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Le rôle de la morphologie d’une succession seuil-mouille dans la croissance quotidienne et l’évolution d’un couvert de glace

The role of morphology in ice cover daily growth and evolution in a riffle-pool sequence
Jérôme Dubé, Thomas Buffin-Bélanger et Normand E. Bergeron
p. 343-358

Résumés

Menée sur un tronçon de rivière de taille moyenne, cette recherche analyse quotidiennement les processus de formation et de croissance de la glace dans une rivière graveleuse caractérisée par une succession seuil-mouille. Elle documente également l’effet de la morphologie du chenal et des conditions hydrométéorologiques sur la croissance et l’évolution du couvert de glace. Des photographies numériques perpendiculaires au chenal et une documentation des caractéristiques morphologiques du chenal et de la glace ont été réalisées quotidiennement. Les résultats montrent que la glace apparait simultanément dans les seuils et la mouille, mais que la formation complète du couvert de glace survient un mois plus tôt dans la mouille. Cette différence s’explique par des mécanismes de croissance variables selon les unités morphologiques. Dans les seuils, la glace croit des berges vers le centre du chenal par accumulation de particules de frasil et par la croissance de la glace thermique. La croissance du couvert se produit également autour des blocs protubérants dans le centre du chenal grâce à l’émergence de la glace de fond. Dans la mouille, le couvert de glace progresse à partir des berges vers le centre du chenal principalement par la glace thermique, mais aussi par accumulation de minces particules de frasil. Dans les seuils et la mouille, les taux de croissance quotidiens cumulés révèlent des profils similaires avec une transition marquée dans la vitesse de croissance du couvert (rapide/lente). Le suivi quotidien de la couverture glacielle a permis de documenter la dynamique de formation et l’évolution spatio-temporelle de la couverture glacielle. Une coulée de neige liquéfiée est survenue au mois de janvier dans un tributaire mineur et a provoqué la désorganisation de la morphologie glacielle ainsi que la formation d’un imposant cône glaciel à la confluence.

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Notes de la rédaction

Article soumis le 3 novembre 2014, reçu sous sa forme révisée le 17 septembre 2015, définitivement accepté le 25 septembre 2015.

Cette recherche a été subventionnée par le Conseil de recherches en sciences naturelles et en génie du Canada (CRSNG) ainsi que par le Laboratoire de géomorphologie et dynamique fluviale de l’Université du Québec à Rimouski. Les auteurs remercient toutes les personnes ayant participé aux relevés de terrain et aux analyses en laboratoire. La traduction anglaise a été réalisée par Suzan MacNider Taylor. Finalement, nous désirons remercier les deux relecteurs et l’éditeur pour leurs commentaires constructifs qui ont permis de rehausser la qualité du document.

Texte intégral

1. Introduction

1Dans les rivières des régions froides, les interactions entre la glace, la morphologie du chenal et les conditions hydrauliques sont nombreuses et complexes (Allard, 2010). Ces interactions, influencées par les conditions hydrométéorologiques, demeurent encore peu étudiées (Shen, 2003 ; Morse et Hicks, 2005), en particulier pour les cours d’eau de petite et moyenne taille (Buffin-Bélanger et al., 2013) et ce malgré le rôle significatif qu’occupe la glace dans l’évolution morphologique du lit et des berges (Michel, 1971 ; Dionne, 1976 ; Smith, 1979 ; Kellerhalls et Church, 1980 ; Bergeron et Roy, 1988 ; Prowse et Gridley, 1993 ; Beltaos, 1995 ; Ettema et al., 1999 ; Ettema 2002 ; Ettema et Daly, 2004 ; Boucher et al., 2009) et dans la réponse hydrologique (Turcotte et al., 2012). Les recherches menées en milieu naturel suggèrent cependant une série d’effets que peut avoir la morphologie du chenal sur la formation d’un couvert de glace, incluant l’apparition et la croissance de la glace, et de son évolution précédant la période de débâcle. Dans ce contexte, cette étude vise trois objectifs 1) analyser les processus de formation de la glace et la croissance d’un couvert de glace dans une succession seuil-mouille, 2) examiner l’impact relatif des paramètres morphologiques et des conditions hydrométéorologiques sur la croissance ainsi que l’évolution d’un couvert de glace et 3) quantifier la variabilité spatiale de la morphologie du couvert de glace. Cette étude présente de nouvelles données et documente les étapes de formation d’un couvert de glace pour un style fluvial fréquemment observé dans les cours d’eau de taille moyenne.

2. Croissance et évolution de la glace en rivière : cadre théorique

2L’apparition de la glace dans l’écoulement se réalise selon deux principaux types de glace : la glace thermique, ou columnaire, et les particules de glaces flottantes, ou frasil. La glace thermique résulte de pertes énergétiques à la surface de l’eau lorsque la température de l’air est froide. Elle constitue le premier type de glace apparaissant à la surface d’écoulements lents en milieu profond ainsi que sur les eaux stagnantes près des berges et des matériaux refroidis émergeant du chenal (Michel, 1971, 1972 ; Prowse, 1994 ; Beltaos, 1995). Cette glace thermique peut croître progressivement même si la température de l’eau est légèrement au-dessus de 0°C (Asvall, 1972). Elle est fréquente dans les petits cours d’eau et les ruisseaux (Michel, 1971). Le frasil est une particule de glace flottante se formant dans les écoulements turbulents libres de glace, dans une eau à l’état de surfusion et en présence de noyaux de nucléation primaire, liés aux impuretés dans l’écoulement, ou secondaire, provenant de cristaux de neige tombés à la surface de l’écoulement (Williams, 1962 ; Michel, 1972 ; Ashton, 1986 ; Daly, 1994). Lorsque la quantité de cristaux de neige est importante, on distinguera la formation d’une glace de neige à la surface de l’écoulement (Michel et Ramseier, 1971). La production optimale de frasil est associée aux pertes énergétiques à la surface d’écoulements libres lors de nuits froides et sous une température de l’air de -10°C (Parkinson, 1984 ; Ashton, 1986 ; Beltaos et al., 1993). Ye et al. (2004) ont montré, en chenal expérimental, que les vitesses d’écoulement élevées influencent fortement l’évolution, la dimension et le nombre de particules de frasil. La flottabilité du frasil et la capacité d’agglomération des particules au contact de l’air froid favorisent l’accumulation de glaces flottantes consolidées de différentes tailles dans le chenal (Daly, 1994). Dans les environnements turbulents où le lit est composé d’une granulométrie grossière, les cristaux de frasil peuvent être transportés vers le lit et adhérer au substrat pour initier la formation de la glace de fond (Kerr et al., 2002 ; Qu et Doering, 2007). En rivière, la glace de fond a été observée pour des valeurs de Froude variant entre 0,1 et 1,5 (Hirayama et al., 1997 ; Bisaillon et Bergeron, 2009) et sous une température moyenne de l’air nocturne de -9,3°C (Bisaillon et Bergeron, 2009).

3La croissance du couvert de glace dans le chenal se produit selon un processus statique ou dynamique. Un couvert de glace formé de manière statique résulte de la croissance de glace des berges vers le centre du chenal. Formé de glace thermique et de particules de frasil, ce type de couvert de glace croît dans les tronçons de rivière profonds où les vitesses de l’écoulement sont faibles (Michel, 1972). La formation d’un couvert de glace dynamique résulte de l’accumulation de glaces flottantes dans des tronçons de rivière contraignant le transport glaciel. Les ruptures de pente, les rétrécissements du chenal, les bancs d’accumulation, l’incapacité de transport des glaces par l’écoulement et la congestion des glaces au front d’un couvert de glace incitent l’accumulation dynamique des glaces flottantes (Daly, 1994 ; Beltaos, 1995 ; Zabilansky et al., 2002 ; Shen, 2003 ; Ettema et Zabilansky, 2004). Lorsqu’il y a congestion du chenal par les glaces flottantes et accumulation vers l’amont on distingue une formation d’un couvert par embâcle (Ashton, 1986 ; Dubé et al., 2009 ; Vuyovich et al., 2009). La progression des glaces vers l’amont et le processus de compaction des glaces dépendent de la vitesse d’écoulement vers l’aval et de la quantité de glaces flottantes présente dans la rivière (Boehrer et al., 2004). Ettema et al. (1999) ont étudié les conditions hydrauliques et glacielles favorisant la formation d’embâcle aux confluences.

4L’évolution de la glace composant le couvert de glace primaire provient de la succession d’éléments liés aux fluctuations hydrométéorologiques hivernales. Ces fluctuations affectent autant la portion inférieure, intérieure et superficielle du couvert de glace. Sous le couvert, le transport en suspension et l’accumulation de frasil favorisent l’épaississement par adhérence et intégration des cristaux à la glace au couvert (Shen et Wang, 1995). Dans des conditions de production importante de cristaux de frasil, ce type d’accumulation sous le couvert peut résulter en un barrage suspendu (Michel et Drouin, 1981 ; Ashton, 1986 ; Beltaos, 1995 ; Sui et al., 2006). Il a été observé que la morphologie et les faibles vitesses d’écoulement dans les mouilles permettent l’accumulation de frasil sous le couvert de glace (Michel, 1971 ; Allard et al., 2011). Allard et al. (2011) ont montré que l’accumulation de frasil sous un couvert de glace dans une mouille favorise son épaississement, mais également le surcreusement du lit. Au-dessus de la couche de glace, la formation de glace de neige et son intégration au couvert de glace sont considérées comme un processus d’épaississement majeur (Ashton, 1986 ; Michel, 1971 ; Beltaos, 1995). Également, le glaçage est considéré comme étant un type de glace présent dans les cours d’eau des régions arctiques et subarctiques (Ashton, 1986 ; Hu et al., 1999). Il favorise l’épaississement du couvert de glace par accrétion verticale de glace thermique sur le couvert. Ce processus d’épaississement par la superposition de couches de glace résulte du gel de l’eau à la surface d’un couvert de glace. Ainsi, cette résurgence d’eau peut être provoquée par l’obstruction ou la résistance de l’écoulement sous le couvert ainsi que la remontée d’eau par pression dans les fissures et les trous dans la nappe de glace (Prowse et Gridley, 1993 ; Beltaos, 1995). La dynamique de mise en place combinée aux conditions hydrométéorologiques influence la stratigraphie glacielle, l’inclusion d’air dans la glace et l’épaisseur du couvert de glace (Michel et Ramseier, 1971 ; Beltaos, 2004, 2008 ; Gherboudj et al., 2007). Finalement, il a été observé, dans différents environnements fluviaux, que l’épaisseur de glace se distribue de manière non uniforme dans le chenal (Vuglinsky, 2002 ; Ettema et Daly, 2004 ; Best et al., 2005).

5Malgré les progrès récents dans l’étude des glaces fluviales sur des cours d’eau de petites et moyennes tailles (Turcotte et Morse, 2011 ; Turcotte et al., 2014 ; Dubé et al., 2015), il existe encore peu de données sur la formation et l’évolution d’un couvert de glace en lien avec la morphologie du lit d’une succession seuil-mouille. Concernant la croissance de la glace, seulement quelques études ont documenté la proportion d’englacement d'un chenal de petite et moyenne tailles (largeur W < 60 m), soit à partir de données ponctuelles sur le terrain ou d’images photographiques (Michel et al., 1982 ; Calkins et Gooch, 1982 ; Turcotte et al., 2014). Il existe donc peu de données qui quantifient la croissance quotidienne de glace dans une succession seuil-mouille en lien avec les paramètres hydrométéorologiques, glaciels et morphologiques. Finalement, il existe un manque d’information sur la dynamique de formation et d’évolution d’un couvert de glace ainsi que sur la distribution spatiale de son épaisseur pour les rivières d’environ 50 à 60 m de large.

3. Description du site d’étude

6Le site étudié se localise sur la rivière Rimouski dans la région du Bas-St-Laurent au Québec à 3 km en amont de sa confluence avec le fleuve Saint-Laurent (fig. 1).

Fig. 1 – Localisation du tronçon de rivière à l’étude sur la rivière Rimouski.
Fig. 1 – Study site location on the Rimouski River.

Fig. 1 – Localisation du tronçon de rivière à l’étude sur la rivière Rimouski. Fig. 1 – Study site location on the Rimouski River.

Source : Gouvernement du Québec.
Source: Quebec Government.

7La rivière Rimouski a un débit moyen annuel de 31,1 m³/s et un débit moyen hivernal de 11,6 m³/s. Les données de débit sont enregistrées à un barrage au fil de l’eau situé à 3 km en amont du site d’étude. Le climat tempéré froid provoque l’apparition de glaces fluviales dès la fin du mois de novembre. Cette glace recouvre graduellement les cours d’eau de décembre à février et la débâcle se réalise en mars ou début avril. Pour l’année de croissance de glace de 2005-2006, le nombre de degrés (oC) jour de gel accumulé (DJGA) a été de 922. À titre comparatif, les valeurs de DJGA pour le secteur à l’étude peuvent varier durant les hivers de 772 (1957-1958) à 1502 (1971-1972).

8D’une superficie de 1 620 km², le réseau de drainage s’est développé du sud vers le nord dans une région sédimentaire dont le relief est associé à l’orogenèse des Appalaches. Le style fluvial généralement observé est à méandres avec successions seuil-mouille à lit de graviers et de galets. Parfois, le contexte structural appalachien provoque l’apparition de tronçons rectilignes à contrôle lithologique. Le tronçon de rivière étudié s’étend sur 600 m et sa largeur varie entre 50 et 60 m. À cet endroit, la rivière est bordée de hautes terrasses composées d’argiles marines postglaciaires de la mer de Goldwaith (Hétu, 1998). Cela a laissé peu de place au développement de plaines alluviales à proximité du site d’étude. Le tronçon à l’étude comprend deux seuils, une mouille et possède un coude à l’aval de la mouille dont l’apex du rayon de courbure est de 50° (fig. 2).

Fig. 2 – Représentation de la morphologie du lit, de la taille granulométrique médiane et des vitesses moyennes d’écoulements en période d’étiage dans la succession seuil-mouille.
Fig. 2 – Bed morphology, mean sediment grain size and average stream velocity at low-water flow within the riffle-pool sequence.

Fig. 2 – Représentation de la morphologie du lit, de la taille granulométrique médiane et des vitesses moyennes d’écoulements en période d’étiage dans la succession seuil-mouille. Fig. 2 – Bed morphology, mean sediment grain size and average stream velocity at low-water flow within the riffle-pool sequence.

Les stations fixes pour le suivi photographique de la dynamique glacielle sont indiquées (S1, S2, M1, M2, M3, M4, S3 et S4). La pente moyenne du tronçon (S = 0,003) a été déduite des valeurs de hauteur topographique (z-s) pour une définition plus nette de la morphologie du chenal. 1 : hauteur du lit (m) ; 2 : vitesse moyenne de l’écoulement (m/s) en période d’étiage ; 3 : granulométrie D50 (mm) ; 4 : station photographique.
The fixed photographic stations are indicated (S1, S2, M1, M2, M3, M4, S3, S4). Average slope (S = 0,003) was obtained with topographic height data (z-s) and used for a clearer channel morphology definition. 1: bed height (m); 2: average flow velocity (m/s) during baseflow; 3: D50 grain size (mm); 4: photographic station.

9Les ruisseaux Levasseur (10 m de large) et Branche Lévesque (2 m de large) représentent des tributaires mineurs en berge droite. Leurs confluences avec la rivière Rimouski se situent respectivement en amont du premier seuil et en aval de la mouille. Dans la portion amont se trouve un seuil d’une longueur de 155 m et d’une largeur variant de 53 à 58 m. À la confluence du ruisseau Levasseur, un delta fluvial d’une longueur de 47 m et d’une largeur de 31 m occupe plus de 70 % de la largeur du chenal. Ceci a favorisé l’incision du chenal principal sur une largeur de 22 m et le déplacement du talweg vers la berge gauche. La granulométrie du lit a été caractérisée transversalement selon la méthode de marche aléatoire (Wolman, 1954) pour un total de 300 échantillons. En aval du ruisseau Levasseur, un banc de confluence s’est développé jusqu’au début de la mouille. Émergée essentiellement lors de la période d’étiage, cette forme d’accumulation se compose de graviers fins et grossiers. Le seuil amont se compose de galets grossiers et de quelques blocs émergeant à bas débit et possède les vitesses d’écoulement moyen les plus élevées dans le tronçon en période d’étiage. En ce qui concerne la mouille, elle est d’une longueur de 230 m et la largeur du chenal varie entre 55 et 58 m. La portion la plus profonde (> 3 m) se trouve à la fin de la mouille. On observe une diminution marquée de la taille granulométrique entre le début et la fin de la mouille. Les vitesses d’écoulement moyennes en surface sont faibles et relativement homogènes dans la mouille. En aval de la mouille, la profondeur du talweg diminue de 1,3 m sur une distance de 50 m. Cette transition vers le seuil aval marque l’apparition soudaine du front sédimentaire du seuil. D’une longueur de 200 m et d’une largeur variant de 57 à 60 m, le seuil en aval possède une granulométrie de galets grossiers en amont et une diminution de la taille médiane vers l’aval. Un nombre plus élevé de blocs compose le lit de ce seuil en comparaison avec le seuil en amont. La pente du talweg entre le seuil amont et la portion aval de la mouille est de 0,005 tandis que celle du seuil aval est de 0,001. La figure 3 présente des clichés du tronçon de rivière au 20 novembre 2005.

Fig. 3 – Photographies présentant la succession seuil-mouille à l’étude.
Fig. 3 – Photographs representing the studied riffle-pool sequence.

Fig. 3 – Photographies présentant la succession seuil-mouille à l’étude. Fig. 3 – Photographs representing the studied riffle-pool sequence.

A : seuil en amont ; B : partie amont de la mouille ; C : partie aval de la mouille ; D : seuil en aval. L’écoulement est de la gauche vers la droite.
A: Upstream riffle; B: Upstream section of the pool; C: Downstream section of the pool; D: Downstream riffle. Flow is from left to right.

Clichés pris en date du 20 novembre 2005.
Photographs were taken on November 20, 2005.

4. Méthodologie

10L’analyse des conditions hydrométéorologiques a été réalisée à partir des données provenant d’Environnement Canada et du Centre d’expertise hydrique du Québec. Les données de température de l’air et de précipitations historiques (1943-2008), quotidiennes et horaires proviennent de la station météorologique régionale de Mont-Joli situé à 40 km du site d’étude. Des capteurs de température de l’air Dallas iButton (DS1922L) ont aussi été installés le long du tronçon de la rivière afin d’obtenir les données horaires entre le 16 novembre 2005 et le 23 avril 2006. Les données de débits historiques horaires (1963-2008) de la rivière Rimouski proviennent de la station hydroélectrique Boralex. Aucune donnée sur la température de l’eau n’a été obtenue car les capteurs ont été arrachés lors démantèlement printanier des glaces.

11La formation et l’évolution du couvert de glace ont été observées et photographiées quotidiennement du 20 novembre 2005 au 9 mars 2006 autant sur la rivière Rimouski que sur les deux tributaires présents au site d’étude. De manière générale, les processus glaciels, l’évolution morphologique du couvert et les modifications hydrauliques ont été décrits et photographiés quotidiennement pour commenter l’évolution du couvert de glace dans la saison. Plus spécifiquement, des clichés perpendiculaires au chenal ont été pris quotidiennement à huit stations fixes pour quantifier la croissance du couvert de glace. Les mesures de croissance ont été obtenues selon trois sections transversales géoréférencées pour chacune des stations photographiques comprenant quatre stations visant les seuils (S1, S2, S3 et S4) et quatre visant la mouille (M1, M2, M3 et M4). Seule une glace consolidée et fixée dans le chenal était considérée et les mesures étaient spatialisées selon la berge gauche, droite ou le centre du chenal. Pour les sections transversales retenues, la couverture de glace relative (C%) se mesure selon :
C% = wg / w * 100
où wg est la largeur de la couverture glacielle et w, la largeur du chenal. Un taux de croissance quotidien relatif (Tg) peut être obtenu par :
Tg = (wgj - wgj-1) / w * 100
où wgj est la largeur de la couverture glacielle au jour j. Nous avons également considéré des taux de croissance quotidiens normalisés (Tj) correspondant à la proportion de la surface d’eau recouverte par la glace d’une journée à l’autre :
Tj = ((wg j – wg j-1) / (w – wg j)) * 100

12Des relevés topographiques du chenal en période estivale et du couvert de glace à l’expansion maximale du couvert de glace au 27 février 2006 ont été effectués en suivant un échantillonnage systématique considérant les caractéristiques morphologiques. Trente sections transversales positionnées tous les 20 m ont été réalisées. Finalement, vingt-sept forages systématiques dans le couvert de glace ont permis de mesurer l’épaisseur du couvert nival et du couvert de glace, la profondeur de l’eau et la présence ou l’absence de frasil non consolidé sous le couvert. Les données d’épaisseurs de glace comprennent la glace de neige fusionnée au couvert.

5. Résultats

5.1. Conditions hydrométéorologiques

13La figure 4 juxtapose les données hydrométéorologiques de 2005-2006 aux données historiques pour caractériser la période d’activité glacielle sur la rivière Rimouski.

Fig. 4 – Conditions hydrométéorologiques couvrant la période de croissance et d’évolution du couvert de glace.
Fig. 4 – Hydrometeorological conditions over the ice cover growth and evolution period.

Fig. 4 – Conditions hydrométéorologiques couvrant la période de croissance et d’évolution du couvert de glace. Fig. 4 – Hydrometeorological conditions over the ice cover growth and evolution period.

Comparaison des données historiques et de l’année d’échantillonnage (2005-2006) pour la température de l’air, les précipitations liquides et solides enregistrées à la station météorologique d’Environnement Canada à Mont-Joli ainsi que le débit de la rivière Rimouski au barrage hydroélectrique de Boralex (Centre d’expertise hydrique du Québec). 1 : débit 1963-2008 (max., moy., min.) ; 2 : précipitation 1943-2008 (max., moy.) ; 3 : température de l’air 1943-2008 (max., moy., min.) ; 4 : débit-précipitation-température de l’air 2005-2006.
Comparison between historical and sampling year (2005-2006) data. Air temperature, liquid and solid precipitation values were taken from the Environment Canada meteorological station at Mont-Joli. Discharge data was taken at the Boralex hydroelectric dam (Centre d'expertise hydrique du Québec). 1: discharge 1963-2008 (max., mean, min.); 2: precipitation 1943-2008 (max. ,mean); 3: air temperature 1943-2008 (max., mean, min.); 4: discharge-precipitation-air temperature 2005-2006.

14L’hydrogramme montre trois hausses significatives du débit, dont deux surviennent durant la période d’apparition et de croissance initiale de la glace. Lors de la première hausse, la température moyenne de l’air augmente de -5,1°C (18 novembre) à 5,4°C (22 novembre) alors qu’une pluie de 33 mm (22 novembre) tombe en 24 heures. Le débit moyen a augmenté de 45 % entre le 21 et le 24 novembre. La seconde hausse résulte de l’augmentation de la température moyenne de l’air de -8,5°C (26 novembre) à 9,2 (30 novembre) et des précipitations liquides de 35,6 mm en trois jours. Durant cette période, le débit moyen a augmenté de 87 %. La dernière hausse (14 au 22 janvier) résulte d’un redoux survenu pendant la période de croissance du couvert de glace. Les données météorologiques révèlent que la température moyenne de l’air augmente de -12,9°C (8 janvier) à 4,8°C (13 janvier) et qu’il est tombé 26,4 mm de pluie en 24 heures (14 janvier). Ce redoux a eu comme effet d’augmenter le débit moyen hivernal de la rivière de 150 % en sept jours. En ce qui concerne les précipitations solides, deux journées comportent respectivement 38 cm (26 décembre) et 40,6 cm (17 février). Un cumulatif de 372 cm de neige a été enregistré à la station météorologique de Mont-Joli, ce qui est près de la moyenne régionale historique de 357 cm/an.

5.2. Dynamique de formation du couvert de glace

15La figure 5 résume les informations recueillies lors des observations quotidiennes pour chacune des stations d’observation.

Fig. 5 – Processus glaciels à l’origine de la croissance quotidienne du couvert de glace dans les deux seuils et la mouille entre le 20 novembre 2005 et le 9 mars 2006.
Fig. 5 – Ice processes responsible for daily ice cover growth in both riffles and the pool between November 20, 2005 and March 9, 2006.

Fig. 5 – Processus glaciels à l’origine de la croissance quotidienne du couvert de glace dans les deux seuils et la mouille entre le 20 novembre 2005 et le 9 mars 2006. Fig. 5 – Ice processes responsible for daily ice cover growth in both riffles and the pool between November 20, 2005 and March 9, 2006.

1 : frasil ; 2 : frasil et thermique ; 3 : thermique ; 4 : fermeture du couvert de glace ; 5 : couvert de glace.
1: frazil; 2: frazil and thermal; 3: thermal; 4: ice cover closed; 5: ice cover.

16La période d’apparition et de développement de la glace thermique et des particules de frasil marque le début de la formation du couvert de glace entre les 26 et 29 novembre. Faiblement ancrée sur les berges, cette glace avait complètement disparu en date du 30 novembre en raison de l’augmentation des températures de l’air, des précipitations liquides et de la hausse du débit de la rivière. Le refroidissement des températures de l’air à partir du 3 décembre a favorisé la croissance d’un nouveau couvert de glace à des valeurs de débit maximum historique (148,1 m³/s ; 3 décembre). Ce couvert de glace s’est développé principalement lorsque le débit moyen oscillait entre 11 à 22 m³/s. Soumises aux mêmes conditions hydrométéorologiques, les caractéristiques morphologiques observées dans la succession seuil-mouille durant cette période ont influencé la dynamique de formation du couvert de glace. La dynamique de formation peut être détaillée en regard des différents processus glaciels observés sur les séries photographiques. Ces processus se divisent en trois groupes : croissance par accumulation de frasil, croissance thermique et croissance combinée frasil-thermique. Les processus de croissance de glace diffèrent entre la mouille et les seuils. Dans la mouille, la formation du couvert résulte de l’accumulation en feuillet de frasil et de la croissance thermique. Dans les seuils, une plus grande variabilité des processus de croissance coexiste : croissance par accumulation de frasil entre 0 et 20-35 % du couvert, croissance à partir d’accumulation de frasil et processus thermique entre 20-35 à 80-93 % et croissance par processus thermique entre 80-93 à 100 % de la formation du couvert de glace.

5.3. Croissance du couvert de glace

17Plusieurs observations générales peuvent être faites à partir des courbes de croissance du couvert de glace dans la mouille et les seuils (fig. 6).

Fig. 6 – Représentation de la couverture de glace relative (C%) et des degrés jour de gel accumulés (DJGA) dans la mouille (A) et les seuils (B).
Fig. 6 – Relative ice cover (C%) and Accumulated Freezing Degree Days (AFDD) in the pool (A) and the riffles (B).

Fig. 6 – Représentation de la couverture de glace relative (C%) et des degrés jour de gel accumulés (DJGA) dans la mouille (A) et les seuils (B). Fig. 6 – Relative ice cover (C%) and Accumulated Freezing Degree Days (AFDD) in the pool (A) and the riffles (B).

1 : DJGA ; 2 : taux de croissance quotidien relatif (Tg) ; 3 : transition rapide/lente.
1: AFDD; 2: relative daily growth rate (Tg); 3 : fast/slow transition.

18D’abord, le début de la croissance du couvert de glace est synchrone dans les deux unités morphologiques. Ensuite, les courbes de croissance sont plus homogènes dans la mouille que dans le seuil. Dans les seuils, la forme de la courbe de croissance diffère autant entre deux stations d’un même seuil qu’entre deux seuils. Finalement, la fermeture du couvert de glace est asynchrone, survenant 20 jours plus tard dans les seuils que dans la mouille. Les taux de croissance quotidiens relatifs du couvert de glace (Tg), du début à la fermeture complète, sont respectivement de 1, 2 %, 2,2 % et 1,7 % dans le seuil amont, dans la mouille et dans le seuil aval.

19De manière plus spécifique, les courbes de croissance révèlent deux périodes de croissance distinctes, soit une progression rapide en début de formation puis une croissance plus lente menant à la fermeture complète du couvert de glace. Une rupture de pente significative identifie ces deux périodes présentes pour les deux morphologies. Les valeurs de Tg rapides sont de 3,1 à 3,7 % (C% : 0 à 65-81 %) dans le seuil amont, de 3,3 à 4,4 % (C% : 0 à 61-66 %) dans la mouille et de 1,8 à 2,7 % (C% : 0 à 76-93 %) pour le seuil aval. La croissance est près de deux fois plus lente dans le seuil amont que dans le seuil aval. De plus, la croissance de glace rapide atteint des valeurs plus élevées dans la mouille que dans les seuils et comporte une plus grande homogénéité spatio-temporelle. Concernant la période de croissance lente, les valeurs de Tg sont de 0,3 à 0,5 % (C: 65-81 à 100 %) pour le seuil amont, de 0,9 à 1,4 % (C: 61-66 à 100 %) dans la mouille et de 0,1 à 0,4 % (C: 76-93 à 100%) dans le seuil aval.

20La figure 7 présente la couverture de glace relative (C%) spatialisée dans les seuils.

Fig. 7 – Représentation détaillée de la couverture de glace relative (C%) dans les seuils.
Fig. 7 – Detailed relative ice cover (C%) in riffles.

Fig. 7 – Représentation détaillée de la couverture de glace relative (C%) dans les seuils. Fig. 7 – Detailed relative ice cover (C%) in riffles.

1 : totale ; 2 : berge droite ; 3 : berge gauche ; 4 : centrale ; 5 : transition rapide/lente.
1: total; 2: right bank; 3: left bank; 4: central; 5: fast/slow transition.

21Pour le seuil amont (S1 et S2), les données montrent que la croissance de la glace, jusqu’à un taux de recouvrement d’environ 80%, se réalise plus de trois fois plus rapidement sur la berge droite située à proximité du ruisseau Levasseur que sur la berge gauche. La croissance de glace dans le centre du chenal est observée à chacun des sites. À S1 et S2, cette croissance centrale est survenue lorsque C% était respectivement de 37 à 63 % et 24 à 80 %. La glace centrale croît dans un premier temps dans la portion amont du seuil (S1) et ensuite en aval (S2). Cette croissance centrale n’a cependant pas dépassé 10 % de la couverture glacielle dans le chenal avant son fusionnement avec la glace de berge. Dans le seuil aval (S3 et S4), une croissance significative de la glace centrale est observée au site S3 pour une valeur de C% atteignant 50 %. La domination de ce type de croissance a favorisé un faible développement de la glace de berge au site S3 et S4. Le fusionnement de cette glace centrale avec la glace en berge droite au site S3 a provoqué deux hausses subites du taux de croissance en date du 6 et 12 janvier. Ceci a favorisé une hausse de la croissance de la glace centrale au site S4. De plus, au site S3, on note deux diminutions marquées du taux de recouvrement de la glace en berge droite et deux hausses instantanées en berge gauche en date du 23 et 30 janvier. Ces variations de taux sont associées à la fonte de la glace en berge droite provoquée par les apports d’eau plus chaude provenant du ruisseau Branche Lévesque. Dépourvu de glace durant tout l’hiver, ce ruisseau a conservé une température de l’eau supérieure à 0,7°C. En ce qui concerne le site S4, la croissance du couvert se réalise plus lentement qu’au site S3.

22Les taux de croissance quotidiens normalisés de glace (Tj) situent clairement les périodes de croissance et de fonte du couvert de glace et ils permettent plusieurs observations fines sur la croissance des couverts de glace (fig. 8). De manière générale, d’abord, il est rare d’observer dans les seuils ou dans les mouilles une croissance ou une fonte de glace dépassant 25% de la surface d’eau en une journée. Les valeurs moyennes de Tj sont légèrement plus élevées dans les seuils (3,8 à 7 %) que dans la mouille (3,6 à 4,4 %). Les écarts-types les plus élevés sont enregistrés à l’amont des seuils (S1 et S3) et de la mouille (M1) ce qui souligne que la croissance du couvert de glace y semble légèrement plus sensible et variable qu’à l’aval de ces unités.

Fig. 8 – Taux de croissance quotidiens normalisés de glace (Tj) dans la mouille (M1, M2, M3, M4) et les seuils (S1, S2, S3, S4).
Fig. 8 – Normalized daily growth rate (Tj) in the pool (M1, M2, M3, M4) and the riffles (S1, S2, S3, S4).

Fig. 8 – Taux de croissance quotidiens normalisés de glace (Tj) dans la mouille (M1, M2, M3, M4) et les seuils (S1, S2, S3, S4). Fig. 8 – Normalized daily growth rate (Tj) in the pool (M1, M2, M3, M4) and the riffles (S1, S2, S3, S4).

Etj : écart-type. Mtj : moyenne.
Etj : standard deviation. Mtj : mean.

23De manière plus spécifique, des différences marquées surviennent entre les seuils et la mouille. Dans la mouille, les résultats exposent des fluctuations synchrones entre les stations d’observation. Entre les 13 et 16 décembre, on note une période significative de croissance du couvert variant entre 20 et 51 % lors d’un refroidissement marqué des températures de l’air (fig. 4). Un redoux entre le 12 et le 14 janvier provoque une diminution de 3 % de la largeur du couvert de glace au site M1, alors qu’aucune fonte significative n’est enregistrée sur les autres sites de la mouille. La fermeture du couvert de glace se fait en une journée lors d’un refroidissement des températures de l’air (15 janvier) par accumulation de glaces flottantes. Dans les seuils, les valeurs de Tj sont beaucoup plus variables. Par exemple, pendant la période de redoux du 12 au 14 janvier, une fonte de 3 % du couvert survient au site S1 alors que le couvert de glace aux autres sites (S2, S3 et S4) n’est pas significativement affecté. Cependant, le site S3 présente une diminution marquée du taux de croissance normalisé entre le 17 et le 20 janvier. Les données de température de l’air au site d’étude montrent des valeurs maximales de 8,7 à 10,2°C en date du 18 janvier. Cette hausse de température a affecté davantage le site S3 où la fonte du couvert se reflète dans les valeurs de -50,9 et -39,1 % du taux de croissance normalisé. Les seuils possédaient en date du 12 janvier un taux de recouvrement de 92 % (S1), de 88 % (S2), de 96 % (S3) et de 79 % (S4). Aucune perturbation significative n’a été observée pour les sites S2 et S4 pendant ce redoux.

24Pour terminer, les nombreuses observations sur la croissance du couvert de glace permettent de produire une cartographie de la position qu’occupait le couvert de glace selon les degrés jours de gel (fig. 9). Cette carte illustre autant les patrons de croissance de glace dans le chenal que la transition entre la croissance rapide et lente. Dans les seuils, la transition survient entre 160 et 206 DJGA (S2 et S1) et 353 et 357 DJGA (S3 et S4). Dans la mouille, elle se produit après 126 DJGA. Les grandes quantités de frasil en transition dans le ruisseau Levasseur ont contribué significativement à la croissance rapide (100 DJGA) de la glace à l’aval de la confluence.

Fig. 9 – Cartographie de l’évolution spatio-temporelle de l’étendue de glace dans le tronçon de rivière en fonction des degrés jour de gel accumulés (DJGA).
Fig. 9 – Spatio-temporal ice cover evolution according to Accumulated Freezing Degree Days (AFDD).

Fig. 9 – Cartographie de l’évolution spatio-temporelle de l’étendue de glace dans le tronçon de rivière en fonction des degrés jour de gel accumulés (DJGA). Fig. 9 – Spatio-temporal ice cover evolution according to Accumulated Freezing Degree Days (AFDD).

1 : 100 ; 2 : 200 ; 3 : 300 ; 4 : 400 ; 5 : 600 ; 6 : 800 ; 7 : station photographique.
1: 100; 2: 200; 3: 300; 4: 400; 5: 600; 6: 800; 7: photographic station.

5.4. Morphologie du couvert de glace

25Les séries photographiques de la croissance du couvert de glace et la caractérisation géomorphologique quotidienne permettent la production d’une carte illustrant l’origine de la couche de glace primaire (fig. 10).

Fig. 10 – Cartographie des processus de formation du couvert de glace primaire.
Fig. 10 – Primary ice cover creation processes.

Fig. 10 – Cartographie des processus de formation du couvert de glace primaire. Fig. 10 – Primary ice cover creation processes.

1 : thermique (glace noire) ; 2 : thermique (en bordure du couvert) ; 3 : frasil ; 4 : frasil et thermique ; 5 : glaces flottantes et frasil ; 6 : cône glaciel ; 7 : station photographique.
1: thermal (black ice); 2: thermal (from the edge of the ice cover); 3: frazil; 4: frazil and thermal; 5: floating ice and frazil; 6: ice cone; 7: photographic station.

26On observe que la croissance par le frasil et les processus thermiques dominent dans les seuils. La glace près des berges croît essentiellement par processus thermique en bordure de couvert. Ce processus de croissance résulte du gel de l’eau au contact avec le rebord du couvert de glace et contribue à sa progression lente vers le centre du chenal. Ce type de formation est principalement présent en berge convexe et en bordure de la partie profonde de la mouille (M4). En ce qui concerne les sites M1, M2 et M3, ils possèdent une croissance considérable de glace par processus thermique de surface (glace noire). Une accumulation de glaces flottantes et de frasil a comblé le chenal étroit libre de glace sur toute la longueur de la mouille. Cet événement est à l’origine de la fermeture du couvert de la glace dans la mouille. À la confluence Levasseur-Rimouski, on retrouve un cône glaciel de 54 mètres de long et de 35 mètres de large mis en place lors d’une coulée de neige liquéfiée survenue le 15 janvier lors d’un redoux. La croissance par frasil observée en face du cône glaciel résulte d’une accrétion verticale de la glace donnant naissance à un seuil glaciel. Ayant permis de décrire la formation initiale du couvert de glace et de sa morphologie supra-glacielle, les observations ne permettent pas de décrire les conditions intra-glacielles et sous-glacielles.

27Le forage du couvert de glace au 27  évrier révèle une forte variabilité spatiale de l’épaisseur de glace (fig. 11). Des épaisseurs de glace variant de 13 à 112 cm ont été mesurées dans le tronçon. La glace la plus épaisse compose le cône glaciel avec des valeurs de 111 et 112 cm. De minces couches de glace ont été retrouvées dans chacun des seuils soit 13 et 16 cm. Les données montrent que l’épaisseur de glace médiane est semblable dans les seuils (54 cm) et la mouille (49 cm), mais il existe une plus grande variabilité spatiale de l’épaisseur de glace dans les seuils. De plus, les valeurs moyennes enregistrées dans le seuil amont (56 et 46 cm) sont légèrement supérieures à celles du seuil aval (44 et 40 cm). Des zones d’accumulation de frasil non consolidé sous le couvert de glace ont été répertoriées à deux endroits dans la mouille, soit aux sites M2 et M4. Les épaisseurs de ces accumulations de frasil ont été estimées entre 71 (M2) et 84 cm (M4).

Fig. 11 – Cartographie de la morphologie et de l’épaisseur du couvert de glace dans le tronçon de rivière en date 27 février 2006.
Fig. 11 – Morphology and ice cover thickness in the river section on February 27, 2006.

Fig. 11 – Cartographie de la morphologie et de l’épaisseur du couvert de glace dans le tronçon de rivière en date 27 février 2006.  Fig. 11 – Morphology and ice cover thickness in the river section on February 27, 2006.

La pente moyenne du tronçon (S = 0,0026) a été déduite des valeurs de hauteur topographique du couvert de glace (z-s). 1 : hauteur du couvert (m) ; 2 : épaisseur moyenne de glace (cm) ; 3 : épaisseur de glace (cm) ; 4 : épaisseur de glace et accumulation de frasil sous le couvert (cm) ; 5 : station photographique.
Average slope (S = 0,0026) was estimated from the ice cover topographic height values (z-s). 1: ice cover height (m); 2: average ice thickness (cm); 3: ice thickness; 4: ice thickness and under cover frazil accumulation (cm); 5: photographic station.

6. Discussion

6.1. Croissance du couvert de glace

28Soumises aux mêmes conditions et variations hydrométéorologiques, les observations faites durant la période de formation du frasil et la croissance spatio-temporelle de la glace dans le tronçon dévoilent des taux de croissance contrastés entre les unités morphologiques (tab. 1). Les observations sont faites pour un tronçon de rivière et elles peuvent difficilement être généralisées. Cependant, il est possible de les comparer aux observations faites par Michel et al. (1982) et de Calkins et Gooch (1982) en estimant la croissance de glace en mètre par degrés jour de gel (m/oC∙jour).

Tab. 1 – Représentation pour chacune des stations d’observation des données de croissance du couvert de glace et des degrés jour de gel accumulés (DJGA) selon les étapes de croissance du couvert.
Tab. 1 Ice growth and Accumulated Freezing Degree Days (AFDD) by observation station for every ice growth stage.

Site

Unité morphologique

Largeur du chenal

Croissance rapide

Croissance lente

Croissance moyenne totale

Fermeture du couvert

Morphological unit

Channel width

Fast growth

Slow growth

Total average growth

Ice cover closure

m

m/oC∙j

(nb de jour)

m/oC∙j

(nb de jour)

m/oC∙j

(nb de jour)

DJGA : oC

m

m/oC∙d

(nb of days)

m/oC∙d

(nb of days)

m/oC∙d

(nb of days)

AFDD : oC

S1

Seuil / Riffle

50

0,2 (22)

0,02 (51)

0,08 (73)

620

S2

Seuil / Riffle

57

0,31 (16)

0,04 (69)

0,08 (85)

777

M1

Mouille / Pool

55

0,32 (13)

0,06 (30)

0,14 (43)

363

M2

Mouille / Pool

56

0,35 (12)

0,05 (30)

0,15 (42)

363

M3

Mouille / Pool

49

0,3 (15)

0,06 (29)

0,12 (44)

363

M4

Mouille / Pool

57

0,31 (15)

0,09 (29)

0,15 (44)

363

S3

Seuil / Riffle

57

0,18 (36)

0,01 (34)

0,13 (70)

583

S4

Seuil / Riffle

53

0,11 (37)

0,03 (48)

0,1 (85)

777

29Leurs études, réalisées respectivement sur la rivière Ste-Anne (Québec, Canada) et sur la rivière Ottauquechee (Vermont, États-Unis), ont documenté sporadiquement des taux de couverture de glace dans des successions seuils-mouilles. Michel et al. (1982) ont obtenu dans une mouille de 45 m de large, une croissance de la glace de rive variant de 0,1 à 0,15 mètre par degré jour de gel (m/oC∙jour). Cependant, ces valeurs représentent une croissance de glace pour une couverture relative maximale variant de 50 à 80 %. En comparaison, nos valeurs montrent que la croissance moyenne de glace dans la mouille pour la période totale varie de 0,12 à 0,15 m/oC∙jour. Considérant que la période de croissance lente débute après une couverture de glace relative de 60 à 70 %, les valeurs comparatives de croissance sont de 0,3 à 0,35 m/oC∙jour associées à la période rapide. Une comparaison plus juste aurait nécessité des valeurs de croissance jusqu’à la fermeture complète du chenal dans la mouille de la rivière Ste-Anne, car nos valeurs pour la période lente oscillent entre 0,05 à 0,09 m/oC∙jour. Pour une rivière de 35 m de large, Calkins et Gooch (1982) obtiennent en 20 jours une croissance moyenne de glace de 0,12 m/oC∙jour dans une mouille pour un recouvrement glaciel relatif maximum de 98 % après seulement 173 DJGA. Ces valeurs sont similaires à celles mesurées dans la mouille de la rivière Rimouski ; cependant la formation du couvert de glace est survenue après 363 DJGA sur une période de 42 à 44 jours. En ce qui concerne les seuils, nos valeurs varient de 0,08 à 0,13 m/oC∙jour, ce qui est inférieur à 0,18 à 0,19 m/oC∙jour pour un recouvrement dans le chenal de 88 à 95 % pour les seuils échantillonnés sur la rivière Ottauquechee. Dans la rivière Rimouski, la croissance dans les seuils durant la période rapide est de 0,11 et 0,31 m/oC∙jour pour un recouvrement glaciel variant de 65 à 93 % et de 0,01 à 0,04 lors de la période lente. Pour les seuils, les valeurs de croissance et de recouvrement durant la période rapide correspondent aux données obtenues par Calkins et Gooch (1982).

30Ces données sur la quantification de la croissance de glace dans les seuils et les mouilles apportent de nouvelles connaissances pour les rivières de taille moyenne (de 35 à 60 m de largeur). Comme le souligne Buffin-Bélanger et al. (2013), sur 37 études traitant des processus de croissance de la glace en rivière, seulement 6 ont été réalisées sur des rivières de 25 à 50 m de large. C'est principalement dans les rivières de cette taille, et plus particulièrement dans les successions seuil-mouille, que l’on rencontre des interactions complexes entre les composantes de la dynamique fluviale, soit la structure de l’écoulement, le transport sédimentaire, le développement des formes du lit et la glace.

6.2. Effet de la morphologie sur la dynamique de formation du couvert

31Les caractéristiques morphologiques du chenal à l’échelle d’une section transversale, d’un tronçon de rivière ou d’un profil longitudinal affectent les zones de formation, de transition et d’accumulation de glace. Influencée par la morphologie, la formation du couvert de glace a été étudiée en considérant les ruptures de pente dans le chenal (Alfredsen et al., 2006 ; Turcotte et Morse, 2011 ; Dubé et al., 2014), les transitions du style fluvial (Michel et al., 1982 ; Dubé et al., 2009 ; Allard et al., 2011), les changements dans la sédimentation (Zabilansky et al., 2002 ; Ettema et Zabilansky, 2004 ; Bergeron et al., 2011) et selon un continuum amont-aval (Turcotte et al., 2012). Dans les successions seuil-mouille, la croissance dynamique de la glace survient principalement dans les portions des seuils où les changements dans la granulométrie et les ruptures de pente locale apparaissent.

32Il a été observé dans les seuils que la croissance de la glace résulte principalement d’accumulations de particules de frasil en bordure du chenal, mais également dans le centre du chenal. Cette dernière est conditionnée par le transport et l’ancrage des particules de frasil sur le lit graveleux pour former la glace de fond. C’est dans ces zones d’accrétion et en présence de blocs protubérants que la glace centrale peut croître. En complémentarité avec les travaux en laboratoire de Kerr et al. (2002) et de Qu et Doering (2007) ainsi que les études en milieu naturel de Turcotte et Morse (2011), nos observations montrent que l’accrétion continue de frasil au substrat provoque progressivement l’émergence de la glace hors de l’écoulement. Soumise aux conditions atmosphériques, cette glace de fond émergée débute une croissance thermique majoritairement autour des galets grossiers et des blocs apparaissant à la surface de l’écoulement. Observée dans chacun des seuils, la glace centrale apparaît et croît sous la forme d’une calotte effilée par processus thermique et par l’adhésion de particules de frasil. Graduellement ces glaces centrales se fusionnent entre elles (fig. 12). Le détachement d’une calotte effilée dans la partie amont du seuil aval a été observé. Cette dernière a été transportée jusqu’à une section de rivière moins profonde où le substrat grossier a immobilisé le radeau de glace et permis la formation d’une glace centrale. L’apparition initiale des glaces centrales dans les portions amont des seuils est provoquée par le captage des particules de frasil en transport dans l’écoulement. Après la croissance de la glace et la fusion de celle-ci au reste du couvert sur les berges, les particules de frasil transitent plus facilement vers l’aval du seuil où la croissance centrale débute.

Fig. 12 – Évolution de la glace centrale à partir de l’expansion de la glace de fond et la croissance de la glace thermique sur les blocs protubérants dans un seuil (site S3) entre les 19 et 24 décembre 2005.
Fig. 12 – Center-channel ice evolution from the expansion of bottom ice and thermal ice growth around protuding blocks in a riffle (S3) between December 19 and 24, 2005.

Fig. 12 – Évolution de la glace centrale à partir de l’expansion de la glace de fond et la croissance de la glace thermique sur les blocs protubérants dans un seuil (site S3) entre les 19 et 24 décembre 2005. Fig. 12 – Center-channel ice evolution from the expansion of bottom ice and thermal ice growth around protuding blocks in a riffle (S3) between December 19 and 24, 2005.

33Il a été observé que la glace se développe de manière concentrée dans certaines portions des seuils. Ces accumulations localisées résultent en des seuils de glace épais. Cette forme glacielle a également observé par Turcotte et Morse (2011) et Dubé et al. (2014) sur certains tronçons de rivière dans le bassin-versant de la rivière Montmorency (Québec). Sa formation résulte de l’accrétion, soit de frasil, soit de cristaux de neige flottant sur des sédiments grossiers situés à proximité d’une rupture de pente locale dans le chenal. Sur le tronçon étudié de la rivière Rimouski, deux seuils de glace ont été répertoriés dans le seuil amont soit un à proximité du delta fluvial et l’autre au site S2. Deux autres seuils de glace moins imposants ont été observés dans le seuil aval, soit un près du front du seuil et l’autre entre le site S3 et S4. Pour chacun de ces seuils de glace, nous avons constaté qu'ils se sont développés rapidement par accrétion principalement de cristaux de neige flottant à la suite de forte précipitation neigeuse (26 décembre -38 cm- et 29-30 décembre -25,4 cm-). Après la consolidation de ces cristaux de neige, la glace croît principalement par processus thermique. Tout comme Turcotte et Morse (2011) et Dubé et al. (2014), l’effet de la croissance de ces seuils de glace est de modifier la dynamique hydraulique en scindant l’écoulement, en favorisant la hausse du niveau d’eau en amont et en interceptant les glaces flottantes (fig. 13). Sur le tronçon étudié, ces seuils de glace apparaissent et modifient la dynamique glacielle surtout lors de la période de croissance lente du couvert de glace. Un des effets liés à la présence d’un seuil de glace a été la fermeture rapide du couvert de glace dans la mouille. Ce dernier s’est développé en quelques jours dans le seuil aval et a initié l’accumulation ainsi que la progression vers l’amont des glaces flottantes, provoquant le recouvrement de la surface d’eau libre de 220 m de long par 5 à 11 m de large.

Fig. 13 – Effet d’un seuil de glace sur la dynamique de l’écoulement et glacielle entre le 4 et le 10 janvier 2006.
Fig. 13 – Ice riffle effect on water and ice flow dynamics between January 4 and 10, 2006.

Fig. 13 – Effet d’un seuil de glace sur la dynamique de l’écoulement et glacielle entre le 4 et le 10 janvier 2006. Fig. 13 – Ice riffle effect on water and ice flow dynamics between January 4 and 10, 2006.

7. Conclusion

34Menée dans une succession seuil-mouille de 600 m de long et de 50-60 m de large, cette recherche contribue à documenter la dynamique de croissance d’un couvert de glace en lien avec les caractéristiques morphologiques et les conditions hydrométéorologiques. Les processus à l’origine de la formation et de l’évolution spatio-temporelle du couvert de glace ont été observés et documentés quotidiennement durant l’hiver. L’analyse de séries photographiques perpendiculaires au chenal a permis de quantifier la croissance quotidienne de la glace dans deux seuils et une mouille. Il est montré que la croissance débute simultanément dans les seuils et la mouille. Cependant, les processus de formation du couvert de glace varient entre les deux environnements. Dans le seuil, la glace croît initialement de façon dynamique par accumulation de frasil sur les berges ainsi que dans le centre du chenal par émergence de la glace de fond autour des blocs protubérants. La croissance finale se réalise par la progression de la glace thermique. Dans la mouille, le couvert de glace se forme essentiellement par la progression de la glace de rive, puis la fermeture survient rapidement par accumulation de glaces flottantes au front d’un seuil de glace à l’aval. La fermeture du couvert de glace est asynchrone, survenant 20 jours plus tard dans les seuils.

35Les taux de croissance quotidiens relatifs indiquent qu’il y a une transition marquée dans la vitesse de croissance de la glace (rapide-lente) autant dans la mouille que dans les seuils. Cette transition apparait à chacun des sites d’observation et à une échelle spatio-temporelle différente. La caractérisation quotidienne de la dynamique de formation du couvert a permis de cartographier indépendamment la croissance spatiale du couvert selon les « degrés jours de gel accumulés » et le couvert de glace primaire sous l’angle des processus de mise en place dynamique et thermique. Les épaisseurs de glace mesurées lors de la période maximale d’extension du couvert révèlent que la valeur médiane est similaire dans un seuil et une mouille, mais qu’il existe une plus grande variabilité de l’épaisseur de glace dans les seuils. La glace la plus épaisse se localise sur un cône glaciel formé lors d’une coulée de neige liquéfiée survenue dans un tributaire. Cet événement extrême s’est produit suivant un redoux hivernal significatif.

36Cette recherche a également montré que la variabilité spatiale et la dynamique de croissance de la glace dans le chenal est étroitement liée au contexte morphologique de l’environnement fluvial. Il a notamment été montré que la production précoce de frasil provenant d’un tributaire contribue significativement à la croissance initiale de la glace dans la rivière principale surtout le long du banc de confluence. La progression de cette accumulation sédimentaire dans la portion amont de la mouille a favorisé le développement plus rapide de la glace de rive. Finalement, la présence de blocs protubérants dans les seuils a non seulement favorisé le développement de la glace centrale, mais aussi l’apparition de seuils de glace en modifiant la dynamique de l’écoulement et la transition des glaces flottantes. La morphologie joue un rôle significatif dans la formation des couverts de glace notamment dans les successions seuil-mouille. La caractérisation des composantes morphologiques et la documentation des périodes de production de frasil demeurent des composantes essentielles à la compréhension de la dynamique de croissance de la glace.

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Bibliographie

Alfredsen K., Stickler M., Pennell C. (2006) – Ice formation and breakup in steep streams. Proceeding of the 18th IAHR International Symposium on Ice, Hokkaido University, Sapporo, Japan, 117-124.

Allard G. (2010) – Dynamique fluvio-glacielle, étude de cas d’une fosse à frasil, Rivière Mitis, Bas-Saint-Laurent. Mémoire de maîtrise, Université du Québec à Montréal, 76 p.

Allard G., Buffin-Bélanger T., Bergeron N. (2011) – Analysis of frazil ice as a geomorphic agent in a frazil pool. River Research and Applications 27, 1136-1148.

Ashton G. D. (1986) – Rivers and Lake Ice Engineering. Water Resources Publications, LLC, Highlands Ranch, Colorado, USA, 485 p.

Asvall R.P. (1972) – Changes in ice conditions in regulated river basins. Proceeding of IAHS AISH, The Role of Snow and Ice in Hydrology, Banff, Alberta, Canada 107, 1283-1295.

Beltaos S. (1995) – River Ice Jams. Water Resources Publications, LLC, Highlands Ranch, Colorado, USA , 372 p.

Beltaos S. (2004) – Climate impacts on the ice regime of Atlantic river. Nordic Hydrology 35, 81-99.

Beltaos S. (2008) – Hydro-climatic impacts on the ice cover of the lower Peace River. Hydrological Processes 22, 3252-3263.

Beltaos S., Calkins D.J., Gatto L.W., Prowse T.D., Reedyk S., Scrimgeour G.J., Wilkins S.P. (1993) – Physical effects of river ice. In Prowse T., Gridley N. (Eds.): Environmental impacts of river ice. National Hydrology Research Institute, Saskatoon, Canada, 3-74.

Bergeron N., Roy A.G. (1988) – Les effets d’un embâcle sur la morphologie du lit d’une confluence de cours d’eau. Géographie Physique et Quaternaire 42, 191-196.

Bergeron N.E., Buffin-Bélanger T., Dubé J. (2011) – Conceptual model of river ice types and dynamics along sedimentary links. River Research and Applications 27, 1159-1167.

Best H., McNamara J.P., Liberty L. (2005) – Association of Ice and River Channel Morphology Determined Using Ground-penetrating Radar in the Kuparuk River, Alaska. Arctic, Antarctic and Alpine Research 37, 157-162.

Bisaillon J.-F., Bergeron N.E. (2009) – Modeling anchor ice presence–absence in gravel bed rivers. Cold Regions Science and Technology 55, 195-201.

Boehrer B., Tibke M., Suhr U. (2004) – Frontal progression of a juxtaposed ice cover on the Elbe river. Journal of Hydrology 288, 258-263.

Boucher E., Bégin Y., Arseneault D. (2009) – Impacts of recurring ice jams on channel geometry and geomorphology in a small high-boreal watershed. Geomorphology 80, 267-281.

Buffin-Bélanger T., Bergeron N.E., Dubé J. (2013) – Ice Formation in Small Rivers. In S. Beltaos (Ed.), River ice formation. Committee on River Ice Processes and the Environment CGU-HS, 385-409.

Calkins D.J., Gooch G. (1982) – Ottauquechee River – Analysis of Freezeup Processes. Proceeding of the 2nd Workshop on Hydraulics of Ice Covered Rivers, Edmonton, Canada, 2-37.

Daly S.F. (1994) – Chapter 3: Evolution of Frazil Ice in Natural Water Bodies. In Daly S.F. (Ed.): Report of frazil ice, CRREL Special Report 94-23 International Association for Hydraulic Research, Working Group on Thermal Regimes, U.S. Army Cold Regions Research and Engineering Laboratory, 11-17.

Dionne J.C. (1976) – Le glaciel de la région de la Grande Rivière, Québec subarctique. La Revue de Géographie de Montréal 30, 133-153.

Dubé J., Buffin-Bélanger T., Bergeron N.E. (2009) – Interannual field observations and analysis of river ice dynamics at a fluvial transition on the Rimouski River, Québec. Proceeding of the 15th Committee on River Ice Processes and the Environment Workshop, St. John’s, Newfoundland and Labrador, Canada, 142-158.

Dubé M., Turcotte B., Morse B. (2014) – Inner structure of anchor ice and ice dams in steep channels. Cold Regions Science and Technology 106-107, 194-206.

Dubé M., Turcotte B., Morse B. (2015) – Steep channel freezeup processes: understanding complexity with statistical and physical models. Canadian Journal of Civil Engineering 42, 622-633.

Ettema R. (2002) – Review of alluvial-channel responses to river ice. Journal of Cold Regions Engineering 16, 191-217.

Ettema R., Muste M., Kruger A. (1999) – Ice Jams in River Confluences. Cold Regions Research and Engineering Laboratory, Report 99-6, US Army Corps of Engineers, 70 p.

Ettema R., Daly S. (2004) – Sediment Transport Under Ice. Cold Regions Research and Engineering Laboratory, US Army Corps of Engineers, 54 p.

Ettema R., Zabilansky L. (2004) – Ice Influences on Channel Stability: Insight from Missouri’s Fort Peck Reach. Journal of Hydraulic Engineering 130, 279-292.

Gherboudji I., Bernier M., Hicks F., Leconte R. (2007) – Physical characterization of air inclusions in river ice. Cold Regions Science and Technology 49, 179-194.

Hétu B. (1998) – La déglaciation de la région de Rimouski, Bas-St-Laurent (Québec): indices d’une récurrence glaciaire dans la mer de Goldthwait entre 12 400 et 12 000 BP. Géographie Physique et Quaternaire, 52, 1-23.

Hirayama K, Terada K., Sato M., Hirayama K., Sasmoto M., Yamasaki M. (1997) – Field measurements of anchor ice and frazil ice. Proceeding of the 9th Workshop on river ice, Fredericton, New-Brunswick, Canada, 141-151.

Hu X., Pollard W.H., Lewis J.E. (1999) – Energy exchange during river icing formation in a subarctic environment, Yukon Territory. Géographie physique et Quaternaire, 53, 223-234.

Kellerhalls R., Church M. (1980) – Comment on ‘Effects of Channel Enlargement by River Ice Processes on Bankfull Discharge in Alberta, Canada’ by D.G. Smith. Water Resources Research 16, 1131-1134.

Kerr D.J., Shen H.T., Daly S.F. (2002) – Evolution and hydraulic of anchor ice on gravel bed. Cold Regions Science and Technology 35, 101-114.

Michel B. (1971) – Winter regime of rivers and lakes. Cold Regions Research and Engineering Laboratory, Monograph III-B1a, Hanover, NH, 131 p.

Michel B. (1972) – Properties and processes of river and lake ice. Proceeding of IAHS-AISH, The role of snow and ice in hydrology, Banff, Alberta, Canada 107, 454-481.

Michel B., Ramseier R.O. (1971) – Classification of river and lake ice. Canadian Geotechnical Journal 8, 36-45.

Michel B., Drouin, M. (1981) – Courbes de remous sous les couverts de glace de la Grande Rivière. Canadian Journal of Civil Engineering 8, 351-363.

Michel B., Marcotte N., Fonseca F., Rivard G. (1982) – Formation of border ice in the Ste-Anne River. Proceeding of the 2nd Workshop on Hydraulics of Ice Covered Rivers, Edmonton, Canada, 38-61.

Morse B., Hicks F. (2005) – Advances in river ice hydrology 1999-2003. Hydrological Processes 19, 247-263.

Parkinson F.E. (1984) – Anchor ice effects on water levels in Lake St-Louis, St-Lawrence River at Montreal. Proceeding of the 3rd Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers, Fredericton, New-Brunswick, Canada, 345-370.

Prowse T.D. (1994) – Environmental significance of ice to streamflow in cold regions. Freshwater Biology 32, 241-259.

Prowse T.D., Gridley N.C. (Eds.) (1993) – Environmental Aspects of River Ice. NHRI Science Report No. 5, National Hydrology Research Institute, Environment Canada: Saskatoon, SK. 155 p.

Qu Y.X., Doering J. (2007) – Laboratory study of anchor ice evolution around rocks and on gravel beds. Canadian Journal of Civil Engineering 34, 46-55.

Shen H.T. (2003) – Research on River Ice Processes: Progress and Missing Links. Journal of Cold Regions Engineering 17, 135-142.

Shen H.T., Wang D.S. (1995) – Under cover transport and accumulation of frazil granules. Journal of Hydraulic Engineering 121, 184-195.

Smith D.G. (1979) – Effects of Channel Enlargement by River Ice Processes on Bankfull Discharge in Alberta, Canada. Water Resources Research 15, 469-475.

Sui J., Hicks F.E., Menounos B. (2006) – Observation of riverbed scour under a developing hanging ice dam. Canadian Journal of Civil Engineering 33, 214-218.

Turcotte B., Morse B. (2011) – Ice processes in a step river basin. Cold Regions Science and Technology 67, 146-156.

Turcotte B., Morse B., Bergeron N.E., Roy A.G. (2011) – Sediment transport in ice-affected rivers. Journal of Hydrology 409, 561-577.

Turcotte B., Morse B., Anctil F. (2012) – Impacts of precipitation on the cryologic regime of stream channels. Hydrological Processes 26, 2653-2662.

Turcotte B., Morse B., Anctil F. (2014) – Cryologic continuum of a steep watershed. Hydrological Processes 28, 809-822.

Vuglinsky V.S. (2002) – Peculiarities of ice events in Russian Artic rivers. Hydrological Processes 16, 905-913.

Vuyovich C., Daly S., Gagnon J., Weyrick P., Zaitsoff M. (2009) – Monitoring River Ice Conditions Using Web-Based Cameras. Journal of Cold Regions Engineering 23, 1-17.

Williams G.P. (1962) – Two notes relating to frazil ice formation. Seminar on ice problems in hydraulic structures. International Association of Hydraulic Research. Paper 162.

Wolman M.G. (1954) – A method of sampling coarse river-bed material. Transactions, American Geophysical Union 35, 951-956.

Ye S.Q., Doering J., Shen H.T. (2004) – A laboratory study of frazil evolution in a counter-rotating flume. Canadian Journal of Civil Engineering 31, 899-914.

Zabilansky L.J., Ettema R., Wuebben J., Yankielun N.E. (2002) – Survey of River Ice Influences on Channel Bathymetry Along the Fort Peck Reach of the Missouri River, Winter 1998–1999. Cold Regions Research and Engineering Laboratory, U.S. Army Corps of Engineers, CRREL Report 02-14, 150 p.

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Annexe

Abridged English version

Interactions between ice, channel morphology and hydrological conditions are numerous and complex in cold-region rivers (Allard, 2010). Even though ice holds a significant role in the morphological evolution of river beds and banks (Michel, 1971; Dionne, 1976; Smith, 1979; Kellerhalls and Church, 1980; Bergeron and Roy, 1988; Prowse and Gridley, 1993, Beltaos, 1995; Ettema et al., 1999; Ettema 2002; Ettema and Daly, 2004; Boucher et al., 2009) and hydrological response (Turcotte et al., 2012), these interactions have not been the focus of many studies (Shen, 2003; Morse and Hicks, 2005), even more so in small and medium-sized rivers (Buffin-Bélanger et al., 2013).

Research in natural river environments reveal only fragmental information on the effect of channel morphology on ice cover evolution, from onset to break-up. This study presents new data and documents every step of ice cover growth in a riffle-pool sequence. The study site is on the Rimouski river in Eastern Quebec (fig. 1). Located in the downstream section of the 1,620 km2 watershed, the studied river section has a length of 600 m and a width varying between 50 and 60 m (fig. 2). There are two minor tributaries on the right bank, the ruisseau Levasseur (width of 10 m) and the Branche Lévesque (width of 2 m). Ice growth and evolution was documented daily with digital photographs taken perpendicularly to the channel at eight fixed stations. Four of the stations (S1, S2, S3, and S4) were focused on the riffles in the riffle-pool sequence and four others (M1, M2, M3, and M4) were focused on the pools. Photographs were georeferenced according to three transversal sections, which then allowed three quantitative measurements of the daily ice growth: relative ice coverage (C%), daily relative ice growth rate (Tg), and normalized daily growth rate (Tj). Based on these measurements, the morphological evolution and composition of the primary ice cover was uncovered.

Figure 5 shows that the ice growth processes in pools differ from those in riffles. In pools, ice coverage occurs mainly by thermal ice growth from the banks to the middle of the channel, coupled with small frazil accumulations. There is a wider variety of processes in riffles, with frazil accumulation being the main process. In both environments, growth curves show two distinct growth periods: a quick progression in the onset of ice on the channel followed by a slower growth rate leading to full ice coverage. Figure 6 shows the C% curves and obtained Tg values. These results show that ice growth is almost two times smaller in the upstream riffle than in the downstream riffle. Furthermore, not only are rapid ice growth rates higher in pools than in riffles, but in pools the growth rates show a higher spatio-temporal heterogeneity. Tg values in pools are approximately twice as high than in riffles during the low growth rate period. In riffles, ice growth also occurs around protruding blocks in the middle of the channel, and by the growth of bottom ice (fig. 7 and fig. 12). In the upstream sections of the riffles, the capture of free-flowing frazil particles creates the appearance of ice in the middle of the channel. Once the middle and side ice covers join frazil particles flow more easily downstream where central growth begins.

Figure 9 illustrates ice spatio-temporal progression in accordance with accumulated freezing degree-days (AFDD). A transition occurs between 160 and 206 AFDD in riffles S2 and S1 and between 353 and 357 AFDD in riffles S3 and S4. In the pool, the transition occurs after 126 AFDD. At 100 AFDD, the high quantity of transitional frazil in the ruisseau Levasseur contributed greatly to the quick ice growth rate downstream of the confluence in the pool. Frazil accretion at slope variations in riffles led to the creation of ice riffles. The growth and consolidation of the ice riffles limits the transition of free-floating ice. One of these ice riffles, located in the upstream portion of the most downstream riffle, caused a rapid closing of the ice cover in the pool by the accumulation of floating ice. Figures 10 and 11 respectively represent a map of the origins of the primary ice cover and its morphology pre-break-up. Ice thickness measurements at the maximal extension period indicate that median values are similar in pools and riffles, but that there is a greater width variability in riffles. The thickest ice was found on the 54 meters long by 35 meters wide ice cone created by the slushflow on the ruisseau Levasseur. This extreme event occurred during a significant mid-winter thaw.

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Table des illustrations

Titre Fig. 1 – Localisation du tronçon de rivière à l’étude sur la rivière Rimouski. Fig. 1 – Study site location on the Rimouski River.
Crédits Source : Gouvernement du Québec. Source: Quebec Government.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-1.jpg
Fichier image/jpeg, 920k
Titre Fig. 2 – Représentation de la morphologie du lit, de la taille granulométrique médiane et des vitesses moyennes d’écoulements en période d’étiage dans la succession seuil-mouille. Fig. 2 – Bed morphology, mean sediment grain size and average stream velocity at low-water flow within the riffle-pool sequence.
Légende Les stations fixes pour le suivi photographique de la dynamique glacielle sont indiquées (S1, S2, M1, M2, M3, M4, S3 et S4). La pente moyenne du tronçon (S = 0,003) a été déduite des valeurs de hauteur topographique (z-s) pour une définition plus nette de la morphologie du chenal. 1 : hauteur du lit (m) ; 2 : vitesse moyenne de l’écoulement (m/s) en période d’étiage ; 3 : granulométrie D50 (mm) ; 4 : station photographique. The fixed photographic stations are indicated (S1, S2, M1, M2, M3, M4, S3, S4). Average slope (S = 0,003) was obtained with topographic height data (z-s) and used for a clearer channel morphology definition. 1: bed height (m); 2: average flow velocity (m/s) during baseflow; 3: D50 grain size (mm); 4: photographic station.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-2.jpg
Fichier image/jpeg, 136k
Titre Fig. 3 – Photographies présentant la succession seuil-mouille à l’étude. Fig. 3 – Photographs representing the studied riffle-pool sequence.
Légende A : seuil en amont ; B : partie amont de la mouille ; C : partie aval de la mouille ; D : seuil en aval. L’écoulement est de la gauche vers la droite. A: Upstream riffle; B: Upstream section of the pool; C: Downstream section of the pool; D: Downstream riffle. Flow is from left to right.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-3.jpg
Fichier image/jpeg, 768k
Titre Fig. 4 – Conditions hydrométéorologiques couvrant la période de croissance et d’évolution du couvert de glace. Fig. 4 – Hydrometeorological conditions over the ice cover growth and evolution period.
Légende Comparaison des données historiques et de l’année d’échantillonnage (2005-2006) pour la température de l’air, les précipitations liquides et solides enregistrées à la station météorologique d’Environnement Canada à Mont-Joli ainsi que le débit de la rivière Rimouski au barrage hydroélectrique de Boralex (Centre d’expertise hydrique du Québec). 1 : débit 1963-2008 (max., moy., min.) ; 2 : précipitation 1943-2008 (max., moy.) ; 3 : température de l’air 1943-2008 (max., moy., min.) ; 4 : débit-précipitation-température de l’air 2005-2006. Comparison between historical and sampling year (2005-2006) data. Air temperature, liquid and solid precipitation values were taken from the Environment Canada meteorological station at Mont-Joli. Discharge data was taken at the Boralex hydroelectric dam (Centre d'expertise hydrique du Québec). 1: discharge 1963-2008 (max., mean, min.); 2: precipitation 1943-2008 (max. ,mean); 3: air temperature 1943-2008 (max., mean, min.); 4: discharge-precipitation-air temperature 2005-2006.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-4.jpg
Fichier image/jpeg, 744k
Titre Fig. 5 – Processus glaciels à l’origine de la croissance quotidienne du couvert de glace dans les deux seuils et la mouille entre le 20 novembre 2005 et le 9 mars 2006. Fig. 5 – Ice processes responsible for daily ice cover growth in both riffles and the pool between November 20, 2005 and March 9, 2006.
Légende 1 : frasil ; 2 : frasil et thermique ; 3 : thermique ; 4 : fermeture du couvert de glace ; 5 : couvert de glace. 1: frazil; 2: frazil and thermal; 3: thermal; 4: ice cover closed; 5: ice cover.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-5.jpg
Fichier image/jpeg, 388k
Titre Fig. 6 – Représentation de la couverture de glace relative (C%) et des degrés jour de gel accumulés (DJGA) dans la mouille (A) et les seuils (B). Fig. 6 – Relative ice cover (C%) and Accumulated Freezing Degree Days (AFDD) in the pool (A) and the riffles (B).
Légende 1 : DJGA ; 2 : taux de croissance quotidien relatif (Tg) ; 3 : transition rapide/lente. 1: AFDD; 2: relative daily growth rate (Tg); 3 : fast/slow transition.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-6.jpg
Fichier image/jpeg, 536k
Titre Fig. 7 – Représentation détaillée de la couverture de glace relative (C%) dans les seuils. Fig. 7 – Detailed relative ice cover (C%) in riffles.
Légende 1 : totale ; 2 : berge droite ; 3 : berge gauche ; 4 : centrale ; 5 : transition rapide/lente. 1: total; 2: right bank; 3: left bank; 4: central; 5: fast/slow transition.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-7.jpg
Fichier image/jpeg, 1,0M
Titre Fig. 8 – Taux de croissance quotidiens normalisés de glace (Tj) dans la mouille (M1, M2, M3, M4) et les seuils (S1, S2, S3, S4). Fig. 8 – Normalized daily growth rate (Tj) in the pool (M1, M2, M3, M4) and the riffles (S1, S2, S3, S4).
Légende Etj : écart-type. Mtj : moyenne. Etj : standard deviation. Mtj : mean.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-8.jpg
Fichier image/jpeg, 696k
Titre Fig. 9 – Cartographie de l’évolution spatio-temporelle de l’étendue de glace dans le tronçon de rivière en fonction des degrés jour de gel accumulés (DJGA). Fig. 9 – Spatio-temporal ice cover evolution according to Accumulated Freezing Degree Days (AFDD).
Légende 1 : 100 ; 2 : 200 ; 3 : 300 ; 4 : 400 ; 5 : 600 ; 6 : 800 ; 7 : station photographique. 1: 100; 2: 200; 3: 300; 4: 400; 5: 600; 6: 800; 7: photographic station.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-9.jpg
Fichier image/jpeg, 248k
Titre Fig. 10 – Cartographie des processus de formation du couvert de glace primaire. Fig. 10 – Primary ice cover creation processes.
Légende 1 : thermique (glace noire) ; 2 : thermique (en bordure du couvert) ; 3 : frasil ; 4 : frasil et thermique ; 5 : glaces flottantes et frasil ; 6 : cône glaciel ; 7 : station photographique. 1: thermal (black ice); 2: thermal (from the edge of the ice cover); 3: frazil; 4: frazil and thermal; 5: floating ice and frazil; 6: ice cone; 7: photographic station.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-10.jpg
Fichier image/jpeg, 360k
Titre Fig. 11 – Cartographie de la morphologie et de l’épaisseur du couvert de glace dans le tronçon de rivière en date 27 février 2006. Fig. 11 – Morphology and ice cover thickness in the river section on February 27, 2006.
Légende La pente moyenne du tronçon (S = 0,0026) a été déduite des valeurs de hauteur topographique du couvert de glace (z-s). 1 : hauteur du couvert (m) ; 2 : épaisseur moyenne de glace (cm) ; 3 : épaisseur de glace (cm) ; 4 : épaisseur de glace et accumulation de frasil sous le couvert (cm) ; 5 : station photographique. Average slope (S = 0,0026) was estimated from the ice cover topographic height values (z-s). 1: ice cover height (m); 2: average ice thickness (cm); 3: ice thickness; 4: ice thickness and under cover frazil accumulation (cm); 5: photographic station.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-11.jpg
Fichier image/jpeg, 264k
Titre Fig. 12 – Évolution de la glace centrale à partir de l’expansion de la glace de fond et la croissance de la glace thermique sur les blocs protubérants dans un seuil (site S3) entre les 19 et 24 décembre 2005. Fig. 12 – Center-channel ice evolution from the expansion of bottom ice and thermal ice growth around protuding blocks in a riffle (S3) between December 19 and 24, 2005.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-12.jpg
Fichier image/jpeg, 1,1M
Titre Fig. 13 – Effet d’un seuil de glace sur la dynamique de l’écoulement et glacielle entre le 4 et le 10 janvier 2006. Fig. 13 – Ice riffle effect on water and ice flow dynamics between January 4 and 10, 2006.
URL http://geomorphologie.revues.org/docannexe/image/11178/img-13.jpg
Fichier image/jpeg, 420k
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Pour citer cet article

Référence papier

Jérôme Dubé, Thomas Buffin-Bélanger et Normand E. Bergeron, « Le rôle de la morphologie d’une succession seuil-mouille dans la croissance quotidienne et l’évolution d’un couvert de glace  », Géomorphologie : relief, processus, environnement, vol. 21 – n° 4 | 2015, 343-358.

Référence électronique

Jérôme Dubé, Thomas Buffin-Bélanger et Normand E. Bergeron, « Le rôle de la morphologie d’une succession seuil-mouille dans la croissance quotidienne et l’évolution d’un couvert de glace  », Géomorphologie : relief, processus, environnement [En ligne], vol. 21 – n° 4 | 2015, mis en ligne le 23 novembre 2015, consulté le 28 juin 2017. URL : http://geomorphologie.revues.org/11178 ; DOI : 10.4000/geomorphologie.11178

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Auteurs

Jérôme Dubé

Département de Biologie, Chimie et Géographie – Université du Québec à Rimouski – 300 allée des Ursulines, Rimouski (Québec), G5L 3A1 – Canada (jerome_dube@uqar.ca).

Thomas Buffin-Bélanger

Département de Biologie, Chimie et Géographie – Université du Québec à Rimouski – 300 allée des Ursulines, Rimouski (Québec), G5L 3A1 – Canada (thomas_buffin-belanger@uqar.ca).

Articles du même auteur

Normand E. Bergeron

Institut national de la recherche scientifique – Centre Eau, Terre et Environnement – Université du Québec – 490 rue de la Couronne, Québec (Québec), G1K 9A9 – Canada (normand.bergeron@ete.inrs.ca).

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Droits d’auteur

© Groupe français de géomorphologie

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