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LiDAR bathymétrique
Justification
Le système Scanning Hydrographic Operational Airborne LiDAR Survey (SHOALS) fait partie des nouvelles générations de LiDAR. Le système SHOALS est un outil de prédilection pour surveiller les environnements littoraux à l‘échelle régionale (Irish et Wozencraft, 2000). C‘est le seul qui peut maximiser, économiquement parlant, la récolte de données synoptiques, topographiques et bathymétriques. Contrairement aux relevés bathymétriques traditionnels où la navigation est assujettie à un éventail de problèmes, i.e., faibles profondeurs, déferlement des vagues, réduction de la prospection en passant des systèmes multifaisceaux en monofaisceau à cause du tangage et du roulis, la technologie SHOALS bénéficie, à la fois, d‘une couverture plus vaste, mais aussi, d‘une reconnaissance continue de la côte, inondée ou exondée (Guenther et al., 1996a ; Irish et Wozencraft, 2000; Irish et al., 2000a, b) (Figure 2.6).
En effet, la résolution des multifaisceaux est une fonction, d‘une part, de la fréquence d‘émission et, d‘autre part, de la profondeur. La fréquence est négativement corrélée à la détection de la profondeur. Les basses fréquences servent à inférer les grandes profondeurs tandis que les hautes fréquences indiquent les variations sensibles de la colonne d‘eau, e.g., (i) plancton, bancs de poissons ou (ii) hyalocline, thermocline, pycnocline. La vitesse du son, dans l‘eau, est une fonction de la fréquence des ondes émises (Simpkin et Long, 1992), qui, elles-mêmes, interfèrent avec les propriétés physico-chimiques et biologiques du milieu.
Ainsi, l‘utilisation des multifaisceaux est entachée par les variations majeures de la vitesse acoustique subaquatique, qui doivent être dûment rectifiées. A contrario, la fluctuation de la vitesse de la lumière (onde électromagnétique associée au système SHOALS) reste faiblement dépendante de la salinité et de la température (Guenther et al., 2000). Bien que l‘utilisation de la lumière engendre des déformations et des pertes à l‘interface air-eau et sous l‘eau (Irish et Lillycrop, 1999), le système SHOALS a la possibilité de se caler sur la salinité de l‘eau (douce, saumâtre ou salée) et sa turbidité (claire, moyennement turbide, turbide) afin de récolter des données fiables car ajustées sur les paramètres environnementaux. Par ailleurs, la vitesse d‘acquisition des données multifaisceaux plafonne à 5 m.s-1 tandis que celle du SHOALS atteint 90 m.s-1. Toutefois, le système des multifaisceaux balaie des profondeurs s‘échelonnant de 0 jusqu‘à 12 000 m, pour les très basses fréquences alors que le SHOALS pénètre la colonne d‘eau de 20 cm (Cajelot, 2005) jusqu‘à 70 m, pour les eaux très claires (Irish et al., 2000a, b). Ces performances découlent de l‘angle d‘ouverture, de l‘ordre de 5 à 7 fois la hauteur d‘eau, pour les multifaisceaux, en contraste avec 0,58 fois la hauteur de vol du SHOALS. Néanmoins, la hauteur de vol, généralement comprise entre 200 et 400 m, génère une largeur de fauchée constante, incluse entre 116 et 232 m quelque soit la profondeur, alors que les grands angles d‘ouverture des multifaisceaux entraînent des pertes ou déformations des signaux de retour. Les raisons premières du succès de cette technologie dans les études côtières sont au nombre de cinq :
1. la capacité d‘acquisition rapide, aussi bien dans des zones étendues que dans des aires de faible surface, tout en restant économiquement viable;
2. la capacité de reconnaissance où l‘utilisation d‘embarcations marines est difficile, dangereuse, ou impossible;
3. la facilité de prospecter le fond benthique, la plage adjacente, et les infrastructures d‘ingénierie (à la fois immergées et exondées);
4. la mobilité rapide d‘évaluer les changements saisonniers et les dommages occasionnés par les tempêtes;
5. la capacité de compléter rapidement les reconnaissances pendant les fenêtres environnementales favorables dans des zones où les techniques traditionnelles ne peuvent être disponibles pendant de longues périodes à cause de conditions drastiques.
L‘expérience du SHOALS a montré qu‘au sein de projets appropriés et bien organisés, le coût de cette méthode représente du cinquième à la moitié des coûts des techniques marines, dépendamment des conditions logistiques (Guenther et al., 2000). De plus, le SHOALS fournit des relevés d‘opportunités, des potentialités, et des produits uniques, dans les eaux peu profondes et au niveau de l‘écocline littoral, ce qui vaudrait tout de même la peine s‘ils s‘avéraient plus onéreux.
Principe de fonctionnement
Le SHOALS fait appel à une connaissance jeune et en évolution qui dépend de l‘ingénierie de haut niveau en étroite collaboration des lasers, de l‘optique et de l‘électronique. La technique générale requiert l‘utilisation d‘un émetteur laser pulsé avec à la fois des faisceaux vert et proche infra-rouge. Le vert est sélectionné pour la détection des fonds benthiques parce qu‘il s‘agit de la longueur d‘onde qui pénètre les eaux côtières typiques avec le moins d‘atténuation (Jerlov, 1976). L‘infra-rouge, en plus de la détection de la topographie, est largement absorbé par l‘eau, il est donc ad hoc à la détection de la surface marine. Dépendamment du concept du système, le faisceau de l‘infra-rouge peut-être collimé et enregistré, colinéairement, avec le faisceau vert, ou il peut être plus large et contraint au nadir. La longueur d‘onde rouge, outre l‘albédo, provient de la diffusion inélastique des photons, émis initialement par le laser vert, par les liaisons O-H des molécules d‘eau localisées à l‘interface air/eau. Il s‘agit de l‘effet Raman (1928) et il peut être utilisé comme un retour de surface en corrigeant le temps d‘arrivée à l‘interface. Les pulsations laser de l‘émetteur sont partiellement réfléchies par la surface de l‘eau et le fond benthique jusqu‘au récepteur aéroporté (Figure 2.7).
En effet, le principe fondamental de fonctionnement du système bathymétrique est de mesurer les temps de voyage aller-retour des faisceaux et de calculer les distances parcourues, en se référant aux vitesses de la lumière dans l‘air et sous l‘eau, et d’en déduire des profondeurs associées après correction des erreurs connues comme les retards électroniques (Figure 2.8).
Les signaux laser parcourent le même circuit dans le système, passant, de prime abord, par l‘émetteur optique, puis le scanner et reviennent au récepteur optique, après la percussion sur le réflecteur.
Le scanner, développé par Optech inc., est composé de deux miroirs indépendants, chacun fixé sur un axe dont les mouvements dans l‘espace sont contrôlés par un ordinateur. La centrale inertielle, à raison de 200 Hz, corrige l‘orientation des miroirs en temps réel pour contrecarrer les variabilités des cap, tangage et roulis. Les orientations des miroirs sont enregistrées avec une même fréquence, ce qui permet de connaître la position des points au sol. Les miroirs décrivent 16 oscillations par seconde, définissant le balayage au sol.
Lors du retour des signaux, le récepteur optique occupe une place prépondérante dans la collecte des données. Il est constitué d‘un télescope, de divers filtres optiques et des contrôles du champ de vision, des détecteurs de lumière, des amplificateurs, la logique de détection des surfaces analogiques et un numériseur (convertisseur de l‘analogique vers le numérique). Le récepteur, la logique de contrôle du système, et le stockage des cassettes sont tous commandés par ordinateur. À cause de la complexité environnementale et des interactions des faisceaux LIDAR avec l‘environnement, il n‘est pas possible de calculer toutes les profondeurs avec une grande précision et fiabilité en temps réel. Les bathymétries approximatives sont calculées dans l‘air pour un contrôle-qualité, mais les profondeurs précises, exigeant des calculs plus détaillés, sont déterminées durant l‘analyse des formes d‘ondes stockées. Le récepteur optique filtre, d‘une part, les λ de 1064, 645 et 532 nm et, d‘autre part, réduit au maximum toutes les autres, en particulier le spectre visible. Pour se faire, il possède quatre canaux de réception dédiés à une λ spécifique (Guenther et al., 1994).
Shallow Green Channel (SGC) et le Deep Green Channel (DGC) : ces deux canaux ont pour but de détecter la bathymétrie, mais aussi dans certaines conditions, la surface de l’eau. Le SGC détecte des profondeurs de 1 à 17 mètres alors que le DGC
échantillonne des profondeurs de 7 mètres et plus. Chaque canal a son propre gain compte tenu de l’intensité différentielle du signal, en corrélation avec la hauteur d‘eau. L’énergie totale du signal de retour est divisée entre les deux canaux : 10 % pour le SGC et 90% pour le DGC.
Raman Channel : détecte l’interface air-eau et est particulièrement utile en conditions de mer calme. En effet, lorsque la surface de la mer est quasi plane, le signal vert est perdu à cause de la réflexion spéculaire. Dès lors, l’effet Raman rentre en jeu. Ce phénomène est le résultat de l’excitation des liaisons O-H des molécules d’eau, par le faisceau vert, provoquant l’émission d’un photon d’une longueur d’onde de 645 nm, détectable par ce canal. L’effet Raman est donc totalement indépendant de l’état de la mer et du vent, contrairement aux précédents canaux.
Infra-Red Channel : mesure les élévations topographiques, détecte la surface de l’eau et l’environnement du relevé. La surface de l’eau est détectée en fonction de l’intensité du signal de retour qui est largement affectée par l’eau. Des modulations appliquées au laser sont adaptées pour que l‘intensité laser soit quantifiable tant en domaine émergé qu‘immergé (cf. 3.2.1.2 et 3.2.1.3).
La plupart de la diffusion des faisceaux vert et infra-rouge est causée par les effets optiques des vagues sur les angles de réfraction à la surface de l‘eau. Dans les eaux peu profondes en particulier, la diffusion se localise dans la colonne d‘eau. Bien que les faisceaux laser soient communément admis comme collimés avec une petite section transversale (comme ils le sont dans l‘espace ou sur de courtes distances dans l‘air), ce n‘est pas le cas dans l‘eau. En effet, les phénomènes diffusifs causent une extension du faisceau en un cône dont l‘angle interne et la section transversale augmente significativement avec la profondeur (Figure 2.9). Les biais de mesures de la profondeur, concomitants à cette propagation, doivent subir des corrections (Guenther et al., 2000). L‘extension résultante du faisceau dans une zone benthique irradiée est ainsi bénéfique du point de vue de la probabilité de détection des objets benthiques significatifs, mais peut être néfaste à la précision de la bathymétrie quand des objets de haut-relief sont présents.
Les altitudes typiques de l‘avion oscillent entre 200 et 400 m, pour le mode hydrographique. Un scanner optique autorise une couverture large de balayage. L‘angle maximum au nadir est de 20°; ce qui mène à des largeurs de balayage de reconnaissance avoisinant la moitié de l‘altitude de vol. Des angles plus larges causeraient des erreurs de temps des impulsions inacceptables pour les retours de surface et de fond dues à cette géométrie trop extrême. La couverture est dense, les prospections sont habituellement réalisées avec des sondages espacés de 2 à 5 m. Comme l‘empreinte laser avoisine 2 m à la surface de l‘eau, une couverture totale de la zone peut ainsi être garantie. Cette densité est atteinte avec des taux de pulsations laser s‘échelonnant de 400 à 3000 Hz. Par exemple, pour une vitesse de 100 nœuds avec une largeur de balayage de 110 m, la reconnaissance couvre en moyenne 5000 m2/sec. Ainsi, selon le mode utilisé, doivent être envisagés des compromis entre (i) la largeur de balayage, donc l‘altitude de vol, (ii) la densité et (iii) la surface de couverture. En effet, en mode hydrographique, une altitude basse est propice parce qu‘il autorisera une meilleure précision, compte tenu de la plus grande pénétration du faisceau dans l‘eau, mais la surface de couverture sera, évidemment, plus restreinte. Cependant, le mode topographique, compte tenu de la forte intensité du faisceau infrarouge, permettra de relever de larges surfaces en corrélation positive avec l‘altitude de l‘aéronef.
Le SHOALS comporte aussi différents modules très utiles pour l‘opérateur : planification des routes, post-traitement en temps réel, visualisation des données et enregistrement du signal brut. Un schéma présentant le système et ses modules est circonscrit dans l‘appendice C. La fiche technique du système est placée en appendice D.
Bien que cette technologie soit fréquemment utilisée seule à bon avantage, elle est généralement complémentaire des systèmes traditionnels acoustiques marins adaptés à la bathymétrie dans le but de décrire objectivement les fonds sous-marins par recouvrement des relevés. Les systèmes LiDAR, dont la largeur de balayage est relativement indépendante de la profondeur, sont très efficaces dans les eaux peu profondes. Les systèmes sonar multifaisceaux, dont les largeurs de balayage décroissent avec la diminution de la bathymétrie, sont plus efficaces dans les eaux plus profondes. Le LiDAR aéroporté n‘est pas un substitut du sonar, il vient compléter l’ensemble des moyens traditionnels de relevés marins tels que les multifaisceaux, le sonar latéral et le bathysondeur. C‘est un nouvel outil qui peut être utilisé avec de forts profits au sein de l‘environnement littoral.
Les applications LiDAR au littoral
Des études inféodées aux zones côtières mettant en exergue les applications du LiDAR fleurissent dans la littérature, les plus prometteuses sont présentées ci-dessous.
Prospections intertidales
Au sein de la frange intertidale du littoral, la dernière décennie fut fructueuse en applications écologiques basées sur le LiDAR.
Les Modèles Numériques de Terrain (MNT) dérivés du LiDAR ont été récemment utilisés pour: la reconnaissance des plaines inondables (Straatsma et Middelkoop, 2006); caractériser l‘organisation spatiale d‘une plante invasive, Spartina spp., au sein des marais salés (Morris et al., 2005; Rosso et al., 2006); modéliser les habitats spécifiques (Sellars et Jolls, 2007); la classification des couvertures littorales (e.g., Lee et Shan, 2003); la détermination de la hauteur de la végétation palustre (Genç et al., 2004); l‘enregistrement des changements spatio-temporels dans les zones humides nordiques (Töyrä et Pietroniro, 2005); l‘extraction du réseau des chenaux de marée (Lohani et Mason, 2001); l‘évaluation des impacts du changement climatique, dus à la montée des eaux (e.g,. Webster et al., 2004, 2006); l‘estimation des taux d‘érosion des plages et des pertes volumétriques de sédiments (Gutierrez et al., 2001; Xhardé, 2007; Zhang et al., 2005); le suivi de rechargement de plage (Gares et al., 2006); et la détection de l‘hydromorphologie des estuaires soumis à la marée (Gilvear et al., 2004).
Les systèmes LiDAR enregistrent, en sus, une mesure de la puissance des signaux individuels laser de retour. Dans le jargon des topographes, cette puissance est souvent appelée intensité. Boucher et al. (2006) ont mis en relief une classification potentielle de l‘environnement côtier à travers les intensités laser de retour d‘un LiDAR. Il a ét démontré que l‘intensité du signal de retour varie en fonction de la teneur en eau, de la granulométrie, de la compaction, de la porosité et de la minéralogie.
La combinaison des MNT, des caractéristiques dérivées de ces MNT, et de l‘intensité ont permis de cartographier des habitats littoraux d‘intérêt écologique (Chust et al., 2008); et classifier les arbres à feuilles caduques et persistantes, les infrastructures urbaines côtières, et les écosystèmes intertidaux (Brennan et Webster, 2006).
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).
Adaptation et développements du LiDAR ubiquiste pour la cartographie des habitats intertidaux et infralittoraux de la Baie des Chaleurs (Gaspésie, Québec, Canada)
Ce chapitre présente une discussion générale basée sur les articles présentés dans la deuxième partie de cette thèse. Tout au long de la discussion, l‘article dont il est question est cité. Tout d‘abord, la description des variables environnementales, à l‘échelle régionale, conduit à camper l‘écologie de ces habitats littoraux. Puis, la méthodologie d‘acquisition des données générales et stationnelles est évoquée. Enfin, les discussions et perspectives sont organisées selon l‘étage littoral étudié : infralittoral, intertidal et la jonction des deux.
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 Cambro-Ordovicien ; 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).
Bonaventure (secteur de Paspébiac à gauche et secteur de Saint-Godefroi à droite) (d‘après Xhardé, 2007; photos de M. Boucher).
Les dépôts quaternaires retrouvés dans la baie des Chaleurs témoignent des mouvements relatifs du niveau moyen au cours de l‘Holocène. Les variations du niveau marin modélisées par Quinlan et Beaumont (1992) révèlent que le golfe du Saint-Laurent présente toutes les étapes d‘un mouvement eustatique. Par exemple, le côté est de l‘île du Prince-Édouard a subi la remontée marine de l‘Holocène tandis que la région de Rimouski a connu un rebond isostatique provoquant une baisse relative du niveau marin de plus de 140 m. La baie des Chaleurs se situant entre ces deux régions constitue un stade intermédiaire comparable au côté ouest de l‘île du Prince-Édouard. Ce dernier site met en évidence qu‘entre 12 000 BP et 8 000 BP le rebond isostatique consécutif à la fonte de la dernière calotte glaciaire a généré une baisse relative du niveau marin de 15 m à 20 m. Par la suite, entre 8 000 et 4 000 BP, la transgression marine mondiale s‘est progressivement ralentie et à ramener le niveau marin de -20 à -2 m pour ensuite se stabiliser et atteindre le niveau marin relatif actuel.
Les travaux récents de Forbes et al. (2004) proposent une remontée marine de l‘ordre de 15 m sur la côte sud de la baie des Chaleurs. Ces fluctuations du niveau marin relatif ont pour conséquences de déposer différents types de sédiments et de modifier l‘agencement des différents habitats en zone littorale.
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.
Le secteur de Saint-Siméon – Bonaventure est situé à 90 km en aval de l‘embouchure de la Rivière Restigouche, au centre de la Baie des Chaleurs (Figure 3.4). Il est limité à l‘ouest par le Ruisseau Leblanc et à l‘est par le barachois de Bonaventure. L‘ensemble correspond à une côte plus ou moins rectiligne de 17 km interrompue par un marais. Elle est orientée nord-ouest sud-est et se caractérise par (i) une succession de talus constitués soit de matériaux cohésifs contenant une forte proportion de matériel fin tel que des argiles soit de matériaux non cohésifs et granulaires (sable, gravier), (ii) un cordon littoral à Saint-Siméon-est bordé par barachois peu élevé délimitant une zone intertidale et correspondant à un marais, (iii) un barachois bien développé à l‘embouchure de la Rivière Bonaventure constitué de sédiments grossiers (sable, graviers) provenant de l‘érosion des falaises situées plus à l‘est, (iv) des falaises de microgrès et de conglomérats stratifiés à faible pendage facilement érodables d‘une hauteur de 10 mètres environ (Figure 3.4). Le substratum rocheux affleure à l’ouest du marais de Saint-Siméon entre le marais et Ruisseau-Leblanc. Un transport de sable, graviers et boues localisés au niveau des talus à l’ouest existe. Un transport sédimentaire sableux borde le barachois de Saint-Siméon, qui alimente cette flèche sableuse en cours de sédimentation (Long et Desrosiers, 2006). Entre le barachois et l’embouchure de la rivière Bonaventure, un transport sédimentaire de sable, sous l’action de la houle, alimente les flèches qui barrent l’estuaire. Ce secteur constitue un excellent paradigme de zone intertidale.
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-la-Madeleine (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.
Les conditions climatiques et météorologiques
Les données de vent utilisées pour cette étude proviennent de la station météorologique de New-Carlisle qui est situé dans la partie est de la baie des Chaleurs. Elles ne sont pas totalement représentatives de l‘ensemble de la baie car un effet de couloir modifie grandement les vents à l‘intérieur de la baie. Néanmoins, ces données sont utiles pour décrire les conditions météorologiques qui prévalent sur les différents sites d‘étude. À l‘intérieur de la baie des Chaleurs, les vents dominants proviennent de l‘ouest et du nord-ouest pendant plus de la moitié de l‘année (Renaud, 2001). Les vents importants qui sont à l‘origine de l‘érosion côtière de la rive gaspésienne de la baie proviennent de l‘est et du sud-est. Ces vents ont une fréquence de 14 % et possèdent une intensité suffisante pour générer des clapots de 1.5 m de hauteur significative et de 3 secondes de période. Lors des tempêtes extrêmes, ces vagues peuvent atteindre 2.5 m de hauteur significative et 7 secondes de période. Ces vagues ont la capacité de remanier le fond marin jusqu‘à une profondeur de 5 m. En plus de la formation des vagues, l‘action des vents provoquent formation de courants de cisaillement à la surface de l‘eau. La vitesse du courant produit par les vents est estimée à 3 % de la vitesse du vent et jusqu‘à 5 % en zone littorale. Ainsi, un vent qui atteint une vitesse supérieure à 15 km/h peut créer un courant susceptible d‘entraîner des sédiments sableux. Ce phénomène est à l‘origine d‘un transport sédimentaire important dans les zones protégées du nord de la baie des Chaleurs comme les baies de Maria ou de Newport.
Acquisition des données : de l’échelle zonale générale à l’échelle stationnelle
Le relevé LiDAR
La campagne aérienne a été réalisée les 1 et 3 juillet 2006 pour deux secteurs situés sur la côte nord de la Baie des Chaleurs. Ce début d‘été fut retenu car c‘est le moment adéquat pour la réalisation de relevés des habitats benthiques dans cette région : les couvertures de glace et de neige sont inexistantes, la végétation s‘est bien développée et les conditions météorologiques sont, en moyenne, clémentes. Le relevé a été effectué sur deux journées en raison des fenêtres de disponibilité sans averses. Afin d‘éviter une perte inutile de temps lors des virages de repositionnements sur la grille de vol, l‘avion prospecta les deux sites d‘intérêt dans la même journée en interpolant une ligne de vol de l‘un avec une autre ligne de vol de l‘autre.
Les relevés SHOALS sont effectués par la société Optech inc. au moyen du système SHOALS-3000 utilisant quatre composants majeurs.
Le capteur LIDAR : englobant les deux sources laser, le scanner, les interfaces de numérisation et digitalisation du signal ainsi qu‘une caméra numérique couleur. À noter que cette dernière enregistre des images orthorectifiées, à la fréquence de 1 Hz et bénéficie d‘une résolution de 25 cm par pixel à une altitude de 400 m. De plus, dans le but de maintenir une température précise, i.e., 37 ± 2°C, malgré les variations environnementales et internes, est implanté un circuit fermé de refroidissement dans lequel s‘écoule une solution Optishield Corrosion Inhibitor de 50/40/10 éthylène/glycol/eau (Optech, 2004). Ainsi, l‘énergie attribuée à l‘impulsion laser reste homogène en dépit des fluctuations thermiques environnantes.
Power Distribution Unit (PDU) : il s‘agit du groupe d‘alimentation énergétique du système.
Aircraft Positioning System (APS) : composé de la centrale inertielle (IMU) mesurant le cap, le tangage et le roulis de l‘aéronef à 200 Hz et des deux systèmes de positionnement à 1 Hz, le DGPS et le Kinematic GPS (KGPS). Le KGPS apporte une précision inférieure à 5 cm alors que l‘exactitude du DGPS avoisine 20 cm. De plus, le KGPS, grâce à son positionnement dans les trois dimensions, s‘affranchit des contraintes du niveau de la surface de l‘eau alors que le DGPS nécessite la connaissance des flux de marée pour corriger la position verticale de l‘aéronef. En revanche, l‘utilisation du KGPS n‘est valable qu‘avec la référence d‘un repère géodésique terrestre de premier ordre et requiert un traitement ultérieur tandis que le DGPS, en phase porteuse, ne demande aucune balise terrestre et le calcul des positions s‘effectue en temps réel. Ce calcul différentiel peut s‘opérer à l‘aide (i) d‘une station fixe, (ii) de la radio ou (iii) des satellites.
System Control And Data Acquisition (SCADA) : est la pierre angulaire du SHOALS. Il contrôle, d‘une part, les lasers et, d‘autre part, l‘enregistrement des données. Ce composant central se constitue d‘un ordinateur, d‘une unité de stockage des données et d‘un moniteur afin que le pilote visualise les lignes de vol, préalablement définies. Effectivement, Optech (2004) a conçu un logiciel de planification des tâches et paramètres, i.e., lignes directrices et altitudes des survols, salinité et turbidité de l‘eau. Après la phase d‘acquisition des données, elles subissent des analyses et des corrections qui sont, pour la plupart du temps, relatives aux positionnements. Il s‘agit, actuellement, de la phase la plus laborieuse du traitement, le rapport temps de vol / traitement des données est proche de l‘unité.
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Table des matières
Liste des tableaux
Liste des abréviations et symboles
PARTIE 1 : SYNTHÈSE
Chapitre 1. Introduction
1.1 Contexte
1.2 Problématique
1.3 Objectif principal
1.4 Objectifs spécifiques
1.5 Organisation de la synthèse
Chapitre 2. Les composantes de la dialectique
2.1 Écologie du paysage
2.1.1 Développement de l‘écologie du paysage
2.1.2 Théories
2.1.3 L‘environnement littoral : écocline terre-mer
2.1.4 Écologie du paysage littoral
2.2 La technologie LiDAR
2.2.1 Principe général
2.2.2 LiDAR bathymétrique
2.2.2.1 Justification
2.2.2.2 Principe de fonctionnement
2.3 Les applications LiDAR au littoral
2.3.1 Prospections intertidales
2.3.2 Études infralittorales
Chapitre 3. Adaptation et développements du LiDAR ubiquiste pour la cartographie des habitats intertidaux et infralittoraux de la Baie des Chaleurs (Gaspésie, Québec, Canada)
3.1 Description générale des paramètres environnementaux
3.1.1 Situation géographique
3.1.2 Contextes géologique et géomorphologique
3.1.2.1 Les roches sédimentaires
3.1.2.2 Les dépôts quaternaires
3.1.2.3 Le système côtier actuel
3.1.3 Contexte hydrodynamique
3.1.3.1 La marée
3.1.3.2 Les houles
3.1.4 Les conditions climatiques et météorologiques
3.2 Acquisition des données : de l‘échelle zonale générale à l‘échelle stationnelle
3.2.1 Le relevé LiDAR
3.2.1.1 Paramètres communs aux deux modes
3.2.1.2 Le mode hydrographique
3.2.1.3 Le mode topographique
3.2.1.4 Les formes d’onde retour
3.2.1.5 Le traitement des données
3.2.2 La campagne de terrain : échelle stationnelle
3.3 L‘étage infralittoral
3.3.1 Vérités-terrain infralittorales
3.3.2 Forme d‘onde benthique et classification
3.3.3 L‘apport de la géostatistique
3.3.4 L‘influence de l‘échelle spatiale
3.4 L‘étage intertidal
3.4.1 L‘indice de végétation
3.4.2 La succession écologique du schorre
3.4.3 La cartographie des habitats littoraux intertidaux
3.5 Le littoral : jonction des étages intertidal et infralittoral
3.5.1 La cartographie des habitats littoraux
3.5.2 La complexité structurale des habitats littoraux
Chapitre 4. Conclusions
PARTIE 2 : PUBLICATIONS
Chapitre 1. Étage Infralittoral
1.1 Article 1 : Mapping the shallow water seabed habitat with the SHOALS
INTRODUCTION
SHOALS SYSTEM
METHODOLOGY
Study site
The underwater ground-truthing
De-noising and non-linear regression
Data analysis
RESULTS
Ground-truth sampling
SHOALS bathymetry
SHOALS classifications
DISCUSSION
Acknowledgments
References
1.2 Article 2 : Integration of local spatial statistics and textural features for benthic classification of bathymetric LiDAR images
INTRODUCTION
SHOALS SYSTEM
METHOD
Study site
The underwater ground-truthing
Signal processing of return waveform
Benthic waveform classifications
Geostatistical analysis
Contribution of the local spatial statistics and the textural features
RESULTS
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