La température et la disponibilité en eau

La température et la disponibilité en eau

Problématique

L’être humain a un impact sur le climat global de la planète, et ce, principalement à cause du relâchement dans l’atmosphère de gaz à effet de serre, d’aérosols, des changements de couverture terrestre et des traînées de condensation (Hartmann et al., 2013). Conséquemment, il est important d’accumuler des connaissances sur les émissions et la séquestration de carbone des différentes industries, incluant l’industrie forestière, afin d’être conscients des aspects sur lesquels il sera possible d’agir dans la lutte aux changements climatiques.Le plus grand écosystème au Canada est la forêt boréale, représentant plus de la moitié du territoire (CBI, 2004-2005). L’industrie forestière y est très importante et compte près de 600.000 emplois (Canada, 2016). Les produits de cette industrie, comme les pâtes et papiers et le bois massif, représentent un stock de carbone important (jusqu’à en moyenne 24,74 t ha-1 sur un intervalle de 80 ans, Perez-Garcia et al. (2007)), tout comme les forêts (861 ± 66 Pg globalement, Pan et al. (2011)) et tourbières (de 530 à 694 Pg globalement, Yu et al. (2010)), et ont un impact sur le bilan de carbone canadien (Shrestha et Lal, 2006; Jandl et al., 2007; Pan et al., 2011; Mustamo et al., 2016; Fellman et al., 2017; Hadden et Grelle, 2017; Kl0ve et al., 2017; Préfontaine et Jutras, 2017; Zhao et al., 2017). En Suède, il a été déterminé que l’aménagement forestier peut augmenter la séquestration de carbone écosystémique (Hyvônen et al., 2007). À proposde la forêt boréale, l’une des régions où le manque de connaissances se fait le plus ressentir est les basses-terres de l’Abitibi et de la baie James, où les valeurs de carbone stocké dans les tourbières sont très importantes, à 25 % du total au Québec (Garneau et van Belleu, 2016). Au Québec, la forêt boréale continue représente 551.400 km2, superficie partagée entre la sapinière à bouleau blanc (139.000 km2) et la pessière à mousses (412.400 km2) (MFFP, 2019). De ce nombre, 320.000 km2 sont à l’intérieur d’unités d’aménagement forestier (UAF), environ 200.000 km2 ont été sujets au calcul de possibilités forestières (CPF) de2008 à 2013, et 2.000 km2 sont soumis, chaque année, à des activités d’aménagement de l’industrie forestière (récolte, préparation de terrain, reboisement, dégagement de plantation, éclaircie pré-commerciale, etc.) (Bertrand et Levac, 2010).
Le Québec privilégie l’aménagement écosystémique des forêts, lorsqu’il est question de la gestion des territoires forestiers, depuis la mise sur pied de la Loi sur l’aménagement durable du territoire forestier (Jetté et al., 2013). Le but de cette législation est de diminuer les écarts entre la forêt aménagée et la forêt naturelle afin de conserver la biodiversité et de veiller à la pérennité des écosystèmes touchés (Jetté et al., 2013).
Dû aux conditions froides, les forêts de conifères et les sous-bois de bryophytes et de plantes éricacées dominent le paysage boréal et forment une épaisse couche de matière organique sur le sol minéral s’accumulant, sous forme d’humus, et représen-tent la source première de nutriments pour la croissance des arbres (Basiliko et al., 2009;
Thiffault, 2016; Préfontaine et Jutras, 2017). Certaines régions où le drainage est lent, dont celles sujettes à la paludification, accumulent une couche organique plus épaisse encore mais ont une proportion de biomasse vivante plus faible que les forêts et sousbois susmentionnés (Lavoie et al., 2005). La forêt sujette à la paludification évolue donc en milieu humide boisé où les sphaignes remplacent les mousses hypnacées (Lavoie et al., 2005; Fenton et Bergeron, 2006; Fenton et al., 2010; Lafleur et al., 2011; Fenton et al., 2013).

État des connaissances

L’atmosphère terrestre a beaucoup évolué, depuis sa formation. Durant l’Hadéen (de 4,54 Ga à -4,00 Ga), elle était probablement composée en majeure partie de C02, dû au volcanisme intense. Depuis la formation de l’atmosphère terrestre, le carbone atmosphérique varie en cycles, longs et courts, déterminés par les échanges entre l’atmosphère et différents réservoirs: les océans, les sols, la biosphère et les roches silicatées et carbonatées (Berner, 1998). L’apparition de formes de vie et de processus utilisant le C02 réduisit la concentration du gaz dans l’atmosphère au début du
Dévonien (de -419 Ma à -359 Ma) (Berner, 1998).Depuis le Dévonien, la concentration de carbone atmosphérique découle principa lement des processus vivants (la photosynthèse et la respiration) et de certains processus physicochimiques, comme l’échange de C02 entre l’atmosphère et les océans (Saugier, 1999). Depuis près de 10.000 ans, le C02 a varié entre environ 200 et environ 280 ppm, selon les températures globales moyennes (Saugier, 1999). En 2011, cette concentration s’élevait à 390,5 ppm (Hartmann et al., 2013) mais a récem-ment dépassé la barre des 400 ppm de manière permanente (Betts et al., 2016). Cette augmentation récente est d’origine anthropique et découle principalement de l’utilisation de carburants fossiles, de la coupe forestière et de la production de ciment (Betts et al., 2016).Depuis le siècle dernier, plusieurs données environnementales ont changé. En voici une courte liste, tirée de Hartmann et al. (2013):
• Les températures moyennes ont augmenté de 0,61 °C, plus récemment à un rythme de 0,05 oc par décennie, entre 1998 et 2012.
• L’humidité près du sol et dans la troposphère aurait augmenté, depuis les années 1970, de l’ordre de 0,1 %.
• La superficie de la banquise arctique aurait diminué d’environ 4% par décennie, depuis 1979, tandis que celle antarctique aurait augmenté d’environ 1,5 %par décennie.
• La taille des glaciers aurait diminué de 275 Pg par an, entre 1993 et 2009.
• La couverture de neige en juin aurait diminué de 53 %, entre 1967 et 2012.
• Le niveau global moyen des mers aurait augmenté de 0,19 rn, de 1901 à 2010.
L’augmentation des températures moyennes va continuer jusqu’à environ la moitié du XXI’ siècle à un taux allant de 0,128 ± 0,043 à 0,162 ± 0,047 oc par décennie, selon les estimés (Hartmann et al., 2013).
Les sols boréaux sont d’origine glaciaire et relativement jeunes (Vincent et Hardy, 1977). La paludification se développe généralement sur des sols à texture fine, découlant de dépôts glaciaires argileux, mais peut aussi se développer sur des dépôts plus grossiers dans certaines circonstances (Simard et al., 2007). Au-dessus du sol, une épaisse couche organique vit, incluant les couches fibrique et humique et le sol superficiel (topsoil). La décomposition dans ces sols est lente, à cause de la température basse, de la courte saison de croissance et du mauvais drainage des sols à texture fine (Moore, 1986; Kirschbaum, 1995; Canada, 2018b).
Le vivant exécute des processus biologiques ayant un impact sur le carbone atmosphérique. Ces différents processus sont la photosynthèse, la respiration et la décomposition.
La photosynthèse est un processus effectué par les plantes, les algues et certaines bactéries (Blankenship, 1992). Elle consiste à utiliser l’énergie du rayonnement solaire pour créer du glucose avec de 1′ eau et du C02. En participant à la croissance et au maintien des végétaux, la photosynthèse tire du carbone de l’atmosphère pour l’immobiliser dans la matière vivante. Lorsque ces plantes meurent, leur carbone sera stocké dans la litière puis dans le sol (De Deyn et al., 2008).La respiration, contrairement au processus précédent, est partagée par tous les types d’organismes vivants. Elle est souvent présentée en opposition à la photosynthèse car elle nécessite de l’oxygène et du sucre et donne du C02 et de l’eau. Comme l’ont démontré Laganière et al. (2012) et Minkkinen et al. (2007), la température est déterminante pour la respiration hétérotrophique de la biomasse microbienne (provenant des organismes non-photosynthétiques) du sol : son augmentation engendre un taux de respiration plus élevé (Miikiranta et al., 2009; Fellman et al., 2017;Klimek et al., 2017; Song et al., 2018; Tremblay et al., 2018). Toutefois, l’effet inverse a aussi été observé quant à la respiration autotrophique mais ceci peut probablement être attribué à la physiologie et aux stratégies d’allocation énergétique de différentes espèces d’arbres (Laganière et al., 2012). Une canopée ouverte, laissant entrer plus de rayonnement solaire jusqu’au sol, fera augmenter la température et, par son effet sur l’activité microbienne, le taux de décomposition du sol, en l’absence d’autres facteurs limitants comme la disponibilité de l’eau (Singh et Gupta, 1977). La respiration autotrophique de l’épinette noire (Picea mariana (Mill.) Britton, Stems & Poggenburg) ne contribue pas à la respiration du sol pour les peuplements récemment brûlés, jusqu’à de 35 à 40% pour les peuplements de 20 ans d’âge et diminuent jusqu’à de 5 à 15% pour les plus vieilles forêts (~150 ans) (Bond-Lamberty et al., 2004). Les valeurs
observées par O’connell et al. (2003) varient de 65 à 71% durant l’été à de 89 à 92% pendant l’hiver. Les variations entre études proviennent probablement de différences de températures moyennes dans les forêts de conifères ou d’incertitudes liées à la mesure de la respiration racinaire (O’connell et al., 2003).Le processus de décomposition est la transformation de matière organique complexe en molécules plus simples par la communauté microbienne. Plusieurs facteurs influ encent la vitesse de dégradation de la matière organique, dont la température (Singb et Gupta, 1977; Moore, 1986; Kirschbaum, 1995), l’humidité (Singh et Gupta, 1977; Moore, 1986), le pH (Wardle, 1992), la composition chimique, la structure et la concentration en oxygène du sol (Singh et Gupta, 1977).

Table des matières

LISTE DES FIGURES
LISTE DES TABLEAUX
RÉSUMÉ
CHAPITRE 1 INTRODUCTION
1.1 Problématique
1.2 État des connaissances
CHAPITRE 2 MÉTHODOLOGIE
2.1 Objectifs et hypothèses
2.2 Description de la zone et des sites d’étude
2.3 Suivi expérimental
2.4 Analyses statistiques
CHAPITRE 3 RÉSULTATS
CHAPITRE 4 DISCUSSION
4.1 LeC02
4.2 La température et la disponibilité en eau (humidité relative de l’air et profondeur de la nappe phréatique)
4.3 L’effet des traitements
CHAPITRE 5 CONCLUSION
RÉFÉRENCES

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