de

vue en XPL. Notez les particules fines dans la matière organique.

103

Figure 55 : A) Biotites à leur premier stade d’altération dans le sable propre (SP). Les grains exfoliés sont associés

à une perte limitée de fer (Os7 6-16, ~11 cm/surf., PPL); B) Les principales composantes retrouvées dans les

microzones organo-minérales cryoturbées (SOC) : restes fongiques, fragments de biotites très altérés et micro-

agrégats de particules fines organiques et minérales (Os7 6-16, ~10 cm/surf., PPL); C) Vide plan ayant été formé

par une lentille de glace due à la différence de gélivité entre le sable propre (SP) et la matière organique (MO)

(Os7T 7-17, ~9,5 cm/surf., PPL); D) Stratifications d’un sol cumulique montrant l’alternance de lits de sable et de

matière organique. Notez le vide plan et les microcercles indiquant l’importance des processus cryo-pédologiques

dans ce milieu très susceptible au gel (Os7T 7-17, ~8,5 cm/surf., PPL); E) Boulettes fécales de mites oribates de

couleur brun foncé dans un milieu très organique (Os7 6-16, ~10 cm/surf., PPL); F) Fragment végétal très grossier

(feuille de mousse?) et peu décomposé observé sur les lames (Os7T 7-17, ~9 cm/surf., PPL).

104

3.3.2. Micromorphologie extra-site

La micromorphologie extra-site a été étudiée à l’aide de la lame V2-CT12 (55-65 cm/surf.)

(Figure 56A). Elle a été échantillonnée dans la coupe stratigraphique portant le même nom

à une altitude de 16 m a.s.l. (Figure 56). La lame est majoritairement constituée de sable

propre (SP) avec une apparence lâche où s’insèrent deux lits de mélange organo-minéral

(Figures 56A à D). L’analyse de cette lame a pour but de comparer, à l’échelle

microscopique, les sédiments affectés par les activités de boucherie et ceux n’ayant pas subi

d’influence humaine. Afin de faciliter l’étude des dissimilitudes, la boîte de Kubiena a été

échantillonnée dans le même type de dépôt que l’on retrouve dans le site archéologique,

c’est-à-dire un sable de ruissellement.


Le squelette, qui forme la majorité de la lame V2-CT12, est caractérisé par des grains

minéraux détritiques subanguleux à subarrondis. Il est constitué généralement de quartz, de

feldspaths (majoritairement des plagioclases) et de hornblendes relativement sains (Figure

56B). Comparativement aux lames de la Rivière aux ossements, les micas (biotite) sont

présents qu’en très faible quantité, indiquant probablement un ruissellement de plus forte

intensité empêchant leur sédimentation. La distribution g/m.o. dans le sable propre (SP) est

de type monique avec une structure majoritairement granulaire (Figure 56B). Les vides

d’entassement simple sont les plus communs et le sable de taille moyenne est modérément

trié (Figure 56B). Les deux lits subhorizontaux de mélange organo-minéral ont

principalement une distribution g/m.o. de type porphyrique (dense à lâche) à chitonique

(Figures 56C et D). Ils contiennent des microstructures du type intergranulaire et des vides

d’entassement complexe (Figures 56C et D).


Dans l’ensemble, les minéraux de la lame V2-CT12 présentent très peu de traces liées aux

processus de gel/dégel, étant donnée la faible gélivité du sable moyen sans matrice fine

(SP) (Figure 56B) (Bunting et Fedoroff, 1973; Van Vliet-Lanoë, 1987, 1998; Todisco et

Bhiry, 2008b). La majorité des signatures cryo-pédologiques se retrouvent dans les lits à

mélange organo-minéral qui sont relativement plus susceptibles au gel (Figures 56C et D).

105

Figure 56 : A) Représentation mésoéchelle de la lame V2-CT12 (55-65 cm/surf.) provenant de la coupe stratigraphique V2-CT12 (16 m/a.s.l.). Elle est majoritairement composée

de sable propre (SP) et de deux lits minces de matière organique; B) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique avec une structure granulaire comportant

des entassements simples (V2-CT12 55-65 cm, ~55,5 cm/surf., PPL); C) Lit organo-minéral de sub-surface contenant de la matière organique très décomposée et riche en

phlobaphène. Notez la présence d’un sclérote (probablement C. Graniforme) très opaque (mélanisation) au sein de ce lit (V2-CT12 55-65 cm, ~55,5 cm/surf., PPL); D) Second lit

organo-minéral de sub-surface présent sur la lame. La matière organique est fortement humifiée et riche en phlobaphène. Notez les restes de lichens (V2-CT12 55-65 cm,

~58 cm/surf., PPL).

106

Contrairement aux lames intra-site, on note une faible fréquence de micro-cercles et

d’assemblages verticaux de grains dans le sable propre (SP). D’ailleurs, les fragments de

biotites possèdent une couleur très pâle indiquant qu’elles ont perdu une partie de leur

contenu en Fe (Figure 55A). Elles exposent aussi un faible degré d’altération lié à l’action

du gel, car le processus d’exfoliation est peu développé.

Dans le mélange organo-minéral, la présence de particules organiques a généré une action

accrue des processus cryogéniques comparativement aux microzones de sable propre (SP)

(Figures 57C et D). Ceci expliquerait la présence de particules minérales fines identifiées

dans cette microzone (Figures 57C et D). La matière organique est également sujette à la

cryoturbation (Figures 57B et E). Quelques revêtements de particules organiques fines ont

été observés dans le premier centimètre sous les deux lits organiques (Figure 57A). Ce

phénomène d’illuviation est possiblement lié à l’action du gel/dégel ou au lessivage par

l’eau. Parfois, la matière organique encercle complètement les minéraux suggérant un

mouvement rotationnel causé par une action cryogénique (Figure 57A).


Les traits bio-pédologiques de la lame V2-CT12 sont peu nombreux et peu diversifiés

puisqu’ils n’ont été observés que dans les deux minces lits organiques (Figures 56C et D).

Ils consistent surtout en de la matière organique rougeâtre (phlobaphène) fortement

décomposée et à des restes fongiques (Figures 56C et D). Le matériel organique grossier (>

20 μm) est rare et il est principalement formé de fragments de lichen (notamment le cortex)

déformés par de la cryoturbation (Figures 57B et E). Plusieurs restes fongiques tels que des

sclérotes très opaques, des manteaux d’ectomycorhizes (souvent cryoturbés) et des hyphes

(en grande quantité) ont été identifiés (Figures 57C à F). Ils sont généralement bien

préservés. Comparativement au milieu humide du site archéologique, la lame extra-site est

plus riche en restes de champignons. Ceci serait associé à un stress hydrique issu d’un bon

drainage ou à des conditions froides et/ou sèches (Worley et Hacskaylo, 1959; Trappe,

1964; Meyer, 1964; Harley, 1969; Mexal et Reid, 1973; Todisco et Bhiry, 2008). L’absence

de trace en lien avec la pédofaune et l’abondance des restes de champignons suggère un

humus de type mor (Meyer, 1964; Babel, 1975; Olsson, 1983 et Todisco et Bhiry, 2008b).

107

Figure 57 : A) Fracture causée par la gélifraction dans un quartz comblée par de la matière organique en relation

avec les processus d’illuviation. Notez que le grain est également surmonté d’un mince revêtement de particules

organiques fines (V2-CT12 55-65 cm, ~58,5 cm/surf., PPL); B) Plusieurs lichens compressés et perturbés par de la

cryoturbation dans un lit de matière organique (V2-CT12 55-65 cm, ~58 cm/surf., PPL); C) Matière organique très

décomposée et riche en phlobaphène avec la présence d’un sclérote très opaque. De nombreux restes fongiques

(hyphes, ectomycorhizes) sont intégrés dans le lit de matière organique (particules de couleur foncée en raison de la

mélanisation); D) Même point de vue en XPL. Notez les particules minérales fines dans la matière organique; E)

Manteaux d’ectomycorhizes cryoturbés dans de la matière organique très décomposée (V2-CT12 55-65 cm,

~58 cm/surf., PPL); F) Plusieurs hyphes se développant à partir d’un sclérote dans de la matière organique

fortement décomposée (V2-CT12 55-65 cm, ~57,5 cm/surf., PPL).

108

3.4. Identification des acides gras par chromatographie en phase gazeuse —

spectrométrie de masse

Dans le but de vérifier la présence des lipides dans les sédiments de la Rivière aux

ossements associée à l’activité de boucherie sur le site, une analyse par chromatographie en

phase gazeuse d’échantillons issus de l'unité anthropique (Unité 3) des coupes V3-Os2, V3-

Os4 et V3-Os7 a été réalisée (Figure 58). Des sédiments des coupes extra-site (V2-CT10 et

V3-CT6) ont également été analysés dans le but d’identifier les différences entre les coupes

intra et extra-site en ce qui concerne la concentration en lipide (Figure 59).

Une douzaine de catégories d’acides gras a été identifiée; la concentration moyenne de ces

acides provenant des sédiments archéologiques est d’environ 0,015 % du poids sec de

l’échantillon de sol, ce qui est élevé selon March (1999) alors que dans les sédiments extra-

site cette concentration est nettement moins élevée (0,004 %). Il est aussi à noter que

l’ensemble des acides gras insaturés (C16:1, C18:1, C20:1, C20:3 C20:5, C22:1, C22:2)

atteint 66 % alors que dans les sédiments extra-site, ce pourcentage est de 55 %. Il est rare,

semble-t-il, de trouver de telles quantités et diversité d’acides gras insaturés, notamment

des acides gras comportant cinq insaturations (C20:5) (March, 1999). Les acides gras sont

représentés dans nos échantillons par, principalement les acides eicosatriénoïque (C20:3),

cétoléïque (C22:1) et docosadiénoïque (C22:2) (Figures 58 et 59).

La grande diversité des acides gras et la présence de plusieurs acides insaturés suggèrent

des bonnes conditions de conservation de ces résidus. En général, les acides gras insaturés

peuvent être rapidement dégradés par oxydation au fil du temps (Morgan et al., 1984). Ce

processus de dégradation provoque la transformation d’acides insaturés en saturés

(Eerkens, 2005). Des études expérimentales démontrent que l’oxydation totale des gras

insaturés peut se faire en quelques semaines lorsque les conditions (humidité constante,

présence de bactéries) sont favorables (Mills et White, 1994).

109

Figure 58 : Mise en contexte des résultats chimiques intra-site

110

La bonne préservation de ces molécules pourrait être expliquée par une accumulation

récente des résidus organiques et par les basses températures du sol minéral dans lequel les

acides gras sont intégrés pendant une grande partie de l'année (Morgan, 1984; March et al.,

2012). Selon Evershed (2008), les sites situés dans des régions caractérisées par des

conditions environnementales constantes, combinées à une faible température moyenne

annuelle, fournissent des conditions propices à la conservation des lipides. Une autre raison

expliquant la préservation des lipides en contexte archéologique est leur propriété

hydrophobe. Ils sont difficilement lessivés du dépôt initial par percolation des eaux

souterraines ou mis à la disposition des micro-organismes (Evershed, 2008). Morgan

(1984) et March (1999) ont démontré qu’en circonstances favorables (milieu

froid/pergélisolé et anoxique), des lipides peuvent persister jusqu’à plusieurs milliers

d’années dans les sols et les sédiments.

Identifier l’origine de ces acides gras demeure une tâche difficile et complexe due à leur

dégradation différentielle et à leur contamination par d’autres sources (Morgan et al., 1984;

March, 1999; Heron et al., 2010; March et al., 2012). Toutefois, quelques études sont

parvenues à mettre en évidence la provenance végétale ou animale de certains acides gras.

Pour discerner les sources animales et végétales, des chercheurs tels Mills et White (1994);

Eerkens et al. (2005); Koirela et Rosentreter (2009); Kedrowski et al. (2009) ont utilisé des

ratios afin de catégoriser des proportions d’acides gras. Le ratio C16:0/C18:0 est le plus

souvent utilisé, car ces deux types de lipides possèdent un taux de dégradation très

similaire. Ainsi selon Mills et White (1994), quand le ratio C16:0/C18:0 est entre 1 et 2, les

acides gras sont d’origine animale et quand il est supérieur à 3, la source est végétale. Ces

valeurs de ratios sont semblables à celles de Kedrowski et al. (2009) et très près à celles de

Koirela et Rosentreter (2009), mais sont assez loin de celles trouvées par Eerkens et al.

(2005) puisqu’ils ont travaillé sur des échantillons fortement dégradés (Tableau 19). En

effet selon ces derniers auteurs, un ratio inférieur à 7 indique une origine animale alors

qu’un ratio entre 10 et 24 suggère une origine végétale. L’utilisation de ce ratio provenant

de nos résultats intra-site (2,055) et extra-site (8,014) montre une certaine similarité avec

les résultats des autres études (Tableau 19).

111

En se basant sur le même principe de dégradation équivalente, d’autres ratios peuvent être

utilisés tels que C16:1/C18:1 et (C15:0 + C17:0)/C18:0 (Malainey, 1997; Eerkens et al.,

2005). Par exemple, les résultats de Koirela et Rosentreter (2009) dérivant du ratio

C16:1/C18:1 sont assez différents de ceux d’Eerkens et al. (2005), car ceux-ci s’insèrent

complètement dans l’intervalle indiquant une origine animale. Néanmoins, les données de

notre étude semblent mieux concorder avec ceux d’Eerkens et al. (2005) par rapport à ce

ratio (Tableau 19). Finalement, le ratio (C15:0 + C17:0)/C18:0 utilisé par Eerkens et al.

(2005) et Kedrowski et al. (2009) présente, dans leurs études respectives, des intervalles de

valeurs similaires, c’est-à-dire, inférieurs à 0,2 pour une origine animale et entre 0,1 et 1

pour une origine végétale. Encore une fois, nos résultats intra-site (0,156) et extra-site

(0,943) coïncident avec les études précédemment mentionnées (Tableau 19).

En résumé, en utilisant ces ratios, nous pouvons déduire que la plupart des acides gras

présents dans nos échantillons intra-site sont d’origine animale, ce qui concorde avec la

mission du site comme zone de boucherie utilisée par les Inuits lors de la fin du 19e siècle

(Institut culturel Avataq, 2012) (Tableau 19). Les sédiments extra-site contiendraient des

acides gras d’origine végétale ce qui est corroboré par nos observations in situ.

Tableau 19: Ratios utilisés pour caractériser les acides gras

Ratio Origine Mills et

White, 1994

Eerkens et

al., 2005

Koirela et

Rosentreter, 2009

Kedrowski

et al., 2009

Cette étude

Intra-

site

Extra-

site

C16:0/C18:0 Animal 1 – 2 < 7 1,11 – 1,92 0,9 – 2

2,055 8,014 Végétal > 3 10 – 24 1,15 – 5,00 > 3

C16:1/C18:1 Animal – 0,08 – 0,8 0,1 – 0,31 –

0,83 1,734 Végétal – > 2,8 0,57 – 0,60 –

(C15:0 +

C17:0)/C18:0

Animal – < 0,2 – < 0,17 0,156 0,943

Végétal – 0,1 – 1 – 0,1 – 1

Par ailleurs, identifier la source exacte des acides gras, en l’occurrence un mammifère

marin ou un animal terrestre est ardu parce que certains acides peuvent être présents dans

l’organisme des deux catégories d’animaux. Mais en tenant compte du contexte du site

archéologique et de la littérature, il est possible dans notre cas de faire des déductions dans

ce sens. Au site de la Rivière aux ossements, la majorité (80 %) des ossements observés

112

appartiennent au morse de l’Atlantique (Odobenus rosmarus) alors que les 20 %

d’ossements incluent ceux du phoque annelé (Pusa hispida), du béluga (Delphinapterus

leucas), du petit rorqual (Balaenoptera acutorostrata) du caribou (Rangifer tarandus) et de

l’ours polaire (Ursus maritimus) (Institut culturel Avataq, 2012). Ces résultats concordent

avec les données de l’analyse par chromatographie en phase gazeuse qui suggèrent une

dominance d’acides gras d’origine animale. Selon Heron et al. (2010), la présence d’acides

gras insaturés à longues chaînes (C20:1 et plus) suggère une origine marine,

particulièrement l’acide eicosatriénoïque (C20:3) et cétoléïque (C22:1).

D’ailleurs, on peut observer que ces biomarqueurs semblent être plus riches dans le secteur

intermédiaire du site archéologique, ce qui correspond au lieu où se trouve la plus grande

concentration d’ossements (Figure 58). La topographie semble jouer un rôle majeur dans la

distribution de ces ossements et par le fait même des acides gras. En effet, le profil

topographique du site archéologique montre une dépression au niveau du secteur

intermédiaire alors que le reste du site est plutôt incliné, lequel est moins susceptible à

l’accumulation de restes d’animaux (Figure 58). L’amont est le deuxième secteur où l’on

retrouve la plus grande concentration d’acides gras; ceci est probablement expliqué par le

fait qu’à l’origine cette zone était le lieu de départ des ossements. Ensuite, les valeurs

concernant le secteur aval sont beaucoup plus faibles que les deux autres secteurs intra-site,

c’est-à-dire, environ une concentration trois fois plus basse. Les résultats de la coupe V3-

Os7 sont également très similaires à ceux de la coupe extra-site V2-CT10, indiquant que les

acides gras sont beaucoup moins présents en aval du site archéologique (Figures 58 et 59).

Ceci corrobore avec les observations faites sur le terrain, car une faible quantité

d’ossements en aval du site archéologique avait été identifiée. Finalement, l’échantillon

provenant de la coupe V3-Os6 est l’échantillon le moins riche en acides gras avec une

concentration dix fois moindre que V3-Os4 (Figures 58 et 59). Cela pourrait possiblement

être expliqué par la présence de sédiments littoraux très propres au sommet de cette coupe,

donc faible en matière organique.

113

Figure 59 : Comparaison des teneurs en acides gras dans les coupes intra et extra-site

115

Chapitre 4

Discussion

4.1. Paléogéographie de la presqu’île d’Aivirtuuq

4.1.1. Phases glaciaire et marine

Le relief d’Aivirtuuq a fortement été influencé par le passage du glacier tel qu’indiqué par

la forme du terrain et les nombreuses marques glaciaires gravées sur le socle rocheux. Ces

marques identifiées sur les affleurements rocheux, principalement littoraux indiquent que

l’écoulement glaciaire fut vers l’est (80°). Également déduite par Daignault et Bouchard

(2004), cet épisode majeur aurait résulté du prolongement nordique de la Ligne de partage

glaciaire du Nouveau-Québec/Labrador (LPGNQL). Cette ligne s’étendait entre Ivujivik et

le lac Nantais et aurait été développée au Wisconsinien supérieur (Veillette et al., 1999;

Daignault et Bouchard, 2004). L’absence de marques glaciaires indiquant des épisodes

antérieurs suggère que 1) cette portion du territoire n’a connu qu’une seule direction

d’écoulement glaciaire lors du Wisconsinien ou que 2) les anciennes marques glaciaires

furent effacées par d’autres processus érosifs. Par ailleurs, force est de constater qu’aucune

strie glaciaire n’a été identifiée sur les affleurements rocheux d’Aivirtuuq, pourtant il s’agit

d’une marque glaciaire usuellement identifiée dans les environnements récemment

déglacés. L’absence de ces marques glaciaires pourrait être expliquée par une altération

mécanique (gel/dégel) de la roche en place dans le cas où elles ne sont pas protégées (i.e.

sédiments meubles) (Dahl, 1955).

Suite au retrait des glaces de l’Inlandsis laurentidien du détroit d’Hudson vers 8 000

B.P., la transgression de la mer d’Iberville inonda les côtes et les îles de la région de

Kangiqsujuaq jusqu’à 120 m a.s.l. (Gray et Lauriol, 1985; Gray et al., 1993). D’une altitude

maximale de 75 m a.s.l., la presqu’île d’Aivirtuuq aurait été complètement submergée.

Subséquemment, la régression de la mer d’Iberville engendrée par le relèvement glacio-

isostatique a permis l’émersion des terres. Les sédiments laissés par la mer sur la presqu’île

sont des sables littoraux non coquillers; des faciès glaciomarins ou marins (argileux/silteux)

semblent manquants. L’absence de ces dépôts pourrait être expliquée par un contact

116

glaciaire très dynamique lors de la déglaciation provoquant de forts courants de turbidité ne

permettant pas la déposition des sédiments fins (Lajeunesse et Allard, 2002). L’absence de

coquilles pourrait être expliquée par de forts apports sédimentaires ainsi que des eaux

froides et turbides ne favorisent pas le développement de la faune marine (Syvitsky et al.,

1989). La régression de la mer a aussi permis l’édification sur la presqu’île Aivirtuuq de 16

niveaux de terrasses marines. Puisque nous n’avons pas trouvé de coquilles pour dater la

formation de ces terrasses, nous avons utilisé la moyenne des courbes de relèvement

isostatique des régions situées à proximité de notre zone d’étude (Figure 60). Ainsi nous

avons pu estimer la date de l’édification de chacune des terrasses (Tableau 20 et Figure 61).

La terrasse la plus ancienne T1 aurait été formée entre 5 700 et 6 800 ans B.P. alors que la

plus récente T16 a été mise en place entre 1 000 et 2 000 ans B.P. (Tableau 20 et Figure

61).

Figure 60 : Courbes en années 14C du niveau marin relatif de la rive sud du détroit d’Hudson. (Gagnon, 2011;

modifiées d’après Gray et al., 1993)

117

Tableau 20 : Émersion des terrasses d’Aivirtuuq, selon les courbes d’émersion de la rive sud du détroit d’Hudson

(selon Gray et al., 1993)

Terrasse

marine

Altitude

(m/a.s.l.)

Âge B.P. (selon Gray et

al., 1993)

T1 61 5 700-6 800

T2 57 5 600-6 700

T3 48 5 500-6 600

T4 41 5 300-6 500

T5 38 5 200-6 400

T6 34 5 000-6 300

T7 32 4 900-6 100

T8 28,5 4 700-6 000

T9 25,5 4 300-5 900

T10 22 4 200-5 500

T11 20 4 000-5 300

T12 16 3 500-4 600

T13 10 3 000-4 300

T14 7,5 2 000-4 000

T15 6,5 1 300-3 800

T16 2 1 000-2 000

Figure 61 : Courbe d’émersion d’Aivirtuuq basée sur la moyenne des courbes d'émersion des six régions situées

sur la rive sud du détroit d'Hudson (selon Gray et al., 1993)

118

4.1.2. Susceptibilité des sédiments au gel

Les sédiments sableux littoraux pauvres en matière organique mis au jour sur la presqu’île

suite à l’émersion des terres ont été soumis aux processus périglaciaires en lien avec le

développement et la dynamique du pergélisol. Ce type de dépôt favorise la formation de

glace interstitielle (ciment de glace) au lieu de la glace de ségrégation (lentilles de glace)

qui se forme plutôt dans les sédiments fins (sable fin, silt, argile) ou dans des sédiments

riches en matière organique (Ostroumov, 2004). Ceci expliquerait la faible présence de

cryoturbation dans les sédiments sableux extra-site. Ainsi, la nature et la granulométrie des

sédiments jouent un rôle majeur dans leur susceptibilité au gel (Bunting et Fedoroff, 1973;

Van Vliet-Lanoë, 1987, 1998; Yershov, 1998; Todisco et Bhiry, 2008b).

4.1.3. Ruissellement de surface et ruissellement concentré

À l’aide de relevés géomorphologiques et d’analyses stratigraphiques, deux types de

ruissellement (slopewash/overland flow) ont pu être identifiés, le ruissellement de surface

(diffus et en nappe) et le ruissellement concentré. D’ailleurs, l’étude de Woo et Guan

(2006) relate que ces processus peuvent être générés sur un versant pendant un apport

soutenu en eau.

En général, le ruissellement de surface se produit lorsque le sol est saturé en eau par

écoulement hypodermique (hewlettien) ou quand l’intensité de la pluie dépasse la capacité

d'infiltration du sol (hortonien) (Pech, 1998). L'excès d'eau s’écoule ensuite à la surface du

sol. Ce processus superficiel peut être diffus (minces filets, tracé instable) et/ou en nappe

(sheetflow; si filets se regroupent) exportant des particules fines à moyennes et déchaussant

la végétation (Hogg, 1982). Selon Morgan (1979), les particules ayant un diamètre de

0,5 mm (sable moyen), sont les plus facilement transportées, tandis que les grains de taille

inférieure (les argiles notamment) ou supérieure demandent une plus grande énergie afin de

permettre leur déplacement. L’étude de Horton (1945) mentionne que, lors des tempêtes,

les deux tiers, et parfois plus, de la superficie de versants d’une vallée peuvent être affectés

par le ruissellement de surface. Ce processus est un élément majeur du cycle de l'eau, et un

des moteurs de l'érosion. Un pendage aussi faible que de 2° est suffisant pour permettre du

119

ruissellement de surface (Imeson et al., 1980). Les vallées étudiées à Aivirtuuq ont des

pentes de 7° en moyenne.

D’autre part, le ruissellement concentré (rillwash) est attribué à des écoulements avec une

grande capacité de transport et capables de générer des incisions linéaires (Pech, 1998).

D’année en année, l’eau emprunte les mêmes canaux augmentant leur taille. Sur Aivirtuuq,

les sols polygonaux à coins de glace semblent jouer un rôle majeur sur le développement du

ruissellement concentré. En effet, Fortier et al. (2007) relatent l’importance des sols

polygonaux sur l’évolution hydrographique d’un paysage périglaciaire. Selon ces auteurs,

les fentes créées par la formation de coins de glace permettent la concentration du

ruissellement et l’établissement d’un système hydrographique rectangulaire (Woo et Guan,

2006). Ces zones de faiblesse constituent des lieux initiaux pour l’érosion hydrique linéaire

et à la formation de rigoles (rills) en zigzag (Fortier et al., 2007).

4.1.4. Ruissellement en milieu périglaciaire : caractéristiques, causes et effets

En région périglaciaire, plusieurs facteurs spécifiques à ce milieu peuvent affecter le

processus de ruissellement. Par exemple, les propriétés des dépôts sableux identifiés dans

les vallées d’Aivirtuuq, particulièrement la granulométrie, jouent un rôle majeur sur leur

transportabilité ainsi que sur leur non-susceptibilité au gel (Yershov, 2004). La taille

moyenne des grains observés dans les différents faciès sédimentaires étudiés correspond à

un sable fin à moyen, ce qui expliquerait la facilité de ces dépôts à être érodés et transportés

en grande quantité (Morgan, 1979). D’autre part, la présence d'un substrat gelé en

permanence a des effets importants sur l'hydrologie en milieu arctique (Woo, 1986). En

effet, la glace interstitielle dans les sédiments sableux et le pergélisol contribuent à la

formation d’une barrière de glace se comportant comme un socle rocheux continu limitant

l’infiltration de l’eau au sein du sol (Figure 62) (Woo, 1986; French, 2007). Cela permet

l’élévation rapide de la nappe phréatique au-dessus de la surface du sol, laquelle génère à la

fois de l'écoulement de surface par saturation (hewlettien) et de l'écoulement concentré

(rillwash) dans des rigoles (Woo et Steer, 1982). Ceci est particulièrement important au

printemps, car un substrat gelé près de la surface du sol empêche la percolation à un

120

moment où l'apport en eau est abondant (Lewkowicz et French, 1982; Wilkinson et

Bunting, 1975; Woo, 1976).

Mis à part les propriétés des sédiments (nature et granulométrie) et la présence du

pergélisol, le ruissellement de surface serait impossible sans des précipitations neigeuses et

liquides. La majorité des études montrent que la fonte des neiges est le principal fournisseur

d'eau dans les régions périglaciaires (Woo, 1986). Puisque les flux d'eau et d’énergie solaire

sont étroitement liés dans ces régions, les processus hydrologiques expriment une

saisonnalité prononcée (Woo, 1986). En hiver, les courtes journées d’ensoleillement et les

basses températures permettent la remontée du toit du pergélisol. Les précipitations

neigeuses génèrent une accumulation au sol d’eau solide restituée pendant la fonte. Ces

éléments sont essentiels, car les températures chaudes et de longues périodes de

rayonnement solaire au printemps engendrent la fonte nivale qui conduit au relâchement

rapide d’une grande quantité d’eau (Woo, 1986; French, 2007). À la même période, le

début des précipitations liquides ainsi que le dégel de la couche active ajoutent un apport en

eau non négligeable qui favorise la saturation en eau du sol ainsi que l’écoulement de

surface qui en résulte. C’est également à ce moment de l’année que le ruissellement de

surface atteint son apogée (Wilkinson et Bunting, 1975; Good et Bryant, 1985; Woo, 1986).

Ce phénomène de surface diminue au cours de l’été avec la baisse du toit du pergélisol

permettant une plus grande infiltration de l’eau provenant uniquement des faibles

précipitations liquides. Ce sont les rigoles qui rassemblent l’apport en eau restant sous

forme de ruissellement concentré pendant le reste de la période estivale (Woo et Guan,

2006). Ainsi, la fonte nivale et les précipitations liquides combinées à un toit de pergélisol

encore élevé au printemps et au début de l’été exposent les vallées d’Aivirtuuq à des

processus d’érosion hydrique soutenus.

En général, la végétation et la présence d’un sol (sédiments pédogénéisés) ont tendance à

réduire les risques d’érosion, mais ce n’est pas le cas en milieu arctique (Mandel et Bettis,

2001). La proportion élevée en sable et le climat arctique ont tendance à ralentir la

pédogénèse tel qu’observé dans les coupes stratigraphiques extra-site (podzol arctique et

cryosol régosolique) (Bunting, 1967; Birkeland, 1999; Ferring, 2001; Mandel et Bettis,

2001). En effet, le mince et fragile tapis de lichen ainsi qu’une pédogénèse faiblement

121

développée limitent la cohésion des sédiments et les rendent particulièrement vulnérables

au remaniement éolien et fluviatile. Ceci expliquerait les nombreuses zones de déflation et

les séries de rigoles identifiées sur la presqu’île. La déflation a également un impact sur la

dynamique sédimentaire des vallées, car elle expose des sédiments facilement pris en

charge par le ruissellement (Good et Bryant, 1985).

Figure 62 : Schématisation du rôle du pergélisol, de la neige et des précipitations liquides sur le ruissellement nival

4.1.5. Intensification du ruissellement de surface en réponse aux changements climatiques

passés

Dans les régions arctiques côtières, il a été démontré que, pendant des printemps et des étés

plus chauds et humides, la fonte rapide du couvert neigeux combinée à la dégradation du

pergélisol et à une plus grande quantité de précipitations liquides saturent la couche active

et augmentent la quantité de ruissellement de surface (Kane et al., 1991; Matthews et al.,

1993; Bergström et al., 2001; Vandenberghe, 2003; Lawrence et Slater, 2005). D’ailleurs,

ce phénomène printanier peut également influencer la stabilité d’un versant due à la perte

de résistance au cisaillement provoquée par l’augmentation de la pression de l’eau

interstitielle pendant le dégel de la couche active (Lewkowicz, 1988; Andres et al., 2001).

122

De ce fait, les processus de ruissellement qui ont affecté les vallées étudiées d’Aivirtuuq

auraient eu lieu pendant des mois de printemps et d’été particulièrement chauds et humides.

À cette dernière période aurait succédé une phase climatique froide. En effet, selon Mol et

al. (2000), les transitions climatiques (en particulier les périodes froides vers chaudes) sont

les moments où les processus fluviatiles sont les plus instables et où les processus d’érosion

sont les plus forts, puisque la densité et l’épaisseur de la végétation sont encore faibles.

La réponse des processus fluviatiles à des changements climatiques peut être complexe et

variable (Frederick, 2001). Toutefois, plusieurs auteurs assument que dans une région

stable au point de vue tectonique et sans présence humaine marquante, le forçage

climatique est le facteur dominant gérant ces processus (Blum et Valastro, 1992; Nordt,

1992; Frederick, 2001). De plus, des auteurs tels Arbogast et Johnson (1994) et McFadden

et McAuliffe (1997) suggèrent que les processus fluviatiles d’ordre inférieur

(ruissellement) sont beaucoup plus sensibles aux changements externes tels que le climat.

Ces auteurs mentionnent également que le lien entre l’érosion d’une pente et l’aggradation

sédimentaire d’une vallée d’un petit bassin versant est beaucoup plus direct que dans un

grand système.

Selon nos données, au moins trois phases de ruissellement ont eu lieu : 1) de 3 500 à 3 300

ans B.P., 2) vers 2 000 ans B.P. et 3), de 1 600 à 1 000 ans B.P. (Figure 63 et Tableau 15).

La plus ancienne phase identifiée marquerait le début d’une première période chaude et

humide (comme à l’actuelle) dans la région de la presqu’île d’Aivirtuuq (Figure 63).

D’après l’étude de Cencig (2013), cette phase aurait engendré l’entourbement d’un lac situé

près de Tupirvikallak à environ 12 km d’Aivirtuuq et aurait duré jusqu’à environ 2 700 ans

B.P. (Figure 63). Cependant, cet intervalle est fondé sur une extrapolation de deux dates

basale et sommitale d’un monolithe de 25 cm; elle présente donc un certain degré

d’incertitude.

La seconde phase de ruissellement observée vers 2 000 ans B.P. marquerait le début d’une

deuxième période chaude et humide déjà documentée (Figure 63 et Tableau 15) (Kasper et

Allard, 2001; Todisco et Bhiry, 2008a; Ouzilleau Samson; Bhiry et Lavoie, 2010; Cencig,

2013). La majorité des études effectuées dans la région de la rive sud du détroit d’Hudson

semble avoir noté ces conditions qui auraient causé soit de la solifluxion, de la fonte des

123

coins de glace ou de l’accumulation de tourbe (Figure 63). La phase la plus récente

générant les processus de ruissellement à Aivirtuuq est aussi détectée dans la région par ces

mêmes auteurs (Figure 63). Toutefois, ceux-ci semblent avoir associé cette période

clémente à celle précédemment observée (Figure 63). Il est donc fortement probable que la

seconde et la troisième phase de ruissellement identifiées dans le cadre de cette étude soient

une période chaude et humide continue et survenue entre 2 000 et 1 000 ans B.P. (Figure

63).

Il est important de noter que plusieurs sites d’habitations tant Paléoesquimaux que

Néoesquimaux et Inuit ont été relevés sur cette presqu’île (Figure 5), mais aucun dans les

vallées étudiées. Ceci est probablement dû à l’intensité des processus géomorphologiques

(principalement le ruissellement de surface) qui a rendu ces vallées inhabitables par les

peuples anciens, lesquels ont choisi des endroits beaucoup plus stables pour

l’établissement.

Figure 63 : Périodes chaudes et humides de l'Holocène supérieur sur la rive sud du détroit d’Hudson. Les sols

enfouis d’Aivirtuuq semblent correspondre aux périodes chaudes et humides des autres études.

124

4.2. Géoarchéologie de la Rivière aux ossements (JiEv-15)

4.2.1. Rôle taphonomique du ruissellement nival

Après le retrait de la mer, l’évolution du paysage d’Aivirtuuq (principalement des vallées)

semble intimement liée au ruissellement nival. En ce qui concerne le site archéologique de

la Rivière aux ossements, la stratigraphie des coupes intra et extra-site appuie ce constat. En

effet, l’absence de dépôts littoraux au sein du site (cours d’eau) en comparaison avec les

coupes extra-site confirme le rôle de l’érosion fluviale dans cette section de la presqu’île.

Une date de 2 000 ans B.P. obtenue sur un lit organique au sein de la coupe Os3 (14 cm de

profondeur) suggère que le ruissellement nival à Saunitarlik est un processus ancien

(Tableau 15).

Ce processus serait donc possiblement à la base de la disposition spatiale (remaniement)

des milliers d’ossements lesquels sont répartis d’une façon concentrée dans un intervalle

d’environ 150 m de longueur et de 20 m de largeur. En effet, dans un environnement à

climat froid, les sites archéologiques et les artefacts/écofacts sont souvent affectés

(perturbés, transportés, enterrés, ou détruits) par l'action du gel/dégel ou la fonte nivale

(Todisco et al., 2009). Bertran et Lenoble (2002) considèrent le ruissellement comme agent

majeur dans la répartition et l’orientation des vestiges archéologiques. Ce type de

remaniement est caractérisé par une diffusion des artefacts de façon horizontale (en nappe)

vers l’aval plutôt qu’une progression verticale dans le sol (Bertran et Lenoble, 2002;

Todisco et al., 2009). Malgré la taille importante de certains ossements (jusqu’à 50 cm),

Schick (1986) mentionne qu’un artéfact de grande dimension peut être transporté sur une

longue distance (surface de contact supérieure) et que parfois, elle peut même égaler ou

surpasser celle d’un objet plus petit et plus léger. Ceci dit, afin de vérifier l’hypothèse du

rôle du ruissellement dans la répartition des ossements, il serait important de procéder à une

analyse spatiale des ossements en tenant compte des résultats de cette étude.

125

4.2.2. Formation d’un sol cumulique et son influence cryogénique

La stratigraphie et la micromorphologie intra-site ont également permis d’identifier la

présence de sols cumuliques engendrée par le ruissellement de surface. Ces profils de sols

typiques des plaines alluviales seraient issus des inondations printanières lors des pics

d’eau de fonte combinés à la dégradation du pergélisol (Saint-Laurent et Lavoie, 2009;

VandenBygaart, 2011). Entre ces périodes de débordement, il y aurait ensuite suffisamment

de temps pour l’établissement d’une végétation et du processus de mélanisation, lesquels

constituent l’horizon Ah. Généralement, il y a plusieurs couches Ah dans ce type de profil

représentant les périodes de stabilisation entre les événements d’« érosion-sédimentation »

(VandenBygaart, 2011). Dans ce type de sol, ont été identifiées des signatures cryogéniques

non observables dans les coupes extra-site. Ceci peut être expliqué par la présence de la

matière organique très décomposée favorisant la capacité à retenir l’humidité, la

susceptibilité au gel, la formation de glace de ségrégation et d’éventuelles cryoturbations,

en particulier dans les sédiments ayant une faible teneur en argiles peu gélives (Bunting et

Fedoroff, 1973; Van Vliet-Lanoë, 1987, 1998; Todisco et Bhiry, 2008a). Selon Van Vliet-

Lanoë (1998), l’humidité est le critère le plus important dans la formation de cryoturbation.

De ce fait, les coupes avec un sol cumulique présentent des sols de type turbique

comparativement aux coupes non soumises par ces inondations qui sont plutôt de type

statique (Groupe de travail sur la classification des sols, 2002).

4.2.3. L’Homme comme facteur pédologique et écologique

Nos résultats micromorphologiques et chimiques ont démontré que les activités de

boucherie ont laissé des signatures spécifiques dans les sédiments, en l’occurrence de la

matière organique amorphe, grasse et huileuse ainsi qu’une grande quantité d’acides gras

provenant de mammifères marins. Tel que mentionné par Morgan (1984), Knudson et al.

(2004), ou encore March et al. (2012), les basses températures du sol favoriseraient la

conservation de ces résidus animaux. Aussi, la présence de matière organique végétale

humifiée dans les sédiments a possiblement facilité la rétention de ces composantes issues

126

de la décomposition des nombreuses carcasses en modifiant la structure, la texture et la

porosité du sol (Curtis et al., 1976; French, 2003).

Tel que présenté dans la section du site d’étude (Chapitre 1), le site de la Rivière aux

ossements est caractérisé par une végétation beaucoup plus luxuriante, dense et diversifiée

comparativement à ses alentours. Ceci est sans doute associé à l’apport de nutriments (azote

et phosphore) issus de la décomposition des carcasses animales (McKendrick et al., 1980;

Derry et al., 1999; Danell et al., 2002). En général, les sols arctiques sont pauvres en azote

et phosphore; deux éléments importants pour la croissance de la flore (Tarnocai, 2004). La

présence de phosphore dans le sol peut persister très longtemps sur un site (jusqu’à 1000

ans), car c’est un élément qui est peu soluble et qui se transporte peu à travers des

sédiments (Proudfoot, 1976; Derry et al., 1999). L’azote est beaucoup plus mobile et peut

être facilement transporté vers l’aval (Stevenson, 1986; Derry et al., 1999). Ainsi, la

fertilisation des sols par les activités de boucherie aurait eu un impact écologique en

engendrant l’enrichissement du sol et le développement d’une flore dense et luxuriante.

L’ensemble de ces caractéristiques identifiées dans les coupes archéologiques suggère un

sol unique de type anthroposol cryosolique turbique.

La synthèse des résultats illustrée dans le tableau 22 met en lumière les différences entre les

sédiments intra-site (archéologiques) et extra-site. Au point de vue stratigraphique et

pédologique, l’unité archéologique noirâtre et grasse ainsi qu’un sol cryoturbé et anthropisé

caractérisent le site archéologique comparativement à la séquence naturelle des dépôts

extra-site montrant un cryosol statique régosolique. À l’échelle microscopique, une plus

grande abondance de microzones et de cryoturbations ainsi que de la matière organique

opaque/flou à aspect floconneux ont pu être identifiées dans les lames intra-site. Les

analyses chimiques montrent également une plus grande concentration d’acides gras

provenant des mammifères marins dans les sédiments archéologiques que ceux extra-site

majoritairement d’origine végétale.

127

Somme toute, l’étude géoarchéologique intra et extra-site ainsi que l’approche multiscalaire

ont permis de comprendre la formation et l’évolution du site la Rivière aux ossements en

réponse aux changements climatiques et aux activités anthropiques tout en confirmant

l’unicité de ce site.

Tableau 21 : Synthèse des dissimilitudes intra et extra-site

pédologie

Chromatographie

en phase gazeuse Acides gras d'origine animale avec une

Matière organique brun noirâtre Matière organique orangeâtre

avec présence d'ossements

Micromorphologie

Séquence stratigraphique complèteAbsence de dépôt littoral

Unité archéologique noirâtre et grasse

dépôt de ruissellement, dépôt éolien)

Stratigraphie et (Till remanié, dépôt littoral,

Caractéristiques intra-site Caractéristiques extra-site

Acides gras d'origine végétale

tendance vers les mammifères marins

Lipides insaturés dominants Lipides saturés dominants

Concentration élevée en acides gras

Trois micro-zones distinctes Une micro-zone de sable propre

riche en phlobaphène

Peu de cryoturbations

à aspect floconneux et flou

Cryoturbations abondantes

Concentration faible en acide gras

Anthroposol cryosolique turbique Cryosol statique et régosolique

129

Conclusion

Les résultats obtenus dans le cadre de cette étude confirment l’hypothèse de départ qui

stipulait que : 1) des variations climatiques ont engendré une dynamique sédimentaire

périglaciaire et hydrique particulière associée au ruissellement nival et à la dégradation

du pergélisol, expliquant la configuration actuelle d’Aivirtuuq et du site archéologique

JiEv-15; 2) les sédiments minéraux et organiques du site ont enregistré des traces

d’activités de boucherie ayant eu lieu sur le site.

En effet, depuis la fin de la période glaciaire du Wisconsinien, différents facteurs

dépositionels et post-dépositionels stationels, combinés à des variations climatiques, ont

contribué à l’évolution environnementale de la presqu’île d’Aivirtuuq et du site de la

Rivière aux ossements. Les sédiments sableux littoraux pauvres en matière organique

identifiée auraient favorisé la présence de glace interstitielle (peu de cryoturbation) et

facilité l’érosion par du ruissellement nival (concentré ou en nappe) dans les vallées

étudiées. En effet, plusieurs éléments caractérisant les milieux périglaciaires (pergélisol,

précipitations, saisonnalité, végétation et pédogénèse) rendent ces sédiments

particulièrement propices au remaniement par du ruissellement nival soutenu, à l’arrivée

des mois chauds et humides du printemps. La datation de sols enfouis suggère trois phases

de ruissellement sur Aivirtuuq : 1) de 3 500 à 3 300 ans B.P., 2) vers 2 000 ans B.P et 3), de

1 600 à 1 000 ans B.P. L’intensification de ce processus lors de ces périodes a

probablement été causée par la présence d’étés plus chauds et humides impliquant une

fonte rapide du couvert neigeux combinée à la dégradation du pergélisol et à une plus

grande quantité de précipitations liquides. Les nombreux impacts du ruissellement nival

identifiés à Aivirtuuq ont permis de documenter le rôle que ce processus a eu dans la pédo-

géomorphologie de Saunitarlik et son influence possible sur la non-habitabilité de ce milieu

instable et dynamique.

L’étude géoarchéologique de la Rivière aux ossements a permis de mieux comprendre

l’impact de l’Homme sur son milieu édaphique en lien avec les activités historiques de

boucherie. L’identification d’une unité (Unité 3) composée de matière organique noirâtre et

130

grasse dans la plupart des coupes intra-site a permis de confirmer, à l’aide de la

micromorphologie et de la chromatographie en phase gazeuse, la présence de composantes

animales bien préservées dans les sédiments. L’excellente conservation de ces

biomarqueurs a pu être possible grâce aux basses températures du sol. D’autre part, le sol

cumulique formé par le ruisseau intermittent semble avoir eu des conséquences importantes

dans l’évolution du site archéologique. En effet, la matière organique intégrée dans le sol

aurait facilité la rétention des traces animales et également engendré une augmentation des

cryoturbations. Aussi, la végétation beaucoup plus dense et luxuriante observée dans le site

aurait été fertilisée par les nutriments provenant de la décomposition des carcasses,

généralement très rares dans les sols arctiques. Ainsi, l’identification de ces traits distinctifs

dans le site de la Rivière aux ossements illustre un sol unique en milieu périglaciaire soit un

anthroposol cryosolique turbique.

L’impact de l’Homme sur son milieu et le rôle des processus périglaciaires sur les sites

archéologiques sont des sujets qui devraient être étudiés davantage dans l’optique de mieux

cerner les différents facteurs jouant sur la genèse et l’évolution d’un site archéologique

nordique. Un approfondissement des résultats serait nécessaire par : 1) la datation

supplémentaire de sols enfouis afin de préciser les phases de ruissellement passées et

récentes, 2) la réalisation d’une étude taphonomique approfondie dans le but de mieux

comprendre le rôle des processus périglaciaires dans la conservation, l’altération et le

remaniement des ossements et 3), la réalisation d’analyses géochimiques et relevés de

plantes bioindicatrices additionnelles dans la Rivière aux ossements ainsi que sur les autres

sites archéologiques présents sur la presqu’île d’Aivirtuuq, afin de mieux comprendre

l’impact pédologique et écologique de l’Homme sur son environnement.

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Documents

Géoarchéologie de la Rivière aux ossements (Saunitarlik ... · Figure 48 : A) Sable moyen lâche modérément trié. Distribution g/m.o. monique avec une structure granulaire comportant