Évolution de la neige, de la glace et du pergélisol à l’échelle du Canada

D’après une analyse de multiples ensembles de données visant la période de 1981 à 2015, la FMN (représentant la proportion des journées de chaque mois où la neige était présente au sol) a diminué de 5 % à 10 % dans la majeure partie du Canada pendant la plupart des saisons (Mudryk et coll., 2018¹¹²; voir la figure 5.2), notamment, pour l’Est du Canada, au printemps (avril, mai et juin), et, pour la majeure partie de l’étendue terrestre canadienne, à l’automne (octobre, novembre et décembre). Cette perte du manteau neigeux est compatible avec des études antérieures utilisant des ensembles de données recueillis sur place et visant une plus longue période (Brown et Braaten, 1998²⁰; Vincent et coll., 2015¹⁸⁹); toutefois, la période de 1981 à 2015 se caractérise par de fortes réductions du manteau neigeux pendant la période d’apparition de la neige dans l’Est du Canada, en réaction au réchauffement automnal accru (conformément à Brown et coll., 2018²⁵). Les tendances en baisse de la FMN aux hautes latitudes au Canada vont dans le même sens que la réduction documentée de la durée d’enneigement (DE; le nombre de jours d’enneigement), dans toutes les régions terrestres circumpolaires de l’Arctique, de deux à quatre jours par décennie (soit d’environ 1 % à 2 % par décennie, en supposant que la durée d’enneigement moyenne est de 250 jours) (Brown et coll., 2017²⁶). Certaines études (Derksen et Brown, 2012³⁵; Derksen et coll., 2016³⁶; Brutel-Vuilmet et coll., 2013²⁷; Hernández-Henríquez et coll., 2015⁶⁷; Mudryk et coll., 2017¹¹⁴) ont mis au jour des pertes de manteau neigeux au printemps légèrement supérieures à celles indiquées dans la figure 5.2, puisque d’autres ensembles de données et périodes ont été envisagés. Malgré ces différences, toutes les études faisaient systématiquement état de réductions de la FMN au printemps.

Une analyse de la température de surface d’après un mélange de six ensembles de données issus d’une nouvelle analyse atmosphérique a montré que des tendances de réchauffement au cours de la période de 1981 à 2015 se manifestent dans toutes les zones terrestres canadiennes présentant une réduction de la FMN (Mudryk et coll., 2018¹¹²). Des tendances de refroidissement en hiver et au printemps sont associées aux régions où la FMN est en hausse (voir la figure 5.2). Les observations des stations climatiques dans les régions où les tendances de la FMN étaient en hausse de 1981 à 2015 ont également montré une diminution de la profondeur maximale de la neige et de la DE au cours de la période plus longue de 1950 à 2012 (Vincent et coll., 2015¹⁸⁹); ainsi, les tendances positives de 1981 à 2015 font état de la variabilité naturelle de la température de surface et des précipitations régionales.

Même si les renseignements sur la FMN sont importants afin de cerner les changements des endroits où la neige recouvre le sol, du point de vue des ressources hydriques, il est important de comprendre la quantité d’eau qui est emmagasinée sous forme de neige. On le détermine à partir de l’EEN_max préalable à la fonte. L’EEN_max a diminué de 5 % à 10 % dans une grande partie du Canada au cours de la période de 1981 à 2015, d’après l’analyse de multiples ensembles de données, qui est montrée dans la figure 5.3 (Mudryk et coll., 2018¹¹²). Cela est compatible avec les tendances de la profondeur de la neige d’après les mesures de la surface (Brown et Braaten, 1998²⁰; Vincent et coll., 2015¹⁸⁹) et d’autres études d’observation (par exemple, Mudryk et coll., 2015¹¹³). Les augmentations de l’EEN_max sont évidentes dans certaines parties de la Colombie‑Britannique, de l’Alberta et du sud de la Saskatchewan. Les influences des changements de température et de précipitations doivent être séparées pour comprendre les mécanismes à l’origine des tendances de l’EEN_max (Raisanen, 2008¹⁴⁰; Brown et Mote, 2009²⁴; Mankin et Diffenbaugh, 2014¹⁰⁵; Sospedra-Alfonso et Merryfield, 2017¹⁶⁶).

Les projections des températures de surface à l’échelle du Canada à court terme selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) montre un réchauffement, pendant toutes les saisons, de la moyenne de l’ensemble des modèles (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3), avec des diminutions simultanées de la FMN dans l’ensemble du Canada pendant toutes les saisons (figure 5.4; Mudryk et coll., 2018¹¹²). En hiver, les réductions projetées du manteau neigeux seront les plus grandes dans le sud du Canada, où les hausses de température entraînent une réduction de la chute de neige en tant que proportion des précipitations totales. Aux hautes altitudes, les températures demeureront suffisamment froides pour qu’on ne projette pas de changement de la FMN en hiver (janvier, février, mars) dans cette région en réaction au réchauffement. Pendant le printemps, la région de sensibilité de la neige aux forçages des températures devrait se déplacer vers le nord alors que le manteau neigeux reculera dans la forêt boréale, la région subarctique et l’Extrême‑Arctique. Cela conduira à des tendances négatives projetées de la FMN (une perte de neige) dans ces régions au cours de la période d’avril à juin. Des différences importantes des projections du manteau neigeux au printemps entre les scénarios d’émissions font leur apparition d’ici la fin du siècle, alors que la perte de neige se stabilise selon un scénario d’émissions moyennes (RCP4.5), mais que la perte continue selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) (Brown et coll., 2017²⁶)

Les changements projetés de l’EEN_max indiquent que les réductions seront considérables (de 5 % à 10 % par décennie jusqu’en 2050, ou une perte cumulative de 15 % à 30 % sur toute la période de 2020 à 2050) dans une grande partie du sud du Canada, les changements les plus importants survenant dans les Maritimes et en Colombie‑Britannique (voir la figure 5.5). Les diminutions observées dans les Prairies, en Ontario, au Québec et dans les Maritimes sont attribuables aux températures en hausse, qui modifieront la proportion des précipitations totales qui prennent actuellement la forme de neige plutôt que de pluie (Sospedra-Alfonso et Merryfield, 2017¹⁶⁶). (Notons que les plus grandes réductions à court terme de l’EEN_max, d’après les projections des modèles climatiques, auront lieu tout juste au sud de la frontière canadienne.) Les changements projetés en Colombie‑Britannique sont compatibles avec les réductions de l’EEN_max qui sont projetées dans la Cordillère occidentale (Fyfe et coll., 2017⁴⁹). Même si l’on projette une augmentation de l’EEN_max d’ici le milieu du siècle dans l’Arctique eurasien (Brown et coll., 2017²⁶), un changement minime est projeté dans les zones terrestres de haute altitude du Canada. En effet, l’augmentation de la chute de neige devrait être compensée par les températures en hausse, qui viennent raccourcir la saison d’accumulation de neige.

La plus grande perte de neige à l’échelle du Canada qui est projetée au cours de la période de 2020 à 2050 devrait survenir dans les saisons intermédiaires (octobre et novembre, mai et juin; Thackeray et coll., 2016¹⁷⁹) (voir la figure 5.6). Au milieu de l’hiver, la variation en pourcentage de l’étendue projetée du manteau neigeux est minime parce que les températures hivernales dans les régions nordiques du Canada demeureront suffisamment froides pour soutenir le manteau neigeux et que l’étendue de la neige climatologique est supérieure en hiver, ce qui entraîne une plus faible variation en pourcentage (voir la figure 5.5). Les tendances projetées sont semblables au taux de changement qui est déjà observé pendant la période historique (voir la section 5.2.1). Les tendances d’un large ensemble de simulations venant du modèle canadien des systèmes terrestres (CanESM2) sont légèrement supérieures à la moyenne du CMIP5 obtenue de multiples modèles, puisque le réchauffement projeté est supérieur selon le modèle CanESM2 que la moyenne CMIP5 obtenue de multiples modèles (Thackeray et coll., 2016¹⁷⁹).

Pour résumer, une analyse de multiples sources de données sur la FMN venant de la télédétection et de modèles de surface du sol sur la période de 1981 à 2015 montre que la partie de l’année qui présente un manteau neigeux a diminué à l’échelle du Canada à un rythme de 5 % à 10 % par décennie. On a un degré de confiance très élevé dans ces tendances d’après l’uniformité de multiples ensembles de données et les relations quantitatives avec les tendances de la température de surface, où il y a aussi un degré de confiance élevé (voir le chapitre 4). L’accumulation de neige saisonnière a diminué à un rythme de 5 % à 10 % dans la majeure partie du Canada (de 1981 à 2015), à l’exception du sud de la Saskatchewan, de l’Alberta et de la Colombie‑Britannique (augmentations de 2 % à 5 % par décennie), provoquées par les changements de températures et de précipitations. En raison de l’incertitude accrue des sources de données sur l’accumulation de neige (comparativement à la FMN), nous avons un degré de confiance moyen dans ces tendances. Il est très probable que la durée du manteau neigeux diminuera jusqu’au milieu du siècle au Canada en raison des hausses de la température de l’air à la surface selon tous les scénarios d’émissions. Cette évaluation de la probabilité est fondée sur la sensibilité nettement établie du manteau neigeux face à la température de surface dans les observations et les modèles climatiques. Les différences du manteau neigeux printanier projeté en fonction de scénarios font leur apparition à la fin du siècle, avec une perte de neige stabilisée dans des scénarios d’émissions faibles et moyennes (RCP 2.6 et 4.5), mais une perte de neige continue dans un scénario d’émissions élevées (RCP 8.5). Une réduction de 5 % à 10 % par décennie de l’accumulation de neige saisonnière (jusqu’en 2050) est projetée dans une grande partie du sud du Canada; seuls de légers changements de l’accumulation de neige sont projetés dans les régions nordiques du Canada, étant donné que les augmentations des précipitations hivernales devraient compenser la plus courte période d’accumulation de neige. Les projets de l’EEN revêtent une plus grande incertitude (comparativement à la DE) en raison de la plus grande variation de réactions aux modèles climatiques, qui s’explique par les effets concurrents de la température et des précipitations; nous avons donc un degré de confiance moyen dans ces résultats.

Des estimations de la superficie totale de la glace et de la glace pluriannuelle sur les eaux de l’Arctique canadien peuvent être obtenues des Archives du Service canadien des glaces (ASCG), qui consistent en une intégration de divers ensembles de données, dont des mesures par satellite, des observations de surface, des rapports de trafic aérien et naval et les résultats de modèles opérationnels (voir Service canadien des glaces, 2007, et Tivy et coll., 2011a¹⁸², pour tous les détails). Il a été prouvé que ces archives présentent des estimations plus exactes de la concentration de glace marine (CGM) sur les eaux canadiennes comparativement aux estimations venant de données par satellite en micro-ondes passives (Agnew et Howell, 2003²). Une analyse des tendances des moyennes saisonnières de la CGM sur la période de 1981 à 2015 (choisie pour correspondre aux ensembles de données sur la neige décrits dans la section 5.2.1) a révélé des réductions sur les eaux canadiennes dans toutes les saisons (voir la figure 5.2). Les régions présentant les plus fortes baisses de la CGM étaient les eaux au large de l’Est du Canada, en hiver et au printemps, et l’AAC et la baie d’Hudson, en été et à l’automne. Les tendances de la CGM sont étroitement associées aux modèles de réchauffement au cours des saisons d’apparition et de croissance de la glace (d’octobre à mars). Cependant, des effets dynamiques (dont le vent, qui fait redistribuer la glace marine) influent également sur les réductions de glace observées au printemps et en été (Mudryk et coll., 2018¹¹²).

De plus, dans les ASCG, les données sur la glace totale et la glace pluriannuelle remontent à 1968, soit près de 10 ans plus tôt que la couverture par les observations de données par satellite en micro-ondes passives. Entre 1968 et 2016, la zone de glace marine, dont la moyenne a été calculée sur la période estivale, a fortement diminué dans presque toutes les régions de l’Arctique canadien, soit de près de 20 % par décennie dans certaines régions (p. ex. le détroit d’Hudson et la mer du Labrador; voir la figure 5.7). Comparativement aux tendances calculées au cours des périodes de 1968 à 2008 (Tivy et coll., 2011a¹⁸²) et de 1968 à 2010 (Derksen et coll., 2012³⁵), plus de régions connaissent maintenant d’importantes diminutions, et le taux de diminution est plus élevé dans toutes les régions, sauf la baie d’Hudson. Les plus fortes diminutions de la glace pluriannuelle se sont produites dans l’AAC (environ 9 % par décennie) et sur la mer de Beaufort (environ 7 % par décennie).

Lorsque les différences d’une année sur l’autre sont grandes en raison de la variabilité naturelle, la série chronologique de la zone de glace marine (voir la figure 5.8) montre clairement des tendances négatives. En 2012, la zone de glace marine sur la mer de Beaufort a été exceptionnellement faible, établissant un nouveau record; cette mer est devenue quasiment exempte de glace peu avant la fin de la saison de fonte (figure 5.8a; Babb et coll., 2016⁸). Cette situation s’est presque répétée en 2016. L’AAC a connu en 2011 et en 2012 des années où la faiblesse de la glace a établi un nouveau record, éclipsant celui établi précédemment en 1998 (figure 5.8b; Howell et coll., 2013⁷⁴). La baie de Baffin présente une zone de glace marine d’une faiblesse constante depuis 1999 (figure 5.8c), tandis que la zone de glace marine dans la baie d’Hudson est en baisse depuis le milieu des années 1990 (voir la figure 5.8d; Tivy et coll., 2011b¹⁸³; Hochheim et Barber, 2014⁶⁸). La modélisation a démontré que les niveaux extrêmement faibles de la CGM observés récemment dans l’Arctique ne se seraient pas produits sans les changements climatiques anthropiques (voir l’encadré 5.1).

Le déclin de la glace marine dans l’ensemble de l’Arctique canadien est provoqué par la température de l’air en hausse au printemps et par les augmentations correspondantes de la durée de la saison de fonte. Il en découle une plus grande étendue d’eau libre, une absorption accrue de la radiation solaire (qui vient contribuer davantage à la fonte de la glace), une augmentation de la température de l’eau et un englacement printanier tardif (Howell et coll., 2009a⁷²; Tivy et coll., 2011a¹⁸²; Stroeve et coll., 2014¹⁶⁸; Parkinson, 2014¹²⁷). Les changements de la couverture de la glace marine sont aussi provoqués par la circulation atmosphérique. La mer de Beaufort était jadis une région où la glace s’épaississait et vieillissait avant d’être transportée vers la mer des Tchouktches et de recirculer dans l’Arctique (Tucker et coll., 2001¹⁸⁵; Rigor et coll., 2002¹⁴²); toutefois, de nos jours, la région contribue fortement à la perte de glace pluriannuelle dans l’Arctique (Kwok et Cunningham, 2010⁹³; Maslanik et coll., 2011¹⁰⁸; Krishfield et coll., 2014⁹²; Galley et coll., 2016⁵¹). La glace est toujours isolée du bassin Canada (l’un des deux bassins océaniques de l’océan Arctique) et transportée sur la mer de Beaufort pendant les mois d’été, mais cette glace est maintenant plus jeune et plus mince, et elle fond pendant son trajet vers la mer des Tchouktches (Howell et coll., 2016a⁶⁹). L’AAC était aussi une région où la perte de glace pluriannuelle était considérable d’un point de vue historique tout au long de la saison de fonte; or les conditions de la glace pluriannuelle sont devenues plus légères au cours des dernières années (voir la figure 5.7; Howell et coll., 2015⁷¹).

L’épaisseur de la glace marine dans l’Arctique a diminué au cours des dernières années, phénomène qui est largement associé à la réduction et à l’amincissement de la fraction de la glace pluriannuelle (p. ex. Kwok et Rothrock, 2009⁹⁵; Haas et coll., 2010⁶⁵; Laxon et coll., 2013¹⁰¹; Richter-Menge et Farrell, 2013¹⁴¹; Kwok et Cunningham, 2015⁹⁴; Tilling et coll., 2015¹⁸¹). Ces études indiquent que les diminutions de l’épaisseur sont plus grandes dans la mer de Beaufort que dans la côte de l’AAC qui fait face au nord, qui renferme toujours l’une des glaces marines les plus épaisses dans le monde (Haas et Howell, 2015⁶⁴). Malheureusement, les capteurs spatiaux servant à obtenir des renseignements sur l’épaisseur de la glace recouvrant l’océan Arctique n’offrent pas une résolution spatiale suffisante pour présenter des estimations de l’épaisseur dans les chenaux étroits de l’AAC. Même si quatre lieux seulement présentent des enregistrements stables et que les mesures à divers emplacements peuvent ne pas représenter des conditions représentatives à l’échelle régionale, l’enregistrement sur place, par le Service canadien des glaces, de l’épaisseur de la glace de rive représente l’un des ensembles de données les plus anciens de l’Arctique, s’étendant sur cinq décennies. L’épaisseur maximale de la glace a fortement diminué dans trois lieux de l’AAC (la baie Cambridge, Eureka et Alert), les diminutions allant de 3,6 cm à 5,1 cm (1,7 cm) par décennie de la fin des années 1950 à 2016 (Howell et coll., 2016b⁷³). Aucune tendance importante n’a été relevée à Resolute, résultat qui est différent d’une étude réalisée antérieurement par Brown et Cote (1992 ²¹), qui faisait état d’une importante augmentation de l’épaisseur maximale de la glace à Resolute au cours de la période de 1950 à 1989.

La glace marine qui longe la côte est du Canada est saisonnière, fondant complètement chaque printemps. Un indicateur de changement robuste est la zone de glace marine saisonnière en hiver, que l’on définit comme la moyenne annuelle de janvier à mars. Le taux de diminution entre 1969 et 2016, déterminé d’après les ASCG pour toute la région de la côte est, est de 7,5 % par décennie (statistiquement significatif au niveau de 1 %; il n’y a qu’une possibilité de 1 % que la diminution soit le fruit du hasard; voir la figure 5.10). Ces données sont compatibles avec la série temporelle de données transmises par micro‑ondes, qui indique une diminution de 9,5 % par décennie au cours de la période de 1979 à 2015 (Peng et Meier, 2017¹²⁹). Il y a une variabilité régionale dans la région de la côte est, alors que le taux de diminution pour le golfe du Saint‑Laurent (8,3 % par décennie) est inférieur à celui des eaux de l’Est de Terre‑Neuve‑et‑Labrador (10,6 % par décennie), tandis que la diminution touchant la partie sud de la mer du Labrador n’est pas statistiquement significative au niveau de 5 % (il y a une possibilité de plus de 5 % que la diminution soit le fruit du hasard; voir la figure 5.10). La couverture de glace est plus importante qu’avant 1995, mais la région a aussi connu des années récentes de glace dense (en 2014 et en 2015). La variabilité de la glace marine dans cette région s’explique en grande partie par la température et par la circulation atmosphérique (c.‑à‑d. les vents) associées à l’oscillation arctique (aussi appelée le mode annulaire du Nord [voir le chapitre 2, encadré 2.5]; Deser et Tang, 2008³⁸; Peterson et coll., 2015¹³²).

Les chenaux étroits des eaux de l’Arctique canadien sont mal représentés par la résolution spatiale grossière des modèles climatiques. Même si l’incertitude des projections de modèles est donc plus grande pour l’AAC que pour l’ensemble de l’Arctique, une évaluation de simulations historiques montre que l’ensemble de multiples modèles CMIP5 (voir le chapitre 3, encadré 3.1) offre toujours un fondement quantitatif permettant de projeter les conditions futures de la glace marine (Laliberté et coll., 2016⁹⁶). Selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5), les projections de multiples modèles CMIP-5 indiquent des réductions généralisées de la CGM dans les saisons de la fonte de glace (l’été) et de la formation de glace (l’automne) (Mudryk et coll., 2018¹¹²; voir la figure 5.4). Pour la côte est, des conditions quasiment exemptes de glace sont projetées durant les mois d’hiver d’ici le milieu du siècle selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5). Ces projections revêtent une certaine incertitude en raison des changements éventuels relatifs au transport de la glace marine de l’Arctique à la côte est (Loder et coll., 2015¹⁰³).

La probabilité et le moment des conditions futures exemptes de glace marine sont sensibles à la définition d’« exempt de glace » (Laliberté et coll., 2016⁹⁶). Lorsque l’on utilise un seuil de superficie de glace de 5 %, il y a une probabilité de 50 % que toutes les régions canadiennes soient exemptes de glace marine en septembre d’ici 2050 selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5; voir la figure 5.11). La probabilité que toutes les régions soient exemptes de glace est semblable pour le mois d’août, mais plus basse pour les mois d’octobre et de novembre. La baie d’Hudson, qui est déjà en grande partie exempte de glace en août et en septembre, a une probabilité élevée d’être exempte de glace durant quatre mois consécutifs (d’août à novembre) d’ici 2050. D’après une définition de 30 % d’étendue de glace, des conditions exemptes de glace plus persistante sont projetées. Il est projeté que la baie de Baffin soit exempte de glace d’août à octobre, et la mer de Beaufort et l’AAC pourraient être exemptes de glace en août et en septembre d’ici 2050.

La probabilité de conditions exemptes de glace en été dans la partie centrale de l’Arctique est reliée à l’ampleur des hausses projetées de la température mondiale. La probabilité de conditions exemptes de glace est beaucoup plus élevée dans le cas d’un réchauffement mondial de 2 °C comparativement à un réchauffement de 1,5 °C (Jahn, 2018⁷⁷; Sigmond et coll., 2018¹⁵⁶). La région située au nord de l’AAC et du Groenland sera le dernier refuge de la glace marine estivale (y compris la glace pluriannuelle) dans l’Arctique en été (Wang et Overland, 2012¹⁹³; Laliberté et coll., 2016⁹⁶); ainsi, la glace dérivera toujours dans le passage du Nord‑Ouest, où elle constituera un danger de navigation pour la navigation maritime, même lorsque l’océan Arctique est exempt de glace en été (voir la FAQ 5.1 : Où se trouvera la dernière étendue de glace marine dans l’Arctique?).

Pour résumer, l’environnement de la glace marine dans l’Arctique a profondément changé au cours des dernières décennies (Barber et coll., 2017¹⁰). La glace marine pluriannuelle qui survit à la fonte estivale est remplacée par une glace marine saisonnière plus mince qui fond en été. La zone de glace marine en été (surtout la glace pluriannuelle) a diminué dans tout l’Arctique canadien dans une proportion de 5 % à 20 % par décennie (de 1968 à 2016, selon la région); la zone de glace marine en hiver a diminué dans l’Est du Canada (de 7,6 % par décennie, de 1969 à 2016). Nous avons un degré de confiance très élevé dans ces tendances, qui ont été formulées par des analystes qualifiés d’après des graphiques du Service canadien des glaces qui présentent des renseignements sur la glace marine propres à l’échelle régionale. Il est très probable que des réductions continues de la glace marine en été et à l’automne à l’échelle de l’Arctique canadien, et de la glace marine en hiver dans les eaux au large de l’Est du Canada, entraînent des hausses de température selon tous les scénarios d’émissions. La plupart des régions marines de l’Arctique canadien pourraient être exemptes de glace marine durant au moins un mois en été d’ici 2050 (degré de confiance élevé), d’après des simulations de modèles CMIP5. Nous avons un degré de confiance très élevé dans l’énoncé selon lequel la région située au nord de l’AAC et du Groenland sera la dernière région où une épaisse glace pluriannuelle sera présente dans l’Arctique durant l’été. D’après la compréhension actuelle de la dynamique de la glace marine, fondée sur des observations par satellite, cette glace pluriannuelle continuera de dériver sur les eaux canadiennes.

Le réchauffement climatique, combiné avec des périodes de réduction des précipitations dans l’Ouest du Canada, a contribué à un amincissement total de 30 m à 50 m des glaciers de la Cordillère du Sud depuis le début des années 1980 (voir la figure 5.13) (Zemp et coll., 2015¹⁹⁷). Au milieu des années 1980, les glaciers du parc provincial Garibaldi, dans le sud de la Colombie‑Britannique, s’étaient contractés d’une superficie de 208 km² depuis l’étendue maximale de 505 km² du Petit Âge glaciaire, avec un rétrécissement accéléré de 52 km² supplémentaires (ou 7 % du maximum du Petit Âge glaciaire) d’ici 2005 (Koch et coll., 2009⁸³). L’étendue des glaciers sur plusieurs sites dans les parties centrales et du sud des Rocheuses canadiennes a diminué d’environ 40 % de 1919 à 2006 (Tennant et coll., 2012¹⁷⁸). Les glaciers du champ de glace Columbia, dans les Rocheuses canadiennes, ont aussi connu des changements radicaux de 1919 à 2009, perdant 22,5 % de leur superficie totale tout en reculant de plus de 1,1 km en moyenne (Tennant et Menounos, 2013¹⁷⁷). Des photos aériennes montrent que tous les glaciers de la chaîne Cariboo, en Colombie‑Britannique, ont reculé au cours de la période de 1952 à 2005, avec une perte d’étendue de surface d’environ 11 % (Beedle et coll., 2015¹⁵). Dans l’Est du Canada, les petits glaciers alpins des monts Torngat, au Labrador (voir l’emplacement dans la figure 5.13) ont rapetissé de 27 % entre 1950 et 2005, le taux d’amincissement allant jusqu’à 6 m par année sur les 22 km² de glaciers qui restent dans cette zone (Barrand et coll., 2017¹²).

Les glaciers et les champs de glace recouvrant environ 10 000 km² du Yukon ont diminué d’une superficie d’environ 22 % entre 1957 et 2007 et se sont amincis de 0,78 m d’équivalent en eau (plage d’incertitude de 90 % allant de 0,44 m à 1,12 m par année), apportant une contribution de 1,12 mm (plage d’incertitude de 90 % allant de 0,63 mm à 1,61 mm) au niveau de la mer mondial au cours de cette période (Barrand et Sharp, 2010¹¹). Le bilan de masse des glaciers, mesuré dans trois sites de surveillance en Alaska (tous dans un rayon de 300 km du champ de glace de Kluane, au Yukon), indique que le bilan de masse des glaciers dans cette région est rapidement passé de positif à négatif à la fin des années 1980 (Wolken et coll., 2017¹⁹⁵).

La surveillance à long terme des glaciers sur place indique une tendance de perte considérable des glaciers et des calottes glaciaires dans l’AAC à compter du début des années 1990 (voir la figure 5.13). L’accélération de l’amincissement des glaciers dans cette région au milieu des années 2000 coïncidait avec des hausses du réchauffement en été, provoquées par l’advection de masses d’air chaud de l’Arctique en provenance d’altitudes plus au sud (Sharp et coll., 2011¹⁵⁴; Mortimer et coll., 2016¹¹¹). D’après les mesures par satellite et les modèles de bilan massif en surface, la perte de masse totale des glaciers et des calottes glaciaires dans l’AAC a plus que doublé, passant de 22 gigatonnes (Gt) par année entre 1995 et 2000 (Abdalati et coll., 2004¹) à 60 Gt par année (plage d’incertitude de 90 % allant de 52 à 66 Gt par année) au cours de la période de 2004 à 2009 (Gardner et coll., 2013⁵²), et à 67 Gt par année (plage d’incertitude de 90 % allant de 61 Gt à 73 Gt par année) au cours de la période de 2003 à 2010 (Jacob et coll., 2012⁷⁶), les pertes de masse continuant de s’accélérer jusqu’en 2015 (Harig et Simons, 2016⁶⁶). D’après les évaluations les plus récentes du changement relatif régional aux glaciers, la fonte des glaciers dans l’AAC a apporté une contribution de 0,16 mm par année à l’augmentation du niveau de la mer mondial depuis 1995, représentant 23 % de la contribution des Inlandsis du Groenland et 75 % de l’Inlandsis de l’Antarctique (Gardner et coll., 2013⁵²; Shepard et coll., 2012¹⁵⁵; Sharp et coll., 2016¹⁵³).

La calotte glaciaire de Barnes sur l’île de Baffin, le dernier vestige de l’Inlandsis Laurentides qui recouvrait la majeure partie du Canada pendant la dernière glaciation, a perdu 17 % de sa masse de 1900 à 2010 (Gilbert et coll., 2016⁵⁴). Environ 10 % de l’étendue totale de la glace de l’AAC est composée de petites calottes glaciaires stagnantes (les plus vieilles ont moins de 3 000 ans), situées presque entièrement sous la ligne altimétrique d’équilibre régionale, ce qui veut dire que ces glaces n’ont pas de zone d’accumulation et connaissent un amincissement net sur toute leur étendue pendant la plupart des années. Ces calottes glaciaires se rétrécissent (Serreze et coll., 2017¹⁵¹) et se fragmentent rapidement (Burgess, 2017²⁸), beaucoup d’elles étant censées disparaître complètement au cours des prochaines décennies. D’un âge semblable aux petites calottes glaciaires, on trouve les plates‑formes de glace du nord de l’île d’Ellesmere, qui sont composées de glace de glacier flottant et/ou de vieille glace marine très épaisse. La superficie de ces plates‑formes de glace a diminué d’environ 90 % depuis 1900 (plus de 50 % de cette perte a eu lieu depuis 2003), et les plates‑formes ne devraient survivre que pendant la prochaine une ou deux décennies à venir (Mueller et coll., 2017¹¹⁵).

Comme bien d’autres glaciers du monde, les glaciers du Canada sont en déséquilibre par rapport aux conditions climatiques actuelles et continueront de perdre de leur masse pendant l’avenir prévisible. Le réchauffement estival dans l’Arctique a provoqué la fonte extrême des calottes glaciaires et des glaciers au cours des deux dernières décennies, faisant en sorte que cette région représente le troisième facteur cryosphérique en importance quant à l’incidence sur la hausse mondiale du niveau de la mer (après les Inlandsis du Groenland et de l’Antarctique).

Les projections des modèles climatiques indiquent que l’Ouest du Canada et des États‑Unis mis en ensemble (regroupés dans de nombreuses études en raison de leur domaine montagneux semblable) pourraient perdre environ 85 % (plage d’incertitude de 90 % allant de 74 % à 96 %) du volume de 2006 des glaciers d’ici la fin du siècle selon un scénario d’émissions moyennes (RCP4.5). Selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5), cette perte pourrait être de plus de 95 % (Radic et coll., 2014¹³⁹). Les glaciers des chaînes côtières de l’Ouest du Canada devraient perdre 75 % (plage d’incertitude de 90 % allant de 65 % à 85 %) de leur étendue de glace de 2005 et 70 % (plage d’incertitude de 90 % allant de 60 % à 80 %) de leur volume d’ici 2100 d’après la moyenne de quatre scénarios d’émissions (RCP2.6, 4.5, 6.0, 8.5) (Clarke et coll., 2015³¹). Les glaciers de l’intérieur occidental canadien devraient perdre plus de 90 % de leur volume de 2005 selon tous les scénarios, sauf un scénario de faibles émissions (RCP2.6) (Clarke et coll., 2015³¹). Ces changements, conjointement avec la perte projetée du manteau neigeux alpin, auront une incidence sur les ressources hydriques régionales (Fyfe et coll., 2017⁴⁹; voir le chapitre 6, section 6.2). Les rivières alimentées par les glaciers peuvent connaître des périodes de débit accru en raison des contributions accrues de l’eau de fonte dans un climat en réchauffement; toutefois, cette réaction est limitée, et la perte de masse des glaciers associée au réchauffement devrait entraîner une réduction du débit fluvial en été d’ici le milieu du siècle (Clarke et coll., 2015³¹). Le rythme et le moment de cette transition auront des conséquences importantes pour la qualité et la température de l’eau des ruisseaux et des rivières, ainsi que pour la disponibilité de l’eau pour les usages humains, comme la production d’hydroélectricité et l’agriculture.

D’après les modèles de glace terrestre régionale, on projette que les glaciers et les calottes glaciaires dans l’Arctique canadien perdront 18 % de leur masse totale d’ici 2100 (Radic et coll., 2014¹³⁹; par rapport à une masse de bases de référence estimée par Radic et Hock, 2011¹³⁸) selon un scénario d’émissions moyennes (RCP4.5), ce qui correspond à une augmentation de 35 mm du niveau de la mer mondial (Lenaerts et coll., 2013¹⁰²; Marzeion et coll., 2012¹⁰⁷). Cette perte de volume de la glace terrestre dans l’Arctique canadien d’ici 2100 apportera une contribution de 41 mm d’équivalent en niveau de la mer (plage d’incertitude de 90 % allant de 26 mm à 56 mm) selon le scénario RCP4.5, et de 57 mm d’équivalent en niveau de la mer (plage d’incertitude de 90 % allant de 39 mm à 75 mm) d’après un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) (Radic et coll., 2014¹³⁹). La densification du névé (neige granuleuse partiellement compactée qui se trouve au stade intermédiaire entre la neige et la glace glaciaire) à altitude élevée a fait en sorte de réduire ou d’éliminer la capacité d’emmagasinage intérieur des grandes calottes glaciaires (de plus de 2 000 km²) dans cette région, venant ainsi augmenter la sensibilité de celles‑ci au réchauffement futur (Noël et coll., 2018¹²³). D’après les scénarios de la perte observée au cours des dernières décennies, bon nombre des petites calottes glaciaires restantes (de moins de 2 000 km²) et des plates‑formes de glace dans l’Arctique canadien devraient disparaître d’ici 2100.

Pour résumer, les glaciers arctiques et alpins du Canada se sont amincis au cours des trois à cinq dernières décennies en raison des températures de surface en hausse (degré de confiance très élevé). Même si l’échantillonnage spatial est limité, ces tendances à long terme du changement de l’épaisseur des glaciers ont été mesurées chaque année en suivant des protocoles normalisés, et elles concordent avec l’approche de la télédétection et celle fondée sur des modèles. De multiples évaluations effectuées à l’aide de données de satellite et de modèles montrent que la perte de masse des glaciers et des calottes glaciaires dans l’Arctique canadien représente le premier facteur cryosphérique en importance quant à l’incidence sur la hausse mondiale du niveau de la mer (après les Inlandsis du Groenland et de l’Antarctique; degré de confiance très élevé). D’après un modèle de bilan de masse régional forcé par des scénarios climatiques futurs, les glaciers à l’échelle de la Cordillère de l’Ouest devraient perdre jusqu’à 85 % de leur volume d’ici la fin du siècle (degré de confiance élevé). Cela conduira à un déclin de l’écoulement d’eau de fonte glaciale dans les rivières et les ruisseaux, bien que nous n’ayons qu’un degré de confiance moyen dans les répercussions absolues sur la disponibilité de l’eau douce en raison de plusieurs autres facteurs contribuant aux changements projetés du débit fluvial (voir le chapitre 6, section 6.2). D’après les données de sortie de divers modèles indépendants, les glaciers et les calottes glaciaires dans l’Arctique canadien perdront 18 % de leur masse totale d’ici la fin du siècle et continueront donc d’apporter une contribution importante à l’augmentation du niveau de la mer mondial au‑delà de 2100 (degré de confiance élevé). Les petites calottes glaciaires et plates‑formes de glace de l’Arctique canadien rapetissent rapidement. D’après les changements observés au cours des dernières décennies, ainsi que la sensibilité des calottes glaciaires et des plates‑formes de glace aux hausses de température projetées, on s’attend à ce que la plupart de celles‑ci disparaissent bien avant 2100 (degré de confiance très élevé).

Des observations de surface montrent que la débâcle de la glace se produit plus tôt, et que l’englacement apparaît plus tard, sur les petits lacs du sud du Québec, de l’Ontario, du Manitoba et de la Saskatchewan (Brown et Duguay, 2010²²). Une tendance de déclin important de la couverture de la glace maximale annuelle a été observée pour les Grands Lacs laurentiens au cours de la période de 1973 à 2010 (déclin de 71 % pour tous les Grands Lacs laurentiens), les plus grands déclins se produisant sur le lac Ontario (88 %), le lac Supérieur (79 %) et le lac Michigan (77 %) (Wang et coll., 2012¹⁹¹). Les années de glace dense de 2014, 2015 et 2018, toutefois, font en sorte qu’il n’y ait pas de tendance enregistrée pour la période complète de 1973-2018 (figure 5.14). La plus grande variation d’une année sur l’autre est associée aux oscillations arctique et nord‑atlantique (OA, ONA) ainsi qu’à l’El Niño-Oscillation australe (ENSO) (voir le chapitre 2, encadré 2.5). Par exemple, le niveau maximal de la couverture de la glace pendant l’hiver 2011–2012, qui a établi un nouveau record, s’est produit pendant une forte OA/ONA de phase positive et pendant la phase froide de l’ENSO (le phénomène La Niña) (Bai et coll., 2015⁹). La question de savoir si la couverture de la glace variable contribue aux hausses observées de la température de l’eau dans les Grands Lacs laurentiensest une matière à débat. Des constatations récentes donnent à penser que les changements relatifs à la couverture de la glace des lacs en hiver ne jouent qu’un rôle mineur dans la tendance de réchauffement observée (Zhong et coll., 2016²⁰²), tandis que la durée de la couverture de la glace a été reliée à la température de surface de l’eau en été (surtout dans les zones proches des côtes), où les lacs ont été examinés à une échelle spatiale plus fine (Mason et coll., 2016¹⁰⁹).

Les mesures par satellite montrent que les lacs de l’Arctique canadien connaissent aussi une arrivée précoce de la glace minimale (la dernière date de la présence de la couverture de la glace flottante sur la surface des lacs) et que l’eau y est exempte de glace plus tôt (voir la figure 5.15; voir aussi Duguay et coll., 2006⁴⁴; Prowse, 2012¹³⁴; Cooley et Pavelsky, 2016³³). Ces changements sont compatibles avec une évaluation circumpolaire récente qui montrait qu’environ 80 % des lacs de l’Arctique avaient connu un déclin de la durée de la couverture de la glace de 2002 à 2015 en raison de l’englacement tardif et de la débâcle précoce (Du et coll., 2017⁴⁰). Les résultats du nord de l’Alaska (qui sont probablement semblables à ceux du Nord-ouest du Canada) montrent que la glace des lacs a commencé à s’amincir au cours des dernières décennies (Alexeev et coll., 2016³). De 1992 à 2011, le tiers environ des lacs peu profonds, où, d’un point de vue historique, le volume d’eau au complet gelait sur le lit d’ici la fin de l’hiver s’est changé en glace flottante (Arp et coll., 2012⁷; Surdu et coll., 2014¹⁷³). Le lac le plus au nord du Canada, le lac Ward Hunt (situé sur l’île Ward Hunt), avait maintenu une couverture de glace continue à longueur d’année pendant de nombreuses décennies jusqu’aux étés très chauds de 2011 et de 2012, où la couverture de la glace a entièrement fondu (Paquette et coll., 2015¹²⁶). Cette perte de couverture de la glace d’eau douce pluriannuelle s’est produite presque en même temps que la chute de la plate‑forme de glace de Ward Hunt située à proximité (Mueller et coll., 2009¹¹⁶; Veillette et coll., 2010¹⁸⁸). Une analyse d’une série temporelle sur 15 ans (de 1997 à 2011) d’imagerie radar et d’imagerie spatiale optique présente d’autres preuves selon lesquelles certains des lacs des parties du centre et de l’est de l’Extrême‑Arctique canadien sont en période de transition, allant de la couverture de glace continue (à longueur d’année) à la couverture de glace saisonnière (Surdu et coll., 2016¹⁷⁴).

Il est difficile de présenter une évaluation des changements relatifs à la glace des rivières à l’échelle du Canada, et ce, en raison du peu d’observations existantes et du manque d’évaluations récentes des données disponibles. Il existe des preuves d’une débâcle précoce de la glace des rivières, ce qui va dans le même sens que les hausses de la température de surface (Prowse, 2012¹³⁴). Toutefois, on ne comprend pas entièrement l’incidence qu’auront, sur l’embâcle glaciaire et les inondations, les changements d’origine climatique relatifs à la phénologie et à l’épaisseur de la glace, combinée avec les régimes d’écoulement saisonnier en évolution (voir le chapitre 6, section 6.2) et l’influence des processus hydrauliques (c.‑à‑d. la résistance changeante de la glace) (Beltaos et Prowse, 2009¹⁶).

Les changements relatifs à la glace des lacs ne peuvent être projetés qu’indirectement, puisque les modèles de lacs ne sont pas intégrés aux modèles climatiques mondiaux et que les lacs individuels ne sont pas résolus spatialement. Lorsqu’ils sont forcés par un climat futur selon un scénario d’émissions moyennes (RCP4.5), les modèles de glace des lacs projettent que la débâcle printanière aura lieu de 10 à 25 jours plus tôt d’ici le milieu du siècle (comparativement à la période de 1961 à 1990) et que l’englacement aura lieu jusqu’à 15 jours plus tard dans l’ensemble du Canada (Brown et Duguay, 2011²³; Dibike et coll., 2012³⁹) (figure 5.16). Cela entraîne une réduction de 15 à 40 jours de la durée de la couverture de la glace dans une grande partie du pays. Des réductions plus extrêmes jusqu’à 60 jours sont projetées dans les régions côtières. L’éventail de changements projetés s’explique par la variabilité régionale des changements relatifs à la température et à la chute de neige, ainsi que par des variables propres aux lacs comme la taille et la profondeur. Les Grands Lacs laurentiens peuvent être résolus par des modèles de lacs si l’on réduit l’échelle des données sur les forçages climatiques. Cette approche a produit des résultats cohérents : la durée de la couverture de la glace est réduite de 25 à 50 jours sur tous les Grands Lacs laurentiens d’ici le milieu du siècle en raison de l’englacement tardif et de la fonte précoce (Gula et Peltier, 2012⁶²). L’épaisseur de la glace saisonnière moyenne devrait diminuer de 10 cm à 50 cm d’ici le milieu du siècle, avec une diminution plus marquée dans la partie est de l’Extrême‑Arctique canadien (Brown et Duguay, 2011²³).

Le réchauffement devrait provoquer une débâcle précoce de la glace des rivières au printemps, et ce, en raison de la force mécanique réduite de la glace et de l’apparition précoce du débit de pointe (Cooley et Pavelsky, 2016³³). Une débâcle plus fréquente au milieu de l’hiver et des événements d’embâcle associés sont à prévoir (Beltaos et Prowse, 2009¹⁶), même si les changements projetés des propriétés de la glace des rivières peuvent réduire les obstructions de glace pendant le passage de la crue printanière (le débit accru s’expliquant par la fonte de neige et de glace au printemps) (Prowse et coll., 2010¹³⁶). Une saison de couverture de glace plus courte et une épaisseur plus réduite de la glace peuvent influer la sécurité alimentaire dans les collectivités nordiques en rendant moins fiables les itinéraires de chasse traditionnels fondés sur la glace et en rendant moins sécuritaires les déplacements sur la glace. La fiabilité et la prévisibilité des chemins de glace à titre de voies d’approvisionnement pour les collectivités et les sites de développement dans le Nord du Canada ne dépendent pas entièrement du climat, puisque ces chemins de glace sont partiellement travaillés chaque saison (c.‑à‑d. que la neige est retirée pour accélérer la croissance de la glace). Cependant, il y a eu des cas où la saison de navigation sur les routes de glace a été gravement limitée en raison du temps inhabituellement doux au début de l’hiver (Sturm et coll., 2016¹⁷¹). La durée opérationnelle saisonnière de ces routes de glace devrait diminuer sous l’effet du réchauffement en hiver (Perrin et coll., 2015¹³¹; Mullan et coll., 2017¹¹⁷).

Pour résumer, la durée de la couverture saisonnière de la glace sur les lacs est en déclin dans l’ensemble du Canada en raison de la formation de glace tardive en automne et de la débâcle printanière précoce, avec des conséquences pour les services écosystémiques reliés à l’eau douce, le tourisme et les loisirs ainsi que le transport. Même si le réseau de surveillance de surface est limité, nous avons un degré de confiance élevé dans cette tendance en raison de la concordance entre les observations par satellite et les simulations historiques des modèles de glace des lacs. Il y a une tendance négative faible quant à la couverture de glace saisonnière maximale des Grands Lacs laurentiens (de 1971 à 2017); l’importante variation d’une année sur l’autre est la caractéristique principale de la série temporelle (degré de confiance très élevé). Les changements relatifs à la glace des lacs sont difficiles à projeter, puisque les modèles de lacs ne sont pas intégrés aux modèles climatiques mondiaux et que les lacs individuels ne sont pas résolus spatialement. Les estimations de la phénologie de la glace des lacs sont plutôt tirées de modèles de lacs forcés par les climats futurs projetés. Ces simulations indiquent que la débâcle de la glace des lacs aura lieu de 10 à 25 jours plus tôt d’ici le milieu du siècle, avec un retard de l’englacement automnal de 5 à 15 jours, selon le scénario d’émissions. Même si l’incidence du réchauffement des températures sur la phénologie de la glace est évidente, nous n’avons qu’un degré de confiance moyen dans ces projections en raison des nombreuses sources d’incertitude, dont la qualité des projections de la chute de neige, les limites des modèles de glace des lacs et le rôle des caractéristiques propres aux lacs comme la profondeur et la morphologie.

Les conditions du pergélisol sont difficiles à surveiller parce qu’elles ne peuvent être déterminées directement à l’aide de mesures par satellite. Elles sont en grande partie déterminées par la surveillance sur place, qui entraîne des écarts dans la distribution spatiale des sites de mesure en raison de l’inaccessibilité relative de grandes parties du Nord du Canada et de l’accent mis historiquement sur la surveillance des régions présentant un potentiel de développement d’infrastructures (comme la vallée du Mackenzie Valley; Smith et coll., 2010¹⁶³). Les changements des conditions du pergélisol au cours des dernières décennies peuvent être évalués en suivant les changements de deux indicateurs clés : la température du pergélisol et l’épaisseur de la couche active. La température au sol, mesurée au‑dessous de la profondeur, où elle varie d’une saison à l’autre, représente un bon indicateur des changements climatiques d’une décennie à un siècle, tandis que la couche active réagit aux fluctuations climatiques à court terme (Romanovsky et coll., 2010¹⁴⁴).

Dans tout le Nord du Canada, la température au sol est mesurée dans des trous de forage, généralement d’une profondeur de jusqu’à 20 m. Certains de ces sites de surveillance sont en activité depuis plus de deux décennies, tandis que de nombreux autres ont été mis en place au cours de l’Année polaire internationale (API, de 2007 à 2009) dans le but d’établir des mesures de référence de la température du pergélisol (Smith et coll., 2010¹⁶³; Derksen et coll., 2012³⁷). Une comparaison de données recueillies pendant environ cinq ans après l’établissement de la base de référence de l’API indique que le pergélisol s’est réchauffé sur de nombreux sites de la forêt boréale à la toundra (Smith et coll., 2015a¹⁶⁰), les plus grands changements touchant le pergélisol plus froid de l’est de l’Arctique et de l’Extrême‑Arctique, où les températures ont augmenté de plus de 0,5 °C sur certains sites au cours de cette brève période. La collecte de données continue a fait en sorte de prolonger la série temporelle au‑delà de 30 ans pour certains sites, permettant aux chercheurs de situer les changements survenus depuis l’API dans le contexte d’un enregistrement à plus long terme.

La température du pergélisol chaud (de plus de -2 °C) dans les parties du centre et du sud de la vallée du Mackenzie (c.‑à‑d. Norman Wells, Wrigley) a augmenté depuis le milieu des années 1980, mais le rythme d’augmentation de la température est généralement plus bas depuis 2000 – moins de 0,2 °C environ par décennie (voir la figure 5.17 et le tableau 5.1). Le faible taux d’augmentation est observé parce que la température du pergélisol est déjà proche de 0 °C dans cette région; ainsi, l’énergie est dirigée vers la chaleur latente nécessaire pour faire fondre la glace au sol plutôt que de faire hausser davantage la température. Au Yukon, une comparaison de mesures récentes de la température au sol avec celles effectuées à la fin des années 1970 et au début des années 1980 indique un réchauffement semblable d’environ 0,2 °C par décennie (Duguay, 2013⁴²; Smith et coll., 2015b¹⁶¹). À l’inverse, dans le Nord de la vallée du Mackenzie (les sites désignés Norris Ck et KC-07 dans la figure 5.17 et le tableau 5.1), les augmentations récentes de la température du pergélisol ont été de jusqu’à 0,9 °C par décennie, probablement associées aux augmentations plus marquées de la température de l’air à la surface dans cette région au cours de la dernière décennie, comparativement au sud de la vallée du Mackenzie (Wrigley, Norman Wells dans la figure 5.17; Smith et coll., 2017¹⁵⁹).

Depuis 2000, la température du pergélisol dans l’Arctique a augmenté à un rythme plus élevé que celui observé dans la région subarctique, allant d’une augmentation de 0,7 °C à 0,9 °C à une profondeur de 24 m et de plus de 1,0 °C par décennie à une profondeur de 15 m (voir le tableau 5.1), conformément aux plus grandes augmentations de la température de l’air depuis 2000 (Smith et coll., 2015a¹⁶⁰). Les courts enregistrements de sites de la région de Baffin indiquent un réchauffement à une profondeur de 10 m à 15 m depuis 2000 (voir la figure 5.17 et le tableau 5.1), mais il y a eu depuis 2012 une baisse de la température du pergélisol (Ednie et Smith, 2015⁴⁵) qui témoigne probablement de la baisse de la température de l’air dans cette région depuis 2010. Dans le Nord-du-Québec, où les mesures sur certains sites ont commencé au début des années 1990, le pergélisol continue de se réchauffer à un rythme de 0,5 °C à 1,0 °C par décennie (Smith et coll., 2010¹⁶³; Allard et coll., 2016⁴). Le pergélisol peut exister à de hautes altitudes dans les lieux plus au sud. L’occurrence la plus au sud de pergélisol au Canada, sur le mont Jacques-Cartier, dans la péninsule de Gaspé, montre une tendance de réchauffement générale à 14 m de profondeur de 0,2 °C par décennie depuis 1977 (Gray et coll., 2017⁵⁷).

Un réseau de tubes de dégel disposés partout dans la vallée du Mackenzie a fourni des renseignements sur les tendances de l’épaisseur de la couche active (ECA) entre 1991 et 2016 (voir la figure 5.18; Smith et coll., 2009¹⁶⁴). L’ECA affiche une plus grande variabilité d’une année à l’autre que la température au sol plus profonde, présentant des valeurs d’ECA plus élevées au cours d’années extrêmement chaudes comme 1998 (Duchesne et coll., 2015⁴¹). L’ECA a généralement augmenté entre 1991 et 1998, mais a diminué au cours de la décennie suivante en réaction à la baisse de la température de l’air annuelle dans la région. Depuis 2008, il y a eu une augmentation générale de l’ECA dans la vallée du Mackenzie, avec des valeurs maximales enregistrées en 2012 (Duchesne et coll., 2015⁴¹; Smith et coll., 2017¹⁵⁹). Sur les sites où le pergélisol est riche en glace, les augmentations du dégel estival ont été accompagnées d’un important tassement (affaissement) de la surface du sol (Duchesne et coll., 2015⁴¹).

Un certain nombre d’études récentes fournissent d’autres preuves des conditions changeantes du pergélisol. Les observations du changement du paysage au fil du temps, souvent d’après l’interprétation de photos aériennes ou d’imagerie satellite, ont révélé des régions subissant des processus thermokarstique, comme la formation de lacs et l’effondrement de hauts plateaux et de palses (p. ex. Olefeldt et coll., 2016¹²⁵; Kokelj et Jorgenson, 2013⁸⁵). Au cours des 50 dernières années dans le Nord-du-Québec, il y a eu une perte de monticules de pergélisol, un affaissement des lithalses et des augmentations de la taille des mares thermokarstiques (Bouchard et coll., 2014¹⁹; Beck et coll., 2015¹⁴; Jolivel et Allard, 2017⁷⁹), tandis qu’une dégradation des palses a été observée sur les monts Mackenzie des Territoires du Nord‑Ouest (Mamet et coll., 2017¹⁰⁴). Une répétition récente de l’enquête de 1964 sur les conditions du pergélisol sur le corridor de la route de l’Alaska, entre Whitehorse et Fort St. John, a indiqué que le pergélisol persiste dans les sols riches en matières organiques, mais est maintenant absent d’autres sites (James et coll., 2013⁷⁸). Les changements survenus dans la zone des lacs de la plaine Old Crow depuis 1951 ont aussi été reliés aux processus thermokarstiques (Lantz et Turner, 2015⁹⁹). Une intensification récente du glissement sous l’effet du dégel peut aussi être reliée aux changements climatiques, dont des augmentations des précipitations (Kokelj et coll., 2015⁸⁹, 2017a⁸⁷; Segal et coll., 2016¹⁴⁹; Rudy et coll., 2017¹⁴⁷). Dans le sud des Territoires du Nord‑Ouest, la disparition rapide des forêts a été attribuée au dégel du pergélisol et à l’affaissement du sol (Sniderhan et Baltzer, 2016¹⁶⁵). L’érosion des côtes de l’Arctique sous forme de glissements rétrogressifs sous l’effet du dégel peut découler d’une combinaison de processus mécaniques (action des vagues) et thermiques (réchauffement du pergélisol), qu’aggrave possiblement la hausse du niveau de la mer (voir le chapitre 7, section 7.5; Ford et coll., 2016⁴⁷; Lamoureux et coll., 2015⁹⁷; Lantuit et Pollard, 2008⁹⁸).

Les modèles climatiques projettent d’importantes augmentations de la température à la surface moyenne (d’environ 8 °C) dans toutes les régions pergélisolées actuelles d’ici la fin du XXI^e siècle selon un scénario d’émissions élevées (RCP8.5) (Koven et coll., 2013⁹⁰) (voir le chapitre 3, section 3.3.3). Même si ce réchauffement radical touchera sans doute les températures et les conditions du pergélisol (p. ex. Slater et Lawrence, 2013¹⁵⁷; Guo et Wang, 2016⁶³; Chadburn et coll., 2017³⁰), il est difficile de projeter les réductions associées de l’étendue du pergélisol d’après des simulations de modèles climatiques en raison de la représentation inadéquate des propriétés du sol (y compris la teneur en glace) et de l’incertitude associée à la compréhension de la réaction du pergélisol profond (qui peut dépasser des centaines de mètres sous la surface). Les simulations fondées sur un modèle tenant compte du pergélisol profond et influencées par des scénarios d’émissions faibles ou moyennes projettent que l’étendue recouverte de pergélisol au Canada diminuera d’environ 16 % à 20 % d’ici 2090 par rapport à la base de référence de 1990 (Zhang et coll., 2008a¹⁹⁹). Ces diminutions sont moins importantes que les projections d’autres études de modélisation qui n’examinaient que la température au sol près de la surface (Koven et coll., 2013⁹⁰; Slater et Lawrence, 2013¹⁵⁷). Ces simulations montrent aussi que le dégel du pergélisol se poursuivrait jusqu’à la fin du XXI^e siècle, même si la température de l’air se stabilisait d’ici le milieu du siècle (Zhang et coll., 2008b²⁰⁰).

D’autres effets liés au climat viennent aussi influencer la réaction future du pergélisol au réchauffement et compliquer la modélisation des conditions futures (p. ex. Kokelj et coll., 2017b⁸⁸; Romanovsky et coll., 2017a¹⁴³). Par exemple, l’intensification de la chute de pluie semble être fortement reliée au glissement sous l’effet du dégel (Kokelj et coll., 2015⁸⁹). La croissance de nouveaux arbustes sur la toundra peut favoriser l’accumulation de neige et conduire à des conditions du sol plus chaudes en hiver (Lantz et coll., 2013¹⁰⁰). Le dégel et l’affaissement des plateaux tourbeux et des palses dans les mares adjacentes viennent augmenter la dégradation générale du pergélisol, et les ravines qui se forment en raison de la détérioration des coins de glace peut entraîner une érosion thermique et une détérioration supplémentaire du pergélisol (Mamet et coll., 2017¹⁰⁴; Beck et coll., 2015¹⁴; Quinton et Baltzer, 2013¹³⁷; Godin et coll., 2016⁵⁶; Perreault et coll., 2017¹³⁰). Les dommages causés à la végétation et à la couche organique par les feux de friches (qui devraient avoir lieu plus souvent sous l’effet du réchauffement climatique) peuvent conduire au réchauffement du sol, à des augmentations de l’ECA et à la détérioration du pergélisol (Smith et coll., 2015c¹⁶²; Zhang et coll., 2015²⁰¹; Fisher et coll., 2016⁴⁶). De même, la destruction de la végétation et les perturbations de la surface causées par l’activité humaine et la construction d’infrastructures peuvent conduire au réchauffement et au dégel du sol et accroître les effets des changements de la température de l’air dans les milieux pergélisolés (Smith et Riseborough, 2010¹⁵⁸; Wolfe et coll., 2015¹⁹⁴).

Pour résumer, une grande partie du paysage du Nord du Canada a subi, ou subira bientôt, des changements entraînés par le dégel du pergélisol. La température du pergélisol augmente dans toute la région subarctique et dans tout l’Arctique canadien, et l’ECA a augmenté au cours de la dernière décennie dans la vallée du Mackenzie (degré de confiance élevé). Le rythme d’augmentation varie dans et entre les régions en raison de la variabilité des changements de la température à la surface, des propriétés du sol et des conditions de température précédentes. Nous avons un degré de confiance élevé dans ces tendances : celles‑ci sont tirées de mesures de haute qualité effectuées au moyen de trous de forage (température du pergélisol) et de réseaux de tubes de dégel (ECA), même si les mesures sont spatialement dispersées. Les changements observés de la température du pergélisol et de l’ECA concordent avec les tendances de la température de l’air à la surface régionale, mais d’autres facteurs, comme le manteau neigeux, les changements relatifs à la végétation et la perturbation, peuvent aussi moduler la réaction du pergélisol aux changements climatiques. Un changement continu du paysage dans tout le Nord du Canada qui est associé à l’expansion des masses terrestres thermokarstiques a été relevé d’après les observations à la surface et la télédétection. Nous avons un degré de confiance moyen dans l’évaluation des changements thermokarstiques : ceux‑ci sont associés à des processus bien compris reliés au dégel de pergélisol riche en glace, mais les taux de changement propres aux régions sont difficiles à déterminer. Les hausses de la température moyenne de l’air dans les régions pergélisolées qui sont projetées selon tous les scénarios d’émissions entraîneront un avertissement de réchauffement et de dégel du pergélisol dans de grandes régions du Canada d’ici le milieu du XXI^e siècle (degré de confiance élevé), avec des répercussions sur l’infrastructure nordique et le cycle de carbone. Il s’agit de la réaction prévue du pergélisol à la haute probabilité d’une augmentation de la température à la surface dans toutes les zones terrestres de l’Arctique. D’autres facteurs, comme les changements relatifs au manteau neigeux, à l’humidité de surface et à la perturbation, peuvent aussi influencer les conditions de pergélisol. La confiance dans les changements du pergélisol projetés d’après les simulations de modèles climatiques est touchée par la représentation inadéquate des propriétés du sol (dont la teneur en glace) et les incertitudes associées à la compréhension de la réaction du pergélisol profond.