Études infralittorales

La connaissance du domaine infralittoral, tant au niveau sédimentaire qu‘écologique, requiert des capacités technologiques de pointe et le SHOALS relève efficacement ces défis.
Une classification géologique d‘une zone littorale étroite du plateau continental de 600 km2 à partir de l‘analyse des structures morphologiques de surface a été réalisée grâce au système SHOALS (Finkl et al., 2005a, b).
Une carte de la classification des habitats benthiques de Molokaii a été créée à partir de photographies aériennes, du SHOALS et des investigations in situ, i.e,. SCUBA, palmes-masque-tuba et à pied (Cochran-Marquez, 2005). Deux campagnes bathymétriques du SHOALS (1999 et 2000) ont été réalisées et ont généré des données de résolution de 2 m par pixel (grâce aux chevauchements des données des 2 années) et allant jusqu‘à 35 m de profondeur. La cartographie a été accomplie grâce à un SIG et à l‘analyse statistique de la précision. Quatorze substrats différents ont été discriminés sur 66 km2 (Figure 2.10) et ils sont recouverts de huit classes d‘habitats biologiques diverses dont le corail, qui à lui seul, occupe 34 km2 (Figure 2.11).

Description générale des paramètres environnementaux

Situation géographique

L‘étude a été effectuée en Gaspésie, sur la rive nord de la baie des Chaleurs (Figure 3.1), à l‘est de la province du Québec (Canada) dans le sud du golfe du Saint-Laurent. La baie des Chaleurs s‘étend sur une longueur de 180 km et une largeur moyenne de 38 km, sa largeur maximale étant de 45 km entre Bathurst (Nouveau Brunswick) et Bonaventure. Sa superficie totale est de 5670 km² (Syvitsky, 1992).
Les communes littorales de Bonaventure (N48°03‘, W65°30‘) et de Paspébiac (N48°03‘, W65°15‘) constituent les sites d‘investigation. Les MNT, correspondant aux zones prospectées par le SHOALS, ont été drapées sur une image optique satellitaire (Google Earth inc., 2009).

Contextes géologique et géomorphologique

Cette région fait partie de la province structurale des Appalaches et est constituée de trois assemblages chronologiques distincts, comprenant principalement des roches sédimentaires et accessoirement des roches métamorphiques et ignées (Daigneault, 2001).
Ces trois assemblages chronologiques sont (Malo, 1994): 1. Précambrien à CambroOrdovicien ; 2. Siluro-Dévonien ; 3. Carbonifère. En plus de ces roches du Paléozoïque, les sédiments non consolidés sus-jacents de la phase finale du Quaternaire sont bien présents.

Les roches sédimentaires

Les roches affleurantes sur la zone étudiée du littoral de la rive nord de la baie des Chaleurs appartiennent principalement aux roches de l‘orogenèse appalachienne (Jutras et al., 2003), plus précisément de la formation de Bonaventure. Les sites de Saint-Siméon et Bonaventure présentent les roches sédimentaires de cette formation. Par contre, à l‘embouchure de la rivière Bonaventure, la formation de la Pointe Sawyer est déposée en discontinuité sur la formation de Bonaventure, qui affleure. Plus à l‘est, la formation de Saint-Jules, précède à la formation de Bonaventure et forme les roches des falaises de Paspébiac. Les successions similaires de clastites continentales rouges ont eu pour conséquence que cette formation a auparavant été méprise comme faisant partie de la formation de Bonaventure (Jutras et Prichonnet, 2002).
Les roches qui affleurent sur le littoral de la baie des Chaleurs, principalement au sein des falaises, sont des roches litées horizontalement et formées principalement de clastites grossières de couleur rouge, i.e., des conglomérats, grès, siltstones et mudstones (Figure 3.2). La bordure littorale de la baie des Chaleurs est peu élevée, généralement inférieure à 150 mètres. Les falaises ont une hauteur moyenne d‘environ 5 m, mais présentent une grande variabilité s‘échelonnant de 3 à 50 m.

Les dépôts quaternaires

Au Quaternaire, la topographie de la péninsule gaspésienne a considérablement été remodelée par la succession de plusieurs calottes glaciaires continentales qui ont occasionné érosion, charriage et déposition d‘une importante quantité de matériaux meubles (Hocq et Martineau, 1994).

Le système côtier actuel

Le système côtier actuel de la baie des Chaleurs est formé de dépôts de haut niveau marin et de régression. Ces dépôts visibles à l‘ouest du site de Maria et au sud-ouest du site de Cap d‘Espoir sont constitués de dépôts fluvio-glaciaires. Les unités géomorphologiques du littoral sont le reflet des sédiments disponibles. Ces sédiments meubles subissent également une érosion et forment les cordons, les flèches, les barachois et le littoral de Bonaventure (Figure 3.1). Les faciès sédimentaires sont souvent absents sur l‘arrière plage. Lorsqu‘ils sont présents, ils sont formés de sédiments fluvio-glaciaires hétérogènes (silts, sable et graviers). La proportion de sable reste toujours très faible et aucune plage ou dune sableuse univoque ne forme l‘arrière-plage. Les sables fluviatiles actuels ne constituent pas une source sédimentaire significative puisque les rivières se jetant dans la baie des Chaleurs ne charrient pas une quantité importante de sédiments. La plage, généralement étroite, est constituée d‘un mélange de sable et galets en surface et d‘une base de galets. Des bermes de matériaux grossiers (sable et galets) sont aussi fréquentes. La couverture sableuse est généralement discontinue et ne dépasse pas quelques centimètres d‘épaisseur. L‘avant-plage ou plage marine est composée de sable et de galets provenant de l‘érosion du littoral et de la couche sédimentaire de remaniement mise en place lors de la transgression marine.
Le secteur de Paspébiac, localisé à environ 20 km de Bonaventure, couvre 8 km dans la direction ouest-sud-ouest est-nord-est (Figure 3.1). Sa principale caractéristique provient de la présence d‘un vaste barachois sans apport de rivière formé par deux flèches sableuses, constituées de sable grossier et de graviers et délimitant une lagune triangulaire (Renaud, 2001) (Figure 3.3). Le substratum rocheux affleure au niveau de l’embouchure du marais de Saint-Godefroi sur lequel des champs de laminaires se développent, là où une faible couverture sédimentaire sableuse y a pris place. Au large de la pointe Huntington, s’est mis en place un ancien delta régressif présentant de clinoformes de progradation observables lors de relevés de géophysiques effectués l’été 2005 (Long, comm. pers.). Ce delta présente une rampe d’érosion due à l’action des vagues sur laquelle se concentrent du matériel grossier avec des structures d’érosion. Cette concentration est le résultat de l’érosion et du transport des sédiments fins ainsi que de la concentration sur place des éléments grossiers provenant de la matrice du delta érodé. Un transport sableux se fait d’est en ouest, sous l’action de la houle d’est, le long de la côte alimentant le barachois. Un transport de graviers et de galets plus localisé et de moins grande importance est également présent. De part et d’autre du barachois, un système de barres d’avant-côte se met en place sous l’action des houles. Un courant de dérive littorale entraîne une migration de direction sud-ouest de l’entrée du marais de Paspébiac. La pointe ouest du barachois est prolongée par une flèche sableuse immergée de faible profondeur (infralittorale). Cette flèche évolue au cours des ans et prograde sur des sédiments plus fins de type silts et sables, qui formaient le faciès profond du système transgressif. Ce secteur, particulièrement dynamique, présente des migrations annuelles importantes du trait de côte à raison de 3 m (Renaud, 2001). Par le biais des processus érosifs, une grande diversité d‘environnements littoraux existe, i.e., barachois, lagune, plages, talus et falaises sédimentaires.

Contexte hydrodynamique

La baie des Chaleurs constitue le quatrième estuaire en importance de l‘est du Canada (Syvitski, 1992). Cet estuaire s‘étire sur une longueur de 180 km et sur une largeur maximale de 38 km couvrant ainsi une superficie totale de 5670 km². La profondeur maximale atteinte à la limite externe est de 135 m (Renaud, 2001).

La marée

Les marées de la baie des Chaleurs sont mixtes, de type semi-diurne et sont influencées par la position des deux points amphidromiques situés au sud des îles-de-laMadeleine (onde semi-diurne) et au large de l‘île-du-Sable (onde diurne). L‘étude des sédiments et des assemblages microfaunistiques a mis en évidence que les conditions océanographiques actuelles de la baie des Chaleurs sont les mêmes que celles qui prévalaient il y 5 000 ans (Syvitski, 1992). Les données de marées à l‘intérieur de la baie des Chaleurs sont obtenues à partir des données de Pêches et Océans Canada (Table des marées et courants du Canada 2003 et 2004, volume 2, golfe du Saint-Laurent) puisqu‘aucun marégraphe n‘est en opération dans cette région. Le port de référence est celui de Pointe Saint-Pierre, située à l‘extérieur de la baie, près de Percé.
La marée s‘amplifie au fur et à mesure qu‘elle avance dans la baie des Chaleurs. Le marnage, ou l‘amplitude de la marée, en morte eau varie de 1.09 m à Cap d‘espoir (partie orientale de la baie), à 1.89 à Carleton et atteint 2.22 m à Cambelton (extrémité ouest de la baie). En vive eau, le marnage peut atteindre respectivement 1.56 m, 2 .67m et 3.21 m.

Les houles

À l‘est, la baie des Chaleurs subit l‘influence du régime des houles provenant du golfe du Saint-Laurent. En pénétrant dans la baie, l‘influence provient de plus en plus des houles locales. À l‘entrée de la baie des Chaleurs, le régime des houles dominant est celui qui contrôle le golfe du Saint-Laurent. La hauteur significative de la houle de tempête est de 2.1 mètres et sa période est de 9 secondes. Durant les tempêtes exceptionnelles, à l‘entrée de la baie, les houles extrêmes peuvent atteindre 4.9 m de hauteur significative et 9 secondes de période (Syvitski, 1992). Les tempêtes peuvent également entraîner des surcotes. Une étude exhaustive a été effectuée par Forbes et al. (2004) sur les variations du niveau marin relatif depuis le début du siècle sur l‘île du Prince Édouard. Lors de trois tempêtes tropicales majeures (janvier 2000 : 951 hPa, octobre 2000 : 979 hPa et novembre 2001 : 958 hPa) qui sont remontées le long des provinces Atlantiques, des surcotes de plus de 1.5 m ont été observées; elles ont atteint 2.0 m en janvier 2000, 1.5 m en octobre 2000 et 2.2 m en novembre 2001 à l‘île-du-Prince-Édouard. Ces surcotes étaient accompagnées de houles significatives de 7 m et de 13.3 secondes de période en octobre 2000. Cette étude montre qu‘en moyenne 5 surcotes par an ont été mesurées depuis 1950. Ces surcotes peuvent exceptionnellement atteindre 1.3 m de hauteur et sont généralement comprises entre 0.6 et 0.9 m