Chapitre 6

Évolution de la disponibilité de l’eau douce à l’échelle du Canada

Ce chapitre évalue l’évolution passée et future liée au climat de l’écoulement de surface (écoulement fluvial), des niveaux d’eau de surface (lacs et terres humides), de l’humidité du sol et de la sécheresse, et des eaux souterraines au Canada.

Citation recommandée

Bonsal, B.R., D.L. Peters, F. Seglenieks, A. Rivera et A. Berg. « Évolution de la disponibilité de l’eau douce au Canada », chapitre 6 dans Rapport sur le climat changeant du Canada, E. Bush et D.S. Lemmen (éd.), gouvernement du Canada, Ottawa, Ontario, 2019, p. 262-342.

Auteurs

  • Barrie R. Bonsal (Environnement et Changement climatique Canada)
  • Daniel L. Peters (Environnement et Changement climatique Canada)
  • Frank Seglenieks (Environnement et Changement climatique Canada)
  • Alfonso Rivera (Ressources naturelles Canada)
  • Aaron Berg (University of Guelph)
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Messages clés du chapitre

ÉCOULEMENT DE SURFACE : ÉCOULEMENT FLUVIAL

Le moment de pointe saisonnier de l’écoulement fluvial a changé en raison du réchauffement des températures. Au cours des dernières décennies au Canada, la pointe printanière de l’écoulement fluvial après la fonte des neiges s’est produit plus tôt, avec des écoulements plus élevés en hiver et au début du printemps (degré de confiance élevé1). Dans certaines régions, on a observé une réduction des écoulements estivaux (degré de confiance moyen). Ces changements saisonniers devraient continuer, avec des décalages correspondants de régimes dominés par la fonte des neiges vers des régimes dominés par les pluies (degré de confiance élevé).

 Il n’y a pas eu de tendance cohérente des quantités annuelles d’écoulement fluvial dans l’ensemble du Canada. À l’avenir, les écoulements annuels devraient augmenter dans la plupart des bassins nordiques, mais diminuer dans les régions continentales intérieures du Sud (degré de confiance moyen).

Les inondations liées aux écoulements fluviaux résultent de nombreux facteurs et, au Canada, ceux-ci se composent principalement des précipitations excédentaires, de la fonte des neiges, des embâcles, des événements de pluie sur neige ou d’une combinaison de ces facteurs. Il n’y a pas eu de tendance spatiale cohérente de ces facteurs causant des inondations ou des événements d’inondation dans l’ensemble du pays. On s’attend à ce que les augmentations prévues des précipitations extrêmes augmentent le potentiel d’inondation urbaine future (degré de confiance élevé). Les températures plus élevées prévues entraîneront un changement vers les inondations précoces associées à la fonte des neiges printanières, aux embâcles et aux événements de pluie sur neige (degré de confiance moyen). Il reste à déterminer la manière dont les températures plus élevées et les réductions du manteau neigeux se combineront pour influer sur la fréquence et l’ampleur des inondations futures liées à la fonte des neiges.

NIVEAUX D’EAU DE SURFACE : LACS ET TERRES HUMIDES

Dans les régions du Canada où il y a suffisamment de données, il n’y a aucune indication de changements à long terme aux niveaux des lacs et des terres humides. Les niveaux futurs peuvent diminuer dans le Sud du Canada, où l’évaporation accrue peut dépasser les précipitations accrues (degré de confiance faible). Le réchauffement et le dégel du pergélisol prévus pourraient entraîner des changements futurs, y compris le drainage rapide, dans de nombreux lacs du Nord canadien (degré de confiance moyen).

HUMIDITÉ DU SOL ET SÉCHERESSE

Des sécheresses périodiques ont eu lieu dans une grande partie du Canada, mais aucun changement à long terme n’est évident. Les sécheresses futures et les déficits d’humidité du sol devraient être plus fréquents et intenses dans le sud des Prairies canadiennes et l’intérieur de la Colombie-Britannique pendant l’été, et plus importants à la fin du siècle selon un scénario d’émissions élevées (degré de confiance moyen).

EAU SOUTERRAINE

La complexité des systèmes d’eau souterraine et le manque d’information rendent difficile l’évaluation de l’évolution des niveaux des eaux souterraines depuis que les données sont recueillies. On s’attend à ce que les changements prévus à la température et aux précipitations influencent les niveaux d’eau souterraine futurs. Cependant, l’ampleur et même la direction du changement ne sont pas claires. La recharge printanière des aquifères dans la majeure partie du pays devrait se produire plus tôt à l’avenir, en raison de la fonte précoce des neiges (degré de confiance moyen).

 

Résumé

La disponibilité de l’eau douce au Canada est influencée par une multitude de facteurs : certains naturels et d’autres découlant de l’activité humaine. Les changements relatifs à la température et aux précipitations ont une forte influence, directement et indirectement, par l’évolution de la neige, de la glace et du pergélisol. Les perturbations du cycle de l’eau par les humains (barrages, déviations et prélèvements) rendent difficile le discernement des changements liés au climat. Les mesures directes des indicateurs de disponibilité de l’eau douce sont incohérentes dans l’ensemble du pays et, dans certains cas, trop rares pour évaluer les changements passés. En outre, les changements futurs sont déterminés à partir d’une multitude de modèles hydrologiques, à l’aide des résultats de nombreux modèles climatiques présentant différents scénarios d’émissions. Ces facteurs rendent difficile la réalisation d’une évaluation pancanadienne de la disponibilité de l’eau douce, et encore plus difficile de déterminer si les changements passés peuvent être attribués aux changements climatiques anthropiques. Le présent chapitre tient compte des études nationales et régionales, ainsi que des renseignements sur les changements de température et de précipitations du chapitre 4 et des changements à la cryosphère du chapitre 5, pour évaluer l’évolution de la disponibilité de l’eau douce au Canada.

Les changements antérieurs au caractère saisonnier des écoulements fluviaux ont été caractérisés par des crues printanières précoces (augmentation de l’écoulement résultant de la fonte des neiges et de la glace au printemps) en raison des écoulements de pointe précoce de la fonte des neiges printanières, de l’écoulement plus élevé à l’hiver et au début du printemps et, pour de nombreuses régions, de la réduction des écoulements d’été. Ces changements sont en accord avec le réchauffement observé et les changements liés à la neige et à la glace. Au cours des 30 à 100 dernières années, l’ampleur des écoulements fluviaux annuels, les niveaux d’eau de surface, la teneur en humidité du sol et les sécheresses et les aquifères peu profondes ont, pour la plupart, été variables, sans tendance claire à l’augmentation ou à la baisse. Cette variabilité correspond aux variations observées d’une année à l’autre et au cours de plusieurs années dans les précipitations, qui sont en partie influencées par la variabilité naturelle à grande échelle du climat (voir le chapitre 2, encadré 2.5). Toutefois, pour de nombreux indicateurs, il y a un manque de données probantes (en particulier dans les régions nordiques du pays) pour évaluer les changements passés dans l’ensemble du Canada à la disponibilité de l’eau douce.

On s’attend à ce que le réchauffement continu, et les réductions dans le manteau neigeux et les glaciers de montagne, et le dégel accéléré du pergélisol qui l’accompagnent continuent de produire des changements dans le caractère saisonnier des écoulements fluviaux. Cela comprend l’augmentation des écoulements hivernaux, des premières crues printanières encore plus précoces et la réduction des écoulements estivaux, ainsi que des décalages correspondants de régimes davantage dominés par la fonte des neiges vers des régimes dominés par les pluies. Les écoulements fluviaux annuels devraient augmenter dans certaines régions (principalement dans les régions nordiques), mais perdre de l’ampleur dans d’autres (régions de l’intérieur du Sud). La fonte du pergélisol pourrait entraîner des changements futurs, y compris un drainage rapide, dans de nombreux lacs du Nord canadien. La fréquence et l’intensité des inondations future entraînée par les écoulements fluviaux sont incertaines en raison de la complexité des facteurs en cause. Nous nous attendons à ce que l’augmentation des prévisions de précipitations extrêmes augmente les probabilités d’inondations urbaines à l’avenir. Toutefois, nous ne pouvons pas prévoir avec certitude l’incidence de la combinaison de l’augmentation des températures et de la réduction de la couverture de neige sur la fréquence et l’ampleur des inondations causées par la fonte des neiges. Les niveaux inférieurs d’eau de surface des lacs et des terres humides sont attendus, en particulier vers la fin de ce siècle, selon des scénarios d’émissions plus élevées (voir le chapitre 3, section 3.2), en raison de températures plus élevées et d’une évaporation accrue. Toutefois, l’ampleur de ces diminutions dépendra de la mesure dans laquelle les augmentations futures des précipitations contrebalancent l’évaporation accrue.

L’augmentation future des sécheresses et des baisses de l’humidité des sols de surface sont prévues à l’été dans le Sud des Prairies et l’intérieur de la Colombie-Britannique, où les déficits d’humidité découlant de l’évapotranspiration devraient être plus importants que les augmentations de précipitation. Ces changements devraient être plus importants vers la fin de ce siècle dans des scénarios d’émissions plus élevées. Cependant, il y a une incertitude considérable quant à leur ampleur. Les systèmes d’eau souterraine sont complexes et, bien qu’on s’attende à ce que les changements de température et de précipitation influencent les niveaux futurs, l’ampleur et même la direction du changement ne sont pas claires. Toutefois, à l’avenir, la recharge printanière des nappes phréatiques dans la majeure partie du pays devrait se produire plus tôt, à la suite d’une fonte des neiges précoce.

Ces changements prévus découlant du réchauffement climatique anthropique influeront directement sur le volume et le rythme des approvisionnements en eau douce futurs, et ils peuvent être exacerbés par des altérations de la gestion humaine des systèmes d’eau douce. Les effets devraient être plus importants vers la fin de ce siècle dans des scénarios d’émissions plus élevées, compte tenu des changements climatiques plus importants qui y sont associés. Les effets dans les régions qui s’appuient actuellement sur la fonte des neiges et de la glace comme sources d’eau douce, ainsi que les zones intérieures continentales, où l’évapotranspiration accrue causée par les températures plus chaudes pourrait réduire les approvisionnements en eau futurs, sont particulièrement inquiétants. Toutefois, les approvisionnements en eau douce dans toutes les régions du Canada devraient être touchés d’une façon ou d’une autre. On prévoit également que les phénomènes extrêmes liés à l’eau, tels que les sécheresses et les inondations, vont intensifier ces effets.

6.1

Introduction

Le Canada possède de vastes quantités d’eau douce, sous forme de lacs, de rivières, de terres humides, de nappes phréatiques contenant des réserves d’eau souterraine, ainsi que d’eaux entreposées dans les accumulations de neige, les glaciers et le sol. Il y a plus de 8 500 rivières et plus de 2 millions de lacs couvrant près de 9 % du Canada (Monk et Baird, 2011140), tandis que les terres humides occupent environ 16 % de la masse continentale du pays (Groupe de travail national sur les terres humides, 1988150, 1997151). Cette eau douce est fondamentale pour l’environnement (p. ex. les écosystèmes aquatiques) et pour de nombreuses activités sociales et économiques, y compris l’agriculture, l’industrie, la production d’hydroélectricité, l’approvisionnement en eau potable et les loisirs.

La disponibilité de l’eau douce est principalement régie par les processus et les interactions dans le cycle de l’eau (voir la figure 6.1). L’eau de pluie ou de fonte des neiges peut s’écouler à la surface vers les lacs et les ruisseaux, mais l’écoulement de surface direct est rare dans de nombreuses zones naturelles, comme les forêts. Une grande partie de la précipitation s’infiltre plutôt dans le sol, s’accumule à la surface comme neige, ou remplit les masses d’eau de surface, où elle finit par s’infiltrer dans le sol ou s’évaporer. Une partie de l’eau infiltrée reste dans un sol peu profond, où elle est reprise par la végétation et remonte à l’atmosphère. L’eau du sol peut s’écouler rapidement vers les ruisseaux et les lacs par des sous-sols très perméables ou s’infiltrer pour recharger les nappes phréatiques plus profondes. Cette eau plus profonde coule vers les ruisseaux beaucoup plus lentement, sur des périodes allant de jours à des milliers d’années, selon la perméabilité des formations géologiques. La gestion humaine de l’eau – y compris les barrages, les réservoirs et les prélèvements d’eau – est également devenue un élément important du cycle de l’eau.

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Le cycle de l’eau, ses composantes, les processus pertinents et les interactions

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Dans le cycle de l’eau, l’eau qui s’évapore des océans est transportée au-dessus de la terre, où elle tombe sous forme de précipitation. Il se déplace alors soit de nouveau vers l’atmosphère à travers l’évapotranspiration, est emmagasinée sous forme de glace ou de neige, ou fait son chemin vers les rivières ou les ruisseaux (via diverses voies) où elle finit par s’écouler vers l’océan.

Source

Met Office du R.-U. (2018).

Dans le cycle de l’eau, la quantité et le rythme de l’eau douce sont influencés par plusieurs facteurs naturels, y compris la taille du bassin versant; la forme de relief; les caractéristiques d’emmagasinage (à la surface et dans le sol souterrain); le type, le taux et la quantité de précipitation; la présence de glace; la quantité de végétation; les propriétés du sol (y compris le pergélisol); et l’évaporation. Chacun de ces éléments agit sur une variété d’échelles dans le temps et l’espace. Cette complexité est particulièrement importante au Canada, avec sa grande masse terrestre, son climat et ses écorégions diversifiées et sa géologie variée. En outre, une grande partie de l’eau de surface est actuellement gérée par les humains (en particulier dans les régions du Sud plus densément peuplées), ce qui rend difficile la séparation des effets du climat de ceux de la gestion.

La surveillance des eaux douces varie d’un bout à l’autre du Canada, avec une surveillance spatialement dense à de nombreux endroits dans certaines régions, mais un manque de surveillance dans d’autres régions, surtout dans une grande partie du Nord du Canada. La plupart des recherches sur la disponibilité passée et future de l’eau douce se font sur de grands bassins hydrographiques individuels ou des régions géographiques précisées, et les changements sont évalués sur différentes périodes, selon la disponibilité des données, avec peu d’évaluations pancanadiennes. Les études sur les changements futurs font appel à de nombreux modèles hydrologiques fondés sur les résultats de modèles climatiques globaux (MCG) et des modèles climatiques régionaux (MCR) (voir le chapitre 3, section 3.3). Par conséquent, il est difficile d’évaluer les changements passés et futurs de la disponibilité de l’eau douce dans un contexte pancanadien. Cependant, l’eau douce est fortement influencée par la température de surface et les précipitations (voir le chapitre 4) ainsi que la cryosphère (neige, glaciers, glace d’eau douce et pergélisol) (voir le chapitre 5), et il existe des renseignements considérables sur les changements passés et futurs de ces variables dans la majeure partie du Canada. Dans une grande partie du pays, la proportion de précipitations totales tombant sous forme de neige diminue, l’étendue et la durée de la couverture de neige diminuent, les glaciers reculent, le pergélisol dégèle, la température de l’air et l’évapotranspiration augmentent, et les précipitations augmentent. On prévoit que ces tendances se poursuivront et qu’elles influeront sur la quantité et rythme de la disponibilité de l’eau douce.

Dans le présent chapitre, la disponibilité de l’eau douce est définie comme l’eau disponible à la surface (ruisseaux, lacs et terres humides), dans le sol et dans les aquifères (eaux souterraines). L’évaluation se concentre principalement sur les plans d’eau non touchés par la gestion humaine, en utilisant l’information des réseaux fédéraux, provinciaux et territoriaux de surveillance. Comme les inondations et les sécheresses sont directement liées à la disponibilité de l’eau douce, les changements passés et futurs dans ces événements sont également évalués (voir le chapitre 6, sections 6.2.4 et 6.4.2). Les effets des changements climatiques sur la qualité de l’eau ne sont pas abordés dans cette évaluation.

6.2

Écoulement de surface : écoulement fluvial

MESSAGE CLÉ #1

Le moment de pointe saisonnier de l’écoulement fluvial a changé en raison du réchauffement des températures. Au cours des dernières décennies au Canada, la pointe printanière de l’écoulement fluvial après la fonte des neiges s’est produit plus tôt, avec des écoulements plus élevés en hiver et au début du printemps (degré de confiance élevé). Dans certaines régions, on a observé une réduction des écoulements estivaux (degré de confiance moyen). Ces changements saisonniers devraient continuer, avec des décalages correspondants de régimes dominés par la fonte des neiges vers des régimes dominés par les pluies (degré de confiance élevé).

MESSAGE CLÉ #2

Il n’y a pas eu de tendance cohérente des quantités annuelles d’écoulement fluvial dans l’ensemble du Canada. À l’avenir, les écoulements annuels devraient augmenter dans la plupart des bassins nordiques, mais diminuer dans les régions continentales intérieures du Sud (degré de confiance moyen).

MESSAGE CLÉ #3

Les inondations liées aux écoulements fluviaux résultent de nombreux facteurs et, au Canada, ceux-ci se composent principalement des précipitations excédentaires, de la fonte des neiges, des embâcles, des événements de pluie sur neige ou d’une combinaison de ces facteurs. Il n’y a pas eu de tendance spatiale cohérente de ces facteurs causant des inondations ou des événements d’inondation dans l’ensemble du pays. On s’attend à ce que les augmentations prévues des précipitations extrêmes augmentent le potentiel d’inondation urbaine future (degré de confiance élevé). Les températures plus élevées prévues entraîneront un changement vers des inondations précoces associées à la fonte des neiges printanières, aux embâcles et aux événements de pluie sur neige (degré de confiance moyen). Il reste à déterminer la manière dont les températures plus élevées et les réductions du manteau neigeux se combineront pour influer sur la fréquence et l’ampleur des inondations futures liées à la fonte des neiges.

Le Canada compte plus de 8 500 rivières et cours d’eau de diverses longueurs (Monk et Baird, 2011140). Plusieurs d’entre eux sont touchés par des altérations humaines, telles que la réglementation des écoulements (barrages, déversoirs et écluses), les prélèvements d’eau et les déviations, souvent associées aux installations hydroélectriques (ACB, 20162). Les études sur les changements antérieurs liés au climat dans les écoulements fluviaux dépendent fortement des données provenant de cours d’eau qui ne sont pas assujettis à ces formes de réglementation humaine (c.-à-d. non réglementées) ou à ceux dont la réglementation est limitée (voir l’encadré 6.1). Dans quelques cas, des études ont tenté de rendre compte de la réglementation en déterminant l’écoulement naturalisé en utilisant divers modèles (Peters et Buttle, 2010159). Les changements futurs de l’écoulement fluvial sont évalués à l’aide de la production climatique (p. ex. précipitation et température) provenant de divers MCG et/ou MCR qui contribuent à un modèle hydrologique. La multitude de modèles climatiques et hydrologiques utilisés dans ces études ajoute une incertitude aux futurs changements dans les écoulements fluviaux (p. ex. Seneviratne et coll., 2012187).

6.2.1

Ampleur de l’écoulement fluvial

L’ampleur de l’écoulement fluvial (ruissellement) est un indicateur clé pour évaluer les changements dans les eaux de surface. Elle est évaluée de façon mensuelle, saisonnière et annuelle pour déterminer les changements dans l’ensemble des volumes d’écoulement et selon des échelles journalières à hebdomadaires pour évaluer les extrêmes des écoulements fluviaux élevés et faibles. Dans tous les cas, les analyses pancanadiennes sont peu fréquentes et, dans la plupart des cas, plus anciennes que les études régionales. Pour l’ensemble du Canada, les tendances annuelles des écoulements fluviaux étaient contradictoires. Des baisses importantes se sont produites à 11 % des stations et des augmentations significatives, à 4 % des stations pour la période de 1967 à 1996. La plupart des baisses étaient dans le Sud du Canada (Zhang et coll., 2001239; résultats similaires dans Burn et Hag Elnur, 200229). Le ruissellement saisonnier au cours de la période de 1970 à 2005, dans la plupart des 172 stations évaluées, a été dominé par la variabilité naturelle. Douze pour cent des stations ont fait état d’augmentations importantes du ruissellement hivernal (de décembre à février), alors que seulement 5 % ont connu une diminution significative à l’hiver. Les tendances printanières et estivales étaient contradictoires, sans motif spatial (Monk et coll., 2011141). De 1960 à 1997, des augmentations significatives de l’écoulement d’avril se sont produites dans près de 20 % des stations, et des baisses significatives de l’écoulement estival (de mai à septembre) ont été observées dans 14 % des sites (Burn et Hag Elnur, 200229). Des augmentations des écoulements d’avril ont également été recensées (25 % des stations) pour la période plus longue de 1950 à 2012 (Vincent et coll., 2015222).

Les études régionales sur les tendances des écoulements fluviaux annuels et saisonniers sont résumées dans le tableau 6.1. Bien que ces études individuelles utilisent des périodes, des stations hydrométriques et des techniques d’analyse différentes, les résultats sont généralement conformes aux analyses pancanadiennes. Les écoulements annuels dans l’Ouest du Canada ont varié d’une région à l’autre, avec des tendances à la fois croissantes et décroissantes depuis environ les années 1960 et 1970 (p. ex. deBeer et coll., 201659). La plupart des baisses ont été observées dans les rivières drainant les pentes orientales des montagnes Rocheuses du centre et du sud, y compris les rivières Athabasca, Peace, Red Deer, Elbow et Oldman (Burnt et coll., 2004a32; Rood et coll., 2005177; Schindler et Donahue, 2006181; St. Jacques et coll., 2010201; Yip et coll., 2012238; Peters et coll., 2013158; Bawden et coll., 201411). Les registres des écoulements fluviaux à long terme (sur plus de 30 ans) des Territoires du Nord-Ouest, y compris le fleuve Mackenzie, indiquent des écoulements annuels croissants (St. Jacques et Sauchyn, 2009198; Rood et coll., 2017175). Cependant, le ruissellement annuel des rivières qui s’écoulent dans le Nord du Canada dans son ensemble (Océan Arctique occidental, ouest des baies d’Hudson et James, et mer du Labrador) n’a montré aucune tendance significative pour la période allant de 1964 à 2013 (Déry et coll., 201663). Les rivières du Yukon, de la Colombie-Britannique, de l’Ontario et du Québec ont rapporté des tendances annuelles mixtes (Fleming et Clarke, 200379; Brabets et Walvoord, 200927; Fleming, 201078; Fleming et Weber, 201280; Déry et coll., 201261; Nalley et coll., 2012149; Hernández-Henríquez et coll., 201798).

Tableau 6.1

Tendances observées dans l’ampleur des écoulements fluviaux annuels, hivernaux et estivaux des études de cas à l’échelle des bassins au Canada

Bassin hydrographique (d’ouest en est) Tendances annuelles du ruissellement ou des écoulements fluviaux Tendances hivernales du ruissellement ou des écoulements fluviaux Tendances estivales du ruissellement ou des écoulements fluviaux Source
Source du tableau : Mise à jour de Mortsch et coll. (2015).
Pan-Arctique →(aucune tendance significative) de 1964 à 2013 vers la mer de Béring, Océan Arctique occidental, ouest des baies d’Hudson et James, et mer du Labrador

↑ et ↓ vers l’est des baies d’Hudson et James (Océan Arctique oriental)

Déry et al. (2016)
Fleuve Yukon (Yukon) →de 1944 à 2005;  ↑pendant l’oscillation décennale du Pacifique (ODP) chaude de 1976 à 2005 ↑de 1944 à 2005, en raison de l’ODP chaude, de 1976 à 2005 ↓ pendant l’ODP chaude, de 1976 à 2005 Brabets et Walvoord (2009)
Rivière White, rivière Alsek; glaciers dans les bassins (Yukon) ↑de 1975 à 1999 Fleming et Clarke (2003)
Rivière Dezadeash, aucun glacier dans le bassin (Yukon) ↓de 1953 à 1999 Fleming et Clarke (2003)
Big Creek, no glacier in basin (YT) ↓de 1975 à 1999 Fleming and Clarke (2003)
Région de la C.-B. Tendances mixtes de 1966 à 2015 La plupart des tendances positives détectables se produisent au printemps dans les rivières glaciarisées de l’ouest situées à > 1 200 m Hernández-Henríquez et coll. (2017)
Rivières Campbell, Stave, Cheakamus et autres rivières du Sud des régions côtières de la C.B. ↑ de 1984 à 2007 ↑ décembre et janvier, ↓ février, de 1984 à 2007 Fleming et Weber (2012)
Rivière Cowichan (C.-B.) ↓ août, de 1961 à 2006 Fleming (2010)
Fleuve Fraser (C.-B.) Variabilité croissante Déry et coll. (2012)
Fleuve Fraser (C.-B.) ↓ de juin à août, de 1958 à 2012 BCMOE (2016)
Rivière Castle près de Beaver Mines (C.-B.) ↓ de 1946 à 1948, de 1951 à 2002 Rood et coll. (2005)
Rivière Bridge (C.-B.) Petite ↑possible, de 1984 à 2007 Petite ↑possible, de 1984 à 2007 Petite ↑possible, juin et juillet, ↓août, de 1984 à 2007 Fleming et Weber (2012)
Fleuve Columbia (C.-B.) Petite ↑possible, de 1984 à 2007 ↑ de 1984 à 2007 Petite ↑possible, juin et juillet, ↓août, de 1984 à 2007 Fleming et Weber (2012)
Fleuve Columbia à Fairmont Hot Springs (C.B.) ↓ de 1946 à 1995 Rood et coll. (2005)
Rivière Peace (C.B.) → de 1984 à 2007 → de 1984 à 2007 → de 1984 à 2007 Fleming et Weber (2012)
Rivière River au village de Peace River (Alberta) ↓ -57 %, de 1912 à 2003 Schindler et Donahue (2006)
↑ de 1916 à 2013 Rood et coll. (2017)
Fleuve Mackenzie (C.B., Alberta, Yukon, SK, Nunavut) De 1961 à 2002 Yip et coll. (2012)
↑ de 1965 à 2007 St. Jacques et Sauchyn (2009)
↑de 1940 à 2013 Rood et coll. (2017)
Rivière Liard (Yukon, C.B., Alberta, Nunavut) ↓ moyenne annuelle, de 1960 à 1999

↑ minimale annuelle, de 1960 à 1999

↓ maximale annuelle, de 1975 à 1999

↑ de 1975 à 1999 et de 1960 à 1999 ↓  juin et août, de 1975 à 1999 Burn et coll. (2004a)
↑ de 1944 à 2013 ↑ de 1944 à 2013 ↑ de 1944 à 2013 Rood et coll. (2017)
Rivière Peel en amont de Fort McPherson (Nunavut) → de 1975 à 2013 Rood et coll. (2017)
Rivière Athabasca en aval de Fort McMurray (Alberta) ↓ importante de 1958 à 2009 ↓ -19 %, de 1958 à 2003

↓ -33,3 %, de 1970 à 2003

↓ de -30 % à -20 %, de 1958 à 2009

Schindler et Donahue (2006)

Peters et coll. (2013)

Rivière Athabasca à Athabasca (Alberta) → de 1913 à 2013 Rood et coll. (2017)

Peters et coll. (2013)

Bassins inférieurs des rivières Athabasca et Peace (C.B., Alberta, SK) ↓ de 1966 à 2010 Majoritairement des ↓ de 1966 à 2010, avec augmentations dans plusieurs bassins inférieurs Majorité ↓de 1966 à 2010 Bawden et coll. (2014)
Rivières Red Deer (Alberta) et Bow (Alberta) ↓ de 1913 à 2002

Petites ↓ de 1911 à 2002 et de 1912 à 2007

Rood et coll. (2005)

St. Jacques et coll. (2010)

Rivière Elbow en aval du barrage Glenmore (Alberta) ↓ de 1912 à 2001 St. Jacques et coll. (2010)
Rivière Oldman près de Lethbridge (Alberta) ↓ de 1912 à 2001 St. Jacques et coll. (2010)
↓ -42 %, de 1915 à 2003 Schindler et Donahue (2006)
Rivière Saskatchewan Sud à Medicine Hat (Alberta) ↓ de 1913 à 1930, de 1936 à 2002;

↑  de 1912 à 2001 (naturalisée, climat seulement)

Rood et coll. (2005); St. Jacques et coll. (2010)
Rivière Saskatchewan Sud à Saskatoon (Alberta, SK) ↓ -84 %, de 1912 à 2003 Schindler et Donahue (2006)
Rivière Saskatchewan Nord à Edmonton (Alberta) ↓ de 1911 à 2007 St. Jacques et coll. (2010)
Ruisseaux non réglementés des Prairies ↓ de 1966 à 2005 ↓ de 1966 à 2005 Burn et coll. (2008)
Rivière Winnipeg (Man.) ↑+58 % depuis 1924 ↑ depuis 1924 → depuis 1924 St. George (2007)
Baie d’Hudson (Man.) ↓ de 1964 aux années 1980;
↑ années 1980 à 2008
↑ de 1964 à 2008 ↓ de 1964 à 2008 Déry et coll. (2011)
Churchill (MB) ↓ de 1964 à 2008 Déry et coll. (2011)
Nagagami River (Ont.) ↑ de 1954 à 2008 Nalley et coll. (2012)
Rivière Missinaibi (Ont.) ↑ de 1954 à 2008 Nalley et coll. (2012)
Rivière Black (Ont.) ↑ de 1954 à 2008 Nalley et coll. (2012)
Rivière Richelieu (Qc) ↑ de 1954 à 2008 Nalley et coll. (2012)
Rivière Eaton (Qc) Petite ↓ de 1954 à 2007 Nalley et coll. (2012)
Fleuve Saint-Laurent, affluents de la rive sud (Qc) ↓ de 1950 à 2000 Assani et coll. (2012)
Fleuve Saint-Laurent, affluents du nord et de l’ouest de Montréal (Qc) ↑ de 1950 à 2000 Assani et coll. (2012)
Treize rivières du Nouveau-Brunswick ↑ 11/13 (5 significatives à 70 %), ↓ 2/13, 1969–2006 ↓9/13 (5 importantes à 70 %) de 1969 à 2006 Arisz et coll. (2011)

 

D’un point de vue saisonnier, on constate une tendance constante à l’augmentation des écoulements d’hiver dans de nombreuses régions (voir le tableau 6.1), particulièrement dans les bassins nordiques, comme les rivières Mackenzie et Yukon, et ceux qui s’écoulent dans la baie d’Hudson. Les écoulements d’été ont généralement diminué dans la plupart des régions du Canada, bien que les baisses ne soient pas aussi répandues que pour l’hiver. Notez que ces études sont généralement cohérentes sur la direction du changement, mais il y a de grandes différences dans le taux des changements. Bon nombre de ces tendances régionales dans les écoulements étaient liées aux tendances des précipitations ou à la variabilité touchant l’ensemble du bassin, bien que le réchauffement hivernal et la fonte des neiges qui y est associée expliquent plusieurs des augmentations de l’écoulement hivernal et du début du printemps (p. ex. deBeer et coll., 201659). De plus, plusieurs écoulements ont été associés à la variabilité climatique interne naturelle (principalement El Niño-Oscillation australe, oscillation décennale du Pacifique [ODP] et oscillation arctique [OA]; voir le chapitre 2, encadré 2.5), particulièrement pour l’Ouest du Canada pendant l’hiver (p. ex. Bonsal et Shabbar, 200821; Whitfield et coll., 2010234), le bassin du Mackenzie (St. Jacques et Sauchyn, 2009198) et les rivières qui s’écoulent dans la baie d’Hudson (Déry et Wood, 200460).

Les changements dans les écoulements fluviaux extrêmes à court terme sont des indicateurs importants du risque d’inondation. L’ampleur des écoulements maximums d’un jour (l’écoulement le plus élevé d’un jour enregistré pendant l’année) de 1970 à 2005 a révélé que 11 % des sites hydrométriques à travers le Canada ont des tendances significativement décroissantes (niveaux d’écoulement maximaux plus faibles), alors que seulement un peu moins de 4 % ont des tendances à la hausse (niveaux d’écoulement maximaux plus élevés) (Monk et coll., 2011141). Une étude plus récente utilisant un ensemble élargi de stations du RHR (280) pour la période 1961-2010 a donné des résultats très similaires, 10 % des sites affichant des baisses significatives et moins de 4 %, des augmentations significatives (Burn et Whitfield, 201636) (voir la figure 6.3).

Figure-6.3-FR

Évolution des écoulements fluviaux au Canada, tendances en matière d’écoulement maximal, 1961-2010

Figure-6.3-FR

Résumé des tendances en matière d’écoulement maximal d’un jour au Canada à l’aide de stations sur des cours d’eau non réglementés du réseau hydrométrique de référence (voir l’encadré 6.1). Les tendances significatives indiquent qu’il y a seulement 5 % de possibilité que de tels changements soient dus à la chance.

Source

Modifiée de Burn et Whitfield (2016).

Les écoulements faibles sont tout aussi importants pour les écosystèmes aquatiques et la société, car ils représentent des périodes de diminution de la disponibilité de l’eau. Le nombre des stations qui affichent des tendances d’écoulement minimum d’un jour (18 %) est nettement inférieur à celui des stations qui affichent des taux beaucoup plus élevés (8 %) (voir la figure 6.4) (Monk et coll., 2011141). Les résultats d’un plus petit sous-ensemble de stations du RHR (Ehsanzadeh et Adamowski, 200772, pour 1961-2000 et Burn et coll., 201035, pour 1967-2006) ont révélé des tendances similaires dans les écoulements de sept jours, alors que les sites ayant des valeurs considérablement inférieures (36 % et 18 % pour chaque étude, respectivement) étaient plus nombreux que les sites dont les valeurs étaient plus élevées (7 % et 5 %, respectivement).

Figure-6.4-FR

Évolution des écoulements fluviaux au Canada, tendances en matière d’écoulement minimal, de 1970 à 2005

Figure-6.4-FR

Résumé des tendances d’écoulement minimal d’une journée au Canada à l’aide de stations sur des cours d’eau non réglementés du réseau hydrométrique de référence (voir l’encadré 6.1). Les tendances significatives indiquent qu’il y a seulement 10 % de possibilité que de tels changements soient dus à la chance.

Source

Modifiée de Monk et coll. (2011).

Parmi les indicateurs de la disponibilité de l’eau douce, on note l’écoulement de base, la portion de l’écoulement fluvial résultant de l’exfiltration d’eau du sol (liée aux eaux souterraines; voir la section 6.5). L’écoulement de base soutient souvent l’approvisionnement en eau des rivières pendant des périodes à faible écoulement. Pour la grande majorité des sites au Canada, les tendances annuelles en matière d’écoulement de base n’ont pas beaucoup changé de 1966 à 2005 (Rivard et coll., 2009171). Cependant, l’analyse d’un indice d’écoulement de base dans l’ensemble du Canada a révélé que certains endroits avaient d’importantes tendances décroissantes (11 % des stations) et d’autres avec des tendances croissantes (9 %) (Monk et coll., 2011141). De plus, dans le Nord-Ouest du Canada, l’écoulement de base hivernal a augmenté de façon significative dans 39 % des 23 rivières analysées. L’explication probable est une exfiltration accrue d’eau à partir du dégel du pergélisol dû au réchauffement climatique (St. Jacques et Sauchyn, 2009198).

Une seule étude publiée a directement attribué des changements à l’ampleur de l’écoulement fluvial aux changements climatiques anthropiques. Cela incluait des baisses observées récemment (juin-août) à l’écoulement estival de quatre rivières de la Colombie-Britannique (Najafi et coll., 2017b148). Ces diminutions étaient dues à une diminution des accumulations de neige à la fin du printemps (et par conséquent, un ruissellement estival inférieur), diminution qui a été attribuée à l’influence humaine sur le réchauffement des températures de la saison froide (Najafi et coll., 2017a147) (voir le chapitre 4, section 4.3.1.2).

Les changements futurs prévus dans l’ampleur des écoulements fluviaux canadiens n’ont pas fait l’objet d’un examen approfondi à l’échelle nationale, bien que plusieurs évaluations régionales aient été réalisées (voir le tableau 6.2 et la figure 6.5). La majorité de ces études sont basées sur la troisième phase du Projet d’intercomparaison de modèles couplés (CMIP3) et des scénarios d’émission du Rapport spécial sur les scénarios d’émissions (Special Report on Emissions Scenarios ou SRES) (voir le chapitre 3, section 3.3) sauf indication contraire. Les résultats sont généralement cohérents sur la direction du changement, bien qu’il y ait de grandes incertitudes par rapport à l’ampleur. En général, pour le milieu du XXIe siècle, les bassins hydrographiques de la Colombie-Britannique et du Nord de l’Alberta devraient enregistrer des augmentations de ruissellement annuel et hivernal, tandis que certains bassins versants en Alberta, au sud-ouest de la Colombie-Britannique et dans le Sud de l’Ontario devraient connaître une baisse de l’écoulement estival (Kerkhoven et Gan, 2011110; Poitras et coll., 2011164; Bennett et coll., 201216; Bohrn, 201218; Harma et coll., 201293; Schnorbus et coll., 2011182; 2014183; Shrestha et coll., 2012a193; Eum et coll., 201775; Islam et coll., 2017104). Dans la région des Prairies, on prévoit que la plupart des rivières du Sud de l’Alberta et de la Saskatchewan verront une diminution de ruissellement annuel et estival (Lapp et coll., 2009117; Shepherd et coll., 2010190; Forbes et coll., 201181; Kerkhoven et Gan, 2011110; Kienzle et coll., 2012112; Tanzeeba et Gan, 2012209; St. Jacques et coll., 2013200, 2017199). Cependant, les rivières du Sud et du Nord du Manitoba devraient voir un écoulement croissant (Poitras et coll., 2011164; Shrestha et coll., 2012b192; Stantec, 2012202). Les changements prévus dans le ruissellement annuel futur sont incohérents en Ontario (EBNFLO Environmental and AquaResource Inc., 201070; Grillakis et coll., 201189), tandis qu’au Québec, la majorité des études projetaient des écoulements annuels croissants (Quilbe et coll., 2008166; Minville et coll., 2008138, 2010139; Boyer et coll., 201026; Chen et coll., 201147; Guay et coll., 201591). Une étude québécoise utilisant plusieurs modèles de la cinquième phase du Projet d’intercomparaison de modèles couplés (CMIP5) a constaté que les écoulements du milieu du siècle (2041-2070) pour les rivières du Sud dans des scénarios d’émissions moyennes et élevées (RCP4.5 et RCP8.5) seront caractérisés par un écoulement printanier de pointe plus précoce et plus faible et un ruissellement estival inférieur. L’écoulement moyen annuel devrait augmenter dans les régions nordiques et diminuer dans le Sud (CEHQ, 201542). L’écoulement fluvial annuel devrait augmenter pour le Nouveau-Brunswick (El-Jabi et coll., 201374) et le Labrador (Roberts et coll., 2012174). Dans le Nord-Ouest du Canada, les données probantes indiquent que les bassins hydrographiques comme les bassins fluviaux du Mackenzie et du Yukon verront une augmentation de l’écoulement annuel, principalement en raison des précipitations plus élevées projetées à des latitudes plus élevées (p. ex. Poitras et coll., 2011164; Thorne, 2011211; Vetter et coll., 2017220).

Tableau 6.2

Évolution prévue des écoulements fluviaux annuels et saisonniers des études de cas à l’échelle du bassin au Canada

Source du tableau : Modifié et mis à jour de Cohen et coll. (2015).
Bassin hydrographique (d’ouest en est) Prévisions Principales références
Rivière Baker (C.B.) La plupart des scénarios pour les années 2050 prévoyaient une augmentation du ruissellement hivernal et une diminution du ruissellement estival, y compris une diminution de l’équivalent en eau de la neige Bennett et coll. (2012)
Rivière Campbell (C.B.) Augmentation du ruissellement hivernal dans les années 2050 et diminution du ruissellement estival; aucun consensus sur l’évolution du ruissellement annuel moyen Schnorbus et coll. (2011); Bennett et coll. (2012)
Ruisseau Trepanier, bassin de l’Okanagan (C.B.) Baisse de la moyenne de l’écoulement fluvial annuel et estival, et crue printanière survenant deux semaines plus tôt dans les années 2050 que durant la période allant de 1983 à 1993 Harma et coll. (2012)
Rivière Ingenika (C.B.) Hausse du ruissellement hivernal dans les années 2050; pas de consensus sur l’évolution du ruissellement estival Bennett et coll. (2012)
Fleuve Fraser River (C.B.) Pas de consensus sur l’extrapolation de la moyenne annuelle de l’écoulement dans les années 2050 pour le fleuve Fraser; l’écoulement estival devrait diminuer, quel que soit le scénario Shrestha et coll. (2012a)
La fonte précoce des neiges printanières dans les années 2050 (environ 25 jours), produisant plus de ruissellement en hiver et au printemps, et un retour précoce à des volumes d’écoulement moindres en été à l’embouchure Islam et coll. (2017)
Fleuve Columbia (C.B.); Rivière Peace (C.B., Alberta) Les prévisions d’écoulement fluvial pour les années 2050 indiquent que ces cours d’eau conserveront les caractéristiques d’un régime nival d’ici le milieu du siècle, bien que les décalages de la distribution des écoulements fluviaux se traduisent par des crues précoces et plus importantes à l’hiver, un ruissellement printanier plus élevé et un ruissellement estival moins élevé. Une augmentation globale du ruissellement annuel est prévue. Schnorbus et coll. (2014)
Rivière Liard (Nunavut) Augmentation générale de l’écoulement annuel dans les scénarios de réchauffement climatiques Thorne (2011)
Fleuve Mackenzie (Nunavut) Tendance croissante au ruissellement annuel moyen au cours du XXIe siècle Vetter et coll. (2017)
Rivière Athabasca (Alberta) Augmentations prévues des écoulements printaniers et hivernaux, augmentation des écoulements minimaux et maximaux, les écoulements estivaux devraient diminuer dans les 2050 et les 2080; augmentation globale du ruissellement annuel atteignant l’embouchure de la rivière Eum et coll. (2017)
Sud des Prairies (affluents de la rivière Saskatchewan en Alberta et en Saskatchewan) Diminution du ruissellement annuel dans les années 2050, à l’exception de l’augmentation de la rivière Cline, Alberta, en raison d’une forte augmentation du ruissellement hivernal, des augmentations de la rivière Rouge et des baisses de la rivière Old Man, en Alberta; un décalage vers un ruissellement printanier de pointe précoce et une fin d’été plus sèche sont attendus Lapp et coll. (2009); Shepherd et coll. (2010); Forbes et coll. (2011); Kienzle et coll. (2012); St. Jacques et coll. (2013, 2017)
Churchill (Manitoba) Dans une comparaison entre les modèles hydrologiques, deux des trois projections de modèles hydrologiques pour une série de scénarios climatiques augmentent le ruissellement annuel, tandis qu’un troisième modèle le réduit Bohrn (2012)
Lac Winnipeg – Bassins supérieurs des rivières Assiniboine et Morris (Manitoba) Augmentation du ruissellement annuel projeté pour le bassin supérieur de la rivière Assiniboine et pour la plupart des scénarios dans le bassin Morris Shrestha et coll. (2012b); Stantec (2012)
Bassins de l’Ouest du Canada : rivières Columbia, Fraser, Yukon, Mackenzie, Churchill, Nelson et Saskatchewan Augmentation de l’écoulement moyen annuel prévu pour les années 2050; augmentation de l’ampleur des écoulements fluviaux hivernaux et écoulement printanier de pointe précoce pour les bassins nordiques; augmentation importante de la fréquence de retour sur 10 ans des écoulements hivernaux et automnaux minimaux sur 15 jours et des écoulements élevés d’un jour pour les bassins  de haute latitude de l’Ouest du Canada; diminution des événements d’écoulement élevé pour les bassins plus au Sud (Churchill, Saskatchewan et Athabasca) Poitras et coll. (2011)
Ruisseau Spencer (Ontario) Augmentation de la moyenne annuelle, ainsi que de la moyenne automnale et hivernale de l’écoulement fluvial, et diminution d’écoulement de pointe printanier (mars et avril) Grillakis et coll. (2011)
Rivière Credit (Ontario) Prévisions variées concernant l’écoulement fluvial annuel EBNFLO Environmental and AquaResource Inc. (2010)
305 affluents au Québec Augmentation de l’écoulement fluvial annuel moyen pour la majeure partie des bassins hydrographiques du Québec; diminution de la contribution de juin à août à l’écoulement fluvial annuel Guay et coll. (2015)
Rivières québécoises au sud d’environ 50 degrés Nord Il est prévu que les écoulements annuels moyens des années 2050 diminueront dans les régions du Sud et augmenteront dans les régions nordiques; les inondations de printemps devraient avoir lieu plus tôt, le volume et la période de pointe diminuant dans le Sud; les crues estivales et automnales devraient être plus élevées, et les écoulements estivaux, moins élevés, sur une grande partie du Sud du Québec CEHQ (2015)
Affluents du Saint-Laurent, au Québec (y compris les rivières Richelieu, Saint-François, Yamachiche, Saint-Maurice et Batiscan) Hausse du ruissellement hivernal moyen dans les années 2050, la plupart des scénarios anticipant une diminution du ruissellement estival et une augmentation du ruissellement annuel Boyer et coll. (2010)
Chaudière (Québec) Légère diminution du ruissellement annuel dans les années 2020 Quilbe et coll. (2008)
Chute-du-Diable (Québec) La plupart des scénarios suggèrent des augmentations du ruissellement hivernal, printanier et automnal, alors que l’été devrait voir une diminution, avec des augmentations du ruissellement annuel pour les années 2050 et 2080 Minville et coll. (2008)
Rivière Peribonka (Québec) Le temps de crue du printemps arrivera généralement plus tôt, une pointe printanière légèrement plus élevée et un ruissellement annuel légèrement plus élevé sont prévus pour les années 2050 et 2080 Minville et coll. (2010)
Rivières Saint John, Nashwaak, Canaan, Kennebecasis, Restigouche et Miramichi (Nouveau-Brunswick) Augmentation des écoulements fluviaux annuels moyens dans les années 2050; selon le scénario et la tranche de temps utilisée, augmentation de la fréquence des inondations et des sécheresses El-Jabi et coll. (2013)
Bassin de la rivière Pinus (Labrador, Terre-Neuve) Augmentation des écoulements fluviaux annuels moyens dans les années 2050, avec une période de pointe printanière ayant lieu deux semaines plus tôt par rapport à la période de 1971 à 2000 Roberts et coll. (2012)
Figure-6.5-FR

Évolution future prévue des écoulements fluviaux annuels au Canada

Figure-6.5-FR

Résumé des changements prévus des écoulements fluviaux annuels dans l’ensemble du Canada du milieu à la fin du XXIe siècle en fonction de divers scénarios d’émissions.

Source

Mises à jour de Bush et coll. (2014) et de Cohen et coll. (2015).

6.2.2

Rythme de l’écoulement fluvial

Un écoulement fluvial fiable est important pour les usagers de l’eau et les écosystèmes aquatiques, qui se sont habitués à un approvisionnement suffisant en eau à certains moments de l’année. Par conséquent, le rythme des écoulements fluviaux et les régimes connexes (voir la section 6.2.3) sont des indicateurs importants de la disponibilité de l’eau douce. Le rythme des événements d’écoulement fluvial est fortement influencé par le climat. Ces événements comprennent les crues printanières, lorsque l’écoulement augmente de façon spectaculaire, en raison de la fonte des neiges, et des écoulements maximaux et minimaux de plus courte durée (généralement d’un à sept jours) au cours de l’année. Les études pancanadiennes ont généralement rapporté que la saison des grands écoulements printaniers arrive désormais plus tôt (Zhang et coll. 2001239; Déry et coll., 200964; Vincent et coll., 2015222). Cette constatation est étayée par une étude utilisant 49 stations hydrométriques du RHR avec plus de 30 années de données, jusqu’à 2010 (Jones et coll., 2015107; voir la figure 6.6). Le taux moyen de variation des stations ayant des tendances précédentes était d’environ deux jours par décennie, ce qui correspond à d’autres études montrant des crues précoces (p. ex. Prowse et coll., 2002165).

Figure-6.6-FR

Évolution antérieure du rythme des crues printanières

Figure-6.6-FR

Tendances en matière du rythme de crue du printemps (en jours par décennie avec une ampleur proportionnelle à la taille du triangle) pour 49 stations dans des cours d’eau non réglementés du réseau hydrométrique de référence (RHR; voir l’encadré 6.1). Les triangles pointant vers le bas représentent des crues plus tôt et les triangles pointant vers le haut, des crues plus tardives. Les triangles verts indiquent que la tendance n’est pas importante. Les tendances significatives indiquent qu’il y a seulement 5 % de possibilité que de tels changements soient dus à la chance. Les périodes couvertes par les données varient de 30 à 100 ans.

Source

Modifiée de Jones et coll. (2015).

Plusieurs études régionales dans l’Ouest du Canada, y compris dans les Territoires du Nord-Ouest, ont aussi révélé une apparition précoce des crues printanières au cours des dernières décennies (Burn et coll., 2004a32, 2004b33; Abdul Aziz et Burn, 20061; Burn, 200828; Rood et coll., 2008176; Cunderlik et Ouarda, 200956). Par exemple, le fleuve Fraser, en Colombie-Britannique, a affiché une tendance pour des accumulations de neige moins importantes et pour l’apparition précoce de la fonte des neiges, ce qui a donné lieu à une crue printanière précoce de 10 jours (avec des réductions subséquentes des écoulements estivaux) pour la période de 1949 à 2006 (Kang et coll., 2016109). Dans le bassin du Mackenzie (Colombie-Britannique, Alberta et Territoires du Nord-Ouest), la crue du printemps a progressé d’environ 2,7 jours par décennie au cours des 25 dernières années (Woo et Thorne, 2003237). Ces tendances sont compatibles avec l’augmentation des températures printanières (voir le chapitre 4, section 4.2.1.1) et la fonte précoce des neiges résultante (p. ex. deBeer et coll., 201659).

Les périodes d’écoulements annuels faibles de diverses durées (un, sept, 15 et 30 jours) sont survenues de plus en plus tôt dans l’année au cours de la période de 1954 à 2003 dans le Sud de la Colombie‑Britannique, le Centre et le Sud-Ouest de l’Alberta, le Centre de la Saskatchewan, la majeure partie de l’Ontario, ainsi que les provinces de l’Atlantique. Le Nord de la Colombie-Britannique, le Yukon, les Territoires du Nord-Ouest, le Nunavut et la région des Grands Lacs laurentiens ont connu des tendances importantes vers des dates plus tardives. Des résultats spatiaux semblables ont aussi été observés pour les écoulements faibles d’hiver et d’été (Khaliq et coll., 2008111). Pour ce qui est du moment où les écoulements sont élevés, on a observé que les événements de pointe précipités par les pluies estivales se produisaient plus tôt dans certaines régions des Prairies (Burn et coll., 200828). Cependant, l’Ouest du Canada dans son ensemble n’a montré aucune tendance constante dans le rythme des écoulements élevés dominés par les pluies (p. ex. Cunderlik et Ouarda, 200956).

Aucune étude canadienne n’a directement attribué le changement du rythme des écoulements fluviaux aux changements climatiques anthropiques. Toutefois, comme les crues précoces du printemps sont le résultat d’un fort réchauffement hivernal et printanier, et que la plupart des réchauffements observés au Canada sont dus à l’influence humaine (voir le chapitre 4, section 4.2.1.2), il existe un solide raisonnement selon lequel les changements observés dans le caractère saisonnier des écoulements fluviaux sont au moins partiellement attribuables au réchauffement anthropique. De plus, les tendances vers les écoulements fluviaux précoces provoqués par la fonte des neiges dans l’Ouest des États-Unis depuis 1950 (y compris le bassin du fleuve Columbia qui s’étend dans le Sud de la Colombie-Britannique) ont été attribuées au réchauffement climatique anthropique (Hidalgo et coll., 200999).

Il y a peu d’études sur le rythme futur des écoulements fluviaux au Canada. Il est prévu qu’une période de pointe précoce de fonte des neiges et la crue printanière qui en résulte surviendront au milieu du siècle (2041-2070), dans l’Ouest du Canada, en particulier pour les bassins nordiques. Cette prévision repose sur le modèle climatique régional canadien et un scénario d’émissions élevées (A2). On a aussi prévu ce décalage pour les événements de faible écoulement vers la fin d’hiver pour la majorité des bassins de l’Ouest du Canada (Poitras et coll., 2011164). L’écoulement précoce des crues printanières a aussi été prévu pour la période du milieu du siècle (2041-2070) à l’aide de plusieurs modèles CMIP5 sous des scénarios d’émissions moyennes (RCP4.5) et élevées (RCP8.5). Les crues printanières devraient progresser en moyenne de 25 jours (RCP4.5 et RCP8.5) dans le fleuve Fraser, en Colombie-Britannique (Islam et coll., 2017104), et de 15 jours (RCP4.5) et 20 jours (RCP8.5) pour les rivières du Sud du Québec (CEHQ, 201542). Compte tenu de la poursuite du réchauffement printanier projeté pour le Canada (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3), des crues printanières précoces sont également probables dans d’autres régions du Canada.

6.2.3

Régime de l’écoulement fluvial

Les changements suivants aux régimes d’écoulement fluvial (voir l’encadré 6.2) sont attendus dans un climat de réchauffement : (1) début précoce de la crue printanière; (2) des événements de fonte de neige de moindre importance; (3) une augmentation des écoulements pluviaux; (4) une transition de bassins nivaux vers des régimes mixtes et de régimes mixtes à des régimes pluviaux (Burn et coll., 201636). Les études régionales ont donné des résultats similaires. Par exemple, les tendances dans les régions suds de l’Ouest du Canada (bassins hydrographiques des fleuves Fraser et Columbia) sont associées à des changements dans le rythme du ruissellement, dont une saison de fonte des neiges et des glaciers plus courte, un début précoce de fonte printanière et une diminution des écoulements estivaux pendant environ les 50 dernières années (p. ex. Rood et coll., 2008176; Déry et coll., 200964). Des décalages de régimes nivaux à des régimes mixtes ou même pluviaux ont été observés pour les petits ruisseaux de prairie (Burn et coll., 200828; Shook et Pomeroy, 2012191; Dumanski et coll., 201569).

6.2.4

Inondations liées aux écoulements fluviaux

Une inondation est le débordement des limites normales d’un ruisseau ou d’un autre plan d’eau, ou l’accumulation d’eau sur des zones qui ne sont normalement pas submergées. Une inondation se produit typiquement au niveau local ou des bassins hydrographiques. Il y en a plusieurs types y compris fluviales, urbaines, éclairs et côtières (voir la FAQ 6.1 et, pour les inondations côtières, le chapitre 7, section 7.5.3; Seneviratne et coll., 2012187). Cette section n’évalue que les inondations liées aux écoulements fluviaux, bien que les implications pour les inondations urbaines soient discutées. Les principales causes des inondations fluviales sont les précipitations intenses et/ou de longue durée, la fonte des neiges/glaces, la pluie sur neige, les embâcles la rivière ou une combinaison de ces causes. Le risque d’inondation est également touché par les conditions du bassin hydrographique, comme les niveaux d’eau préinondation dans les rivières; la présence de neige et de glace; le caractère du sol (p. ex. qu’il soit congelé, sa teneur en eau); l’urbanisation et l’existence de digues, de barrages et de réservoirs (p. ex. Bates et coll., 200810).

Les inondations fluviales sont un phénomène courant et naturel, mais les grands événements représentent souvent une catastrophe coûteuse pour les Canadiens (Buttle et coll., 201638; Peters et coll., 2016161). Compte tenu de l’éventail des facteurs potentiels, les inondations peuvent survenir à n’importe quel moment de l’année, quelque part au Canada. Les inondations découlant de la fonte des neiges et des embâcles ont généralement lieu pendant le printemps, mais peuvent aussi être causées par des fontes mi-hivernales. Les inondations générées par des précipitations intenses et/ou excessives se produisent généralement à la fin du printemps et à l’été, lorsque les précipitations de convection atmosphériques (généralement brèves, mais intenses averses résultant de la convection de la chaleur formant des cumulonimbus) sont plus fréquentes. L’inondation du Sud de l’Alberta, en juin 2013, a été un exemple d’un événement coûteux, qui a été principalement entraîné par des pluies extrêmes (y compris des pluies sur neige à des altitudes plus élevées) associées à un système météorologique intense (Liu et coll., 2016123; Teufel et coll., 2017210) (voir le chapitre 4, section 4.4.1.1). En revanche, les embâcles sur les rivières Lower Peace et Athabasca dans le Nord de l’Alberta en 2014 ont entraîné une inondation généralisée des zones humides du delta, ce qui a été bénéfique pour le maintien de l’écosystème aquatique dans la région (Peters et coll., 2016161). En 2014, un début tardif de la fonte des neiges et les pluies abondantes de mai et de juin ont entraîné des inondations majeures dans le Sud-Est des Prairies du Canada (Szeto et coll., 2015207).

Les différentes régions du Canada sont classées selon le type d’inondation qu’elles connaissent généralement. Dans l’ensemble du pays, 32 % des 136 sites de jauge de courant (1913-2006) sont classés comme étant dominés par des crues printanières/de débâcle de glace, 42 % comme étant dominés par des crues d’eau libre (c.-à-d. pendant la saison chaude) et 23 % comme étant un mélange de ces deux classes. Le moment où les niveaux d’eau de pointe influencés par la glace et la débâcle de la glace (qui peuvent entraîner des inondations) se produit plus tôt depuis la fin des années 1960 (von de Wall et coll., 2009; 2010) (voir aussi le chapitre 5, section 5.5). Il y a aussi des régions du Canada, comme la rivière Saint-Jean, au Nouveau-Brunswick, où les plaines inondables ont été soumises à des embâcles plus fréquents en milieu d’hiver et à des écoulements d’avril plus élevés, qui augmentent tous deux le risque d’inondation majeure (Beltaos, 2002). Cependant, des analyses plus récentes des rivières au Canada dominées par des crues de printemps et des inondations d’eau libre a révélé que les changements dans l’ampleur, le rythme, le nombre et la durée des événements à écoulement élevé montraient des tendances variables à travers le Canada, augmentant dans certains cas et diminuant dans d’autres. Dans le cas des bassins nivaux, il s’agissait de tendances pour des inondations moins importantes et plus précoces; ce qui est en accord avec une réduction de l’accumulation de neige (Burn et Whitfield, 2016). En outre, l’examen du caractère saisonnier des régimes d’inondation précédents dans 132 stations du RHR sur quatre périodes allant de 50 à 80 ans a révélé la diminution de l’importance des inondations à la fonte des neiges et l’importance accrue des inondations provoquées par les pluies sur neige et la fonte des neiges (Burn et coll., 2016). À la connaissance des auteurs, aucune étude n’a évalué les tendances passées des inondations urbaines au Canada.

Les interactions complexes entre les nombreux facteurs qui mènent à des inondations fluviales compliquent l’attribution de ces événements aux changements climatiques anthropiques. Une étude d’attribution des inondations du Sud de l’Alberta en 2013 a déterminé que le réchauffement induit par l’influence humaine a augmenté la probabilité de précipitations extrêmes, au moins aussi importantes que la quantité observée pendant cet événement (Teuful et coll., 2017210). Toutefois, puisque l’inondation a résulté d’une combinaison de nombreux facteurs météorologiques et hydrologiques, l’influence humaine n’a pas pu être détectée pour l’inondation elle-même (voir le chapitre 4, section 4.4.1.1). De même, une étude d’attribution des inondations de 2014 dans le Sud-Est des Prairies a été incapable de détecter l’influence humaine sur cette inondation, en raison de multiples facteurs contributifs (Szeto et coll., 2015207).

On s’attend à ce que les changements climatiques aient un effet sur plusieurs facteurs influant sur l’occurrence future d’inondations fluviales (voir la FAQ 6.1). Ceux-ci comprennent la quantité, le type et l’intensité des précipitations; la quantité et la durée de la couverture de neige; le moment et la fréquence des embâcles; et le potentiel pour les événements de pluie sur neige. Cependant, les interactions entre les facteurs générateurs d’inondations à l’échelle des bassins hydrographiques entraînent de grandes incertitudes quant à la fréquence et à l’intensité des inondations futures (Whitfield, 2012231). Certaines études ont suggéré que la contribution de la fonte des neiges aux inondations printanières devrait généralement diminuer en raison de l’épuisement des accumulations (p. ex. Whitfield et Cannon, 2000232; Zhang et coll., 2001239; Peters et coll. 2006162). Toutefois, il n’y a que quelques études à l’échelle des bassins hydrographiques sur les inondations fluviales futures (et/ou leurs facteurs connexes) au Canada, qui utilisent les projections du modèle climatique comme intrants dans un modèle hydrologique. Par exemple, on prévoit que l’épuisement du manteau neigeux lors d’événements de fonte à la mi-hiver entraînera une réduction importante de la fréquence des inondations printanières provoquées par des embâcles, mais pourrait accroître le risque d’inondations provoquées par des embâcles du milieu de l’hiver dans le delta Peace-Athabasca dans le Nord de l’Alberta (Beltaos et coll. 200615). Il est prévu que deux bassins hydrographiques de la Colombie-Britannique, l’un sur la côte et l’autre à l’intérieur, connaissent un potentiel accru d’inondation en raison d’une augmentation des pluies et des événements de pluies sur neige dans le bassin hydrographique côtier et d’une augmentation des pluies printanières et de l’accélération des événements de fonte des neiges dans le bassin intérieur (Loukas et coll., 2000124; 2002125). Pour le bassin de la rivière Rouge au Manitoba, l’accumulation de neige pendant l’hiver devrait diminuer, tandis que les pluies devraient augmenter pendant la période de fonte. Toutefois, en raison de la variabilité entre les modèles climatiques, il est difficile de déterminer si l’ampleur des inondations augmentera ou diminuera (Rasmussen, 2015168). Dans le bassin hydrographique de la rivière Châteauguay au Québec, les crues de pointe du printemps, de l’été et de l’automne devraient perdre d’ampleur dans un scénario d’émissions moyennes (B2), mais il existe de grandes différences entre les trois modèles utilisés (Mareuil et coll., 2007128). La seule étude des changements projetés dans les événements de pluie sur neige a suggéré des augmentations générales de ces événements de novembre à mars pour la majeure partie du Canada d’ici le milieu du siècle (2041-2070) pour les scénarios d’émissions de moyennes (RCP4.5) et élevées (RCP8.5) (Jeong et Sushama, 2018). À la connaissance des auteurs, aucune étude n’a évalué les changements projetés aux inondations urbaines au Canada. Toutefois, les augmentations des précipitations extrêmes sont considérées comme un facteur qui influera sur leur apparition future (p. ex. Buttle et coll., 201638; Sandink, 2016178).

 

Résumé de la section

Pour résumer, de nombreuses études nationales et quelques études régionales ont examiné les changements passés à l’écoulement de surface au cours des dernières décennies. La plupart ont incorporé des stations du RHR (voir l’encadré 6.1), minimisant ainsi les effets de la réglementation de l’eau. Il y a un grand accord entre ces analyses – et donc un degré de confiance élevé – que la crue printanière arrive maintenant plus tôt, avec des écoulements d’hiver et de début de printemps plus élevés (voir le tableau 6.1 et la figure 6.6). Il y a moins de preuves – et donc un degré de confiance moyen – que les écoulements estivaux ont diminué, ce qui a été principalement documenté dans l’Ouest du Canada (voir le tableau 6.1). Tous ces changements sont en accord avec le réchauffement observé en hiver et au printemps (voir le chapitre 4, section 4.2.1.1) et les changements qui en résultent au manteau de neige, y compris moins de neige à des altitudes plus élevées, qui maintiennent souvent le ruissellement estival (voir le chapitre 5, section 5.2.1). Ils peuvent aussi être partiellement attribués à des changements climatiques anthropiques. Les études nationales et régionales sur les écoulements annuels antérieurs ont révélé peu de cohérence au Canada (voir le tableau 6.1) et reflètent généralement les variations régionales des précipitations et de la variabilité climatique naturelle (voir le chapitre 2, section 2.3.3).

Compte tenu du réchauffement prévu (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3) et des réductions résultantes de la couverture de neige et des glaciers de montagne et l’augmentation du dégel du pergélisol (voir le chapitre 5), il y a un degré de confiance élevé que les changements saisonniers observés dans les écoulements fluviaux se poursuivront. Des preuves cohérentes de ces changements prévus, caractérisées par des crues printanières encore plus précoces, des écoulements hivernaux plus élevés et des écoulements estivaux réduits, sont fournies dans de nombreuses études régionales (voir le tableau 6.2). On s’attend à ce que ces changements dans le climat physique transforment les régimes nivaux (dominés par la fonte des neiges) en régimes pluviaux (dominé par les pluies). Il y a cependant de grandes incertitudes quant à l’ampleur des changements projetés. Les études régionales projettent à la fois des augmentations et des diminutions de l’écoulement fluvial annuel, avec des augmentations principalement dans les bassins nordiques, et des diminutions principalement dans les bassins intérieurs de l’Ouest (voir le tableau 6.2 et la figure 6.5). En raison des incertitudes de modélisation et de la complexité des facteurs associés à l’écoulement annuel, il y a un degré de confiance moyen que ces changements annuels projetés se produiront.

Les inondations liées aux écoulements fluviaux résultent de nombreux facteurs, notamment les précipitations intenses et/ou de longue durée, la fonte des neiges, les embâcles, les événements de pluie sur neige ou une combinaison de ces facteurs. Les études ne révèlent aucune tendance spatialement cohérente dans ces facteurs, y compris les événements d’écoulement fluvial extrêmes d’une journée (voir la figure 6.3), partout au pays. Il n’y a pas non plus d’indication des tendances spatialement cohérentes d’inondations urbaines ou liées aux écoulements fluviaux pour l’ensemble du Canada. On s’attend à ce qu’un climat changeant exerce diverses formes d’influence sur les facteurs causant des inondations. Par exemple, bien qu’aucune étude évaluant les changements futurs dans les inondations urbaines n’ait été identifiée, il s’ensuit directement– et donc un degré de confiance élevé –que les augmentations prévues dans les précipitations extrêmes (voir le chapitre 4, section 4.3.2.2) entraînent une augmentation de l’incidence des inondations urbaines générées par la pluie dans certaines régions. L’augmentation prévue des températures (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3) suggère un décalage vers des inondations liées à la fonte des neiges plus précoces, y compris celles associées à la fonte des neiges printanières, aux embâcles et aux événements de pluie sur glace. Ce décalage est compatible avec la tendance pour des crues printanières plus précoces (voir la section 6.2.2) et avec quelques études qui ont recensé une tendance semblable vers des inondations liées à la fonte des neiges et des écoulements fluviaux de pointe touchés par la glace au cours des dernières décennies. Toutefois, compte tenu de la complexité des facteurs associés aux inondations liées à la fonte des neiges et du caractère limité des études connexes, il n’y a qu’un degré de confiance moyen que ce décalage se produise. Il existe une incertitude considérable quant à savoir si ces augmentations de température et cette réduction du manteau neigeux (voir le chapitre 5, section 5.2.2) auront une incidence sur la fréquence et l’ampleur des inondations futures liées à la fonte des neiges. La diminution des accumulations de neige implique que la contribution de la fonte des neiges aux inondations diminuera, y compris les inondations induites par les embâcles ou les événements de pluie sur neige. Des études individuelles ont permis de recenser de plus petites inondations liées à la fonte des neiges dans certains bassins nivaux à travers le pays au cours des dernières décennies et une diminution prévue des inondations causées par les embâcles dans le delta Peace-Athabasca en raison de la réduction du manteau neigeux. Les températures plus chaudes impliquent également un potentiel plus élevé de pluie sur neige, et une étude a montré des augmentations prévues de ces événements partout au Canada. Toutefois, étant donné que les accumulations devraient être plus petites à l’avenir, il n’est pas certain qu’une augmentation de la pluie sur neige entraînerait un plus grand potentiel d’inondation. Par conséquent, il y a un manque de preuves cohérentes concernant les effets des changements climatiques sur les inondations futures liées à la fonte des neiges dans l’ensemble du pays.

6.3

Niveaux d’eau de surface : lacs et terres humides

MESSAGE CLÉ

Dans les régions du Canada où il y a suffisamment de données, il n’y a aucune indication de changements à long terme pour les niveaux des lacs et des terres humides. Les niveaux futurs peuvent diminuer dans le Sud du Canada, où l’évaporation accrue peut dépasser les précipitations accrues (degré de confiance faible). Le réchauffement et le dégel du pergélisol prévus pourraient entraîner des changements futurs, y compris le drainage rapide, dans de nombreux lacs du Nord canadien (degré de confiance moyen).

Le Canada compte plus de 2 millions de lacs couvrant 7,6 % de la superficie du pays, dont 578 ont une superficie supérieure à 100 km2 (Comité national canadien, 197554; Monk et Baird, 2011140). Il y a un large éventail de types de lacs, dont les Grands Lacs laurentiens (Supérieur, Michigan, Huron, Érié et Ontario) et les Grands Lacs du Mackenzie (Grand lac des Esclaves et Grand lac de l’Ours), les lacs arctiques et subarctiques, glaciaires, boréaux et des Prairies et les lacs alcalins fermés peu profonds (Schertzer et coll., 2004180). Le niveau de certains lacs est surveillé par le réseau hydrométrique du Canada (voir l’encadré 6.1). Autre que dans quelques cas choisis, il y a peu d’information sur les tendances passées et les changements prévus dans les niveaux des lacs. De plus, bon nombre des plus grands lacs sont réglementés par les humains et il n’y a pas d’ensemble de données national exhaustif pour les lacs non réglementés. Il serait donc difficile de réaliser une évaluation pancanadienne des tendances passées et des changements futurs. Cette section se concentre sur les grands lacs et plans d’eau, reflétant la documentation disponible et les données de surveillance.

Les niveaux d’eau douce des lacs et des terres humides sont gouvernés par une simple équation :

Intrants – extrants = variation du stockage (c.-à-d. niveau d’eau ou apport net du bassin [ABN])

Les principaux intrants comprennent l’afflux de rivières (ruissellement), les précipitations directes sur le plan d’eau, la fonte des neiges et l’afflux d’eaux souterraines. Les extrants comprennent l’écoulement fluvial, l’évaporation et l’échange avec les eaux souterraines. La contribution de ces variables varie considérablement avec la taille du plan d’eau. Les plus grands lacs situés dans de très grands bassins hydrographiques sont touchés par des événements loin en amont, en plus du climat local/régional. Les plus petits lacs et terres humides sont plus sensibles aux conditions climatiques locales. Les plans d’eau de surface au Canada deviennent de plus en plus vulnérables à divers stress, tant liés au climat qu’à la gestion humaine (réglementation des écoulements et changement d’utilisation des terres) (p. ex. Schertzer et coll., 2004180).

6.3.1

Grands Lacs laurentiens

Compte tenu de leur importance pour le Canada et les États-Unis, les Grands Lacs laurentiens sont parmi les plans d’eau les plus étudiés en Amérique du Nord. Les niveaux de ces lacs sont surveillés depuis plus de 100 ans par des organismes fédéraux canadiens et américains. Les niveaux présentent un grand degré de variabilité en raison des variations climatiques naturelles, ainsi que de la gestion humaine directe (p. ex. dragage, déviations). Ces fluctuations ont des répercussions importantes sur l’érosion des berges, l’inondation des propriétés, la navigation, les loisirs, l’économie, les écosystèmes aquatiques et la santé humaine. De façon saisonnière, les niveaux d’eau progressent généralement d’un maximum estival à un minimum hivernal/printanier (Argyilan et Forman, 20036). Les lacs présentent aussi des fluctuations annuelles et pluriannuelles inférieures à 2,0 m, variant selon le lac (Wilcox et coll., 2007235; MPO, 2013.

Dans l’ensemble, les Grands Lacs laurentiens ont tous connu une grande variabilité de l’ANB et ses principales composantes individuelles (précipitation à l’échelle du bassin, évaporation du lac et écoulement des cours d’eau) au cours des dernières décennies (voir la figure 6.9). Cette variabilité d’année en année et pluriannuelle est fortement influencée par les modes de variabilité climatique à grande échelle qui se produisent naturellement, y compris l’ODP, l’OA et l’oscillation multidécennale de l’Atlantique (voir le chapitre 2, encadré 2.5) (p. ex. Ghanbari et Bravo, 200884; Hanrahan et coll., 201092). Compte tenu de la grande étendue géographique du bassin des Grands Lacs laurentiens, les tendances en matière d’ANB et de ses composants individuels varient d’un lac à l’autre. Dans le lac Supérieur, l’évaporation augmente et le ruissellement diminue, entraînant une baisse significative de l’ANB. Ces tendances sont également observées pour le lac Érié (mais pas à des niveaux statistiquement significatifs). Dans le lac Ontario, l’ANB a augmenté de façon significative, principalement en raison de l’augmentation des précipitations et du ruissellement, bien que les changements dans ces composantes individuelles ne soient pas significatifs. Pour les autres lacs, les tendances sont insignifiantes et incohérentes. Par exemple, le ruissellement diminue pour le lac Érié, mais augmente pour les lacs Michigan, Huron et Ontario. L’évaporation a augmenté au cours des 70 dernières années dans les lacs Supérieur et Érié, mais montre relativement peu de changements dans les autres lacs (bien que les valeurs aient augmenté depuis environ 1998). Les précipitations ont augmenté dans le lac Ontario, mais elles ont diminué dans le lac Supérieur, alors qu’aucune tendance n’est évidente dans les autres lacs.

Figure-6.9-FR

Série chronologique historique des variables de l’eau, Grands Lacs laurentiens, 1950-2016

Figure-6.9-FR

Série chronologique de précipitations moyennes au-dessus du lac, d’évaporation et d’écoulement des cours d’eau (mesurés comme effets sur le niveau des lacs) pour la période de 1950 à 2016 pour (a) le lac Supérieur, (b) les lacs Michigan/Huron, (c) le lac Érié et (d) le lac Ontario. (e) Série chronologique d’approvisionnement net de bassin (ANB) pour la période de 1950 à 2016 pour les lacs Supérieur, Michigan/Huron, Érié et Ontario. Les lignes rouges et le texte représentent des tendances linéaires. *Tendances significatives (il y a seulement 5 % de probabilité que de tels changements soient dus à la chance). Les lacs Michigan et Huron sont reliés par le détroit de Mackinac et ont donc le même niveau d’eau. Ils sont donc considérés comme un seul lac.

Source

GLERL (2017).

De 1998 à 2013, les Grands Lacs laurentiens ont tous connu une longue période de faibles niveaux, y compris des baisses record dans les lacs Michigan et Huron en décembre 2012 et janvier 2013. Cette période s’est terminée par une hausse rapide du niveau de tous les lacs à partir de 2013. Septembre 2014 a été le premier mois depuis 1998 que tous les lacs étaient au-dessus des niveaux moyens à long terme (1918-2013). La hausse de 2013 a été attribuée à une augmentation des précipitations, tandis que la hausse de 2014 résultait d’une combinaison d’évaporation inférieure à la moyenne et de précipitations et de ruissellements supérieurs à la moyenne (Gronewold et coll., 201690). Au printemps 2017, une série d’événements de précipitation au-dessus de la moyenne a causé le niveau le plus élevé du lac Ontario depuis le début des mesures fiables en 1918 (CMI, 201751). Ces deux extrêmes, qui ont eu lieu à quelques années l’un de l’autre, révèlent la variabilité des niveaux des Grands Lacs laurentiens et illustrent la difficulté de prévoir les niveaux futurs des lacs en fonction des changements climatiques.

La plupart des études sur les niveaux futurs ont été fondées sur les projections générées par des MCR (Angel et Kunkel, 20105; Hayhoe et coll., 201097; ÉIGLA, 201273; MacKay et Seglenieks, 2013127) en utilisant la saisie de données des projections des MCG du CMIP3 (voir le chapitre 3, encadré 3.1). Les MCR sont essentiels pour modéliser les Grands Lacs laurentiens, puisque leur résolution spatiale plus fine (typiquement environ 50 km par rapport aux grilles des MCG d’environ 200 à 250 km; voir le chapitre 3, section 3.5) permet de modéliser explicitement les différents lacs. En conséquence, les modèles comprennent des phénomènes qui peuvent avoir des effets significatifs sur l’équilibre hydrique, comme la neige à effet de lac, qui transfèrent de grandes quantités d’eau du lac à la surface du sol. Les ANB prévus font état de changements considérables dans le cycle saisonnier des lacs Michigan et Huron pour 2041-2070 par rapport à 1961-2000 (voir la figure 6.10). Ces changements comprennent une augmentation de l’ANB pendant l’hiver et le début du printemps et une diminution en été et au début de l’automne, en grande partie en raison des changements prévus dans les précipitations saisonnières. D’autres lacs ont des résultats similaires. Dans l’ensemble, ces changements saisonniers prévus devraient entraîner une diminution de l’ANB de 1,7 % à 3,9 % dans les lacs Supérieur, Michigan, Huron et Érié, et de 0,7 % dans le lac Ontario (ÉIGLA, 201273). En moyenne, dans le cadre d’une série de scénarios d’émissions, la plupart des MCR examinés prévoient une diminution des niveaux futurs des lacs de 0,2 m pour la période de 30 ans centrée sur les années 2050, comparativement à la moyenne de 1971 à 2000. Cependant, il y a une portée considérable (d’une augmentation de 0,1 m à une diminution de 0,5 m) (Angel et Kunkel, 20105; Hayhoe et coll., 201097; ÉIGLA, 201273). Ces changements sont inférieurs à ceux projetés en utilisant les extrants statistiquement réduits d’un MCG qui n’incorpore pas les lacs individuels (MacKay et Seglenieks, 2013127). Les études s’entendent pour dire qu’il y aura une grande variabilité d’une année à l’autre et pluriannuelle dans les niveaux des lacs, peut-être même au-dessus et au-dessous des extrêmes observés historiquement (ÉIGLA, 201273; Music et coll., 2015146).

Figure interactive 6.10

Différence mensuelle de l’apport net du bassin futur des lacs Michigan et Huron

Figure interactive 6.10

Différence mensuelle de l’apport net du bassin (ANB) des lacs Michigan et Huron, entre 2041-2070 et 1961-2000, en utilisant le modèle climatique régional canadien (MCRC) piloté par trois modèles climatiques globaux utilisés dans la troisième phase du Projet de comparaison de modèles couplés (CMIP3) : le modèle canadien de climat mondial version 3 (MCCG) (cinq simulations distinctes), le modèle climatique ECHAM version 5 (ECHAM5) (deux simulations distinctes) et le Centre national de recherches météorologiques version 5.1 (CNRM) (une simulation).

Source

Adapté de l’ÉIGLA, 2012.

6.3.2

Autres lacs

Bien que les niveaux de la plupart des autres grands lacs au Canada (p. ex. lacs Winnipeg, Athabasca et Grand lac des Esclaves) soient surveillés, ces lacs sont influencés par la réglementation humaine, ce qui rend difficile l’évaluation des tendances passées liées au climat. Une exception est le Grand lac de l’Ours dans les Territoires du Nord-Ouest, qui n’est pas réglementé. La figure 6.11 illustre les niveaux élevés et bas récurrents de ce lac, sans tendance perceptible à long terme. Les niveaux ont varié, en partie, en raison des conditions climatiques régionales. En particulier, il a connu des années les plus sèches à la fin des années 1940 et au début des années 1950, lorsque les eaux ont atteint un niveau faible record, avec un autre niveau faible enregistré au milieu des années 1990. Les années les plus humides et les niveaux les plus élevés ont été enregistrés du début au milieu des années 1960, avec un autre pointe au début des années 1970 (MacDonald et coll., 2004126).

Figure interactive 6.11

Niveaux d’eau du Grand lac de l’Ours, 1944-2014

Figure interactive 6.11

Niveaux annuels de l’eau de surface (septembre à août) pour le Grand lac de l’Ours de 1944 à 2014

Source

Figure originale de MacDonald et coll. (2004) http://www.dfo-mpo.gc.ca/library/278592.pdf. La figure a été modifiée et mise à jour jusqu’en 2014 à l’aide des données quotidiennes obtenues à partir des Relevés hydrologiques du Canada (ECCC, 2017)  https://eau.ec.gc.ca.

Dans la région des Prairies, la glaciation et le climat sec ont donné lieu à de nombreux lacs salins à bassin fermé qui drainent à l’interne et qui produisent un ruissellement rarement. Le stockage de l’eau dans ces lacs est sensible au climat, variant en fonction des précipitations, du ruissellement local et de l’évaporation. De 1910 à 2006, les niveaux de plusieurs lacs à bassin fermé de la région des Prairies ont affiché une baisse globale de 4 à 10 m (voir la figure 6.12), en raison, en partie, des températures plus élevées de la saison chaude (et de l’évaporation qui en résulte) et de la baisse du ruissellement de la fonte des neiges vers les lacs. Toutefois, les variables climatiques à elles seules n’expliquaient pas les déclins, et d’autres facteurs contributifs, comme les changements d’utilisation des terres (barrages, fossés, drainage des terres humides et étangs-réservoirs) et les changements dans les pratiques agricoles étaient également en cause (van der Kamp et coll., 2008218). De la fin des années 2000 à 2016 (voir la figure 6.12), il y a eu un renversement brutal des niveaux de plusieurs de ces lacs (une élévation pouvant atteindre de 6 à 8 m), reflétant les conditions exceptionnellement humides dans les Prairies au cours de ces années (p. ex. Bonsal et coll., 201723). Le renversement a donné lieu à plusieurs cas d’inondation par voie terrestre, illustrant la variabilité hydroclimatique naturelle dans cette région et la susceptibilité des plans d’eau de surface aux extrêmes météorologiques, tant en matière de sécheresse que de précipitations. Bien qu’aucune étude n’ait examiné les effets climatiques futurs sur les niveaux de ces lacs, ils continueront d’être touchés par des extrêmes secs et humides. Toutefois, compte tenu des températures plus élevées prévues (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3) et, en conséquence, l’évaporation accrue, les niveaux futurs devraient baisser, même si l’ampleur dépendra de la mesure dans laquelle l’augmentation future des précipitations compensera l’évaporation.

Figure-6.12-FR

Changements du niveau d’eau de 10 lacs représentatifs du Sud des Prairies canadiennes de 1910 à 2016

Figure-6.12-FR

Changements relatifs du niveau d’eau de 10 lacs représentatifs à bassins fermés du Sud des Prairies canadiennes pour leur période de référence. Les lignes pointillées reliant les points de données séparés ne sont pas représentatives des niveaux d’eau mesurés entre les points. « D » indique que le lac était sec au moment de la mesure.

Source

van der Kamp et coll. (2008); données mises à jour jusqu’en 2016.

Les lacs et les étangs plus petits sont une caractéristique de l’Arctique canadien, avec un grand nombre de lacs de dégel du pergélisol dans le Nord du Yukon et dans les Territoires du Nord-Ouest (voir le chapitre 5, section 5.6). Ces plans d’eau sont de taille variable, avec des diamètres de 10 à 10 000 m et des profondeurs de 1 à 20 m (Plug et coll., 2008163; Vincent et coll., 2012223). Le réchauffement dû à l’amplification dans l’Arctique aux latitudes élevées peut influer sur la taille des lacs pergélisolés. En particulier, ceux qui se trouvent dans le pergélisol continu peuvent prendre de l’ampleur en raison de l’accélération des processus de dégel du pergélisol qui les ont formés, alors que ceux en pergélisol discontinu (c.-à-d. les plaques de pergélisol) peuvent rétrécir et même disparaître en raison d’un drainage rapide lorsque le pergélisol sous-jacent dégèle complètement (p. ex. Hinzman et coll., 2005100; Smith et coll., 2005195). Certaines données probantes de ces processus ont été observés dans certaines régions à haute latitude, dont le Canada. Par exemple, la superficie totale des lacs de la plaine Old Crow (Yukon) a diminué d’environ 6 000 hectares de 1951 à 2007, et près de la moitié de cette perte est attribuable au drainage rapide et persistant de 38 grands lacs. Ce drainage a également entraîné la formation de nombreux petits étangs résiduels. Les instances de drainage catastrophique de lacs dans cette région ont plus que quintuplé au cours des dernières décennies, et il a été suggéré que ces changements sont associés à des augmentations de la température et des précipitations régionales (Lantz et Turner, 2015116). Cette observation est en accord avec les perceptions locales que les lacs de la plaine Old Crow affichent des niveaux d’eau en baisse (p. ex. Wolfe et coll., 2011236). Cependant, d’autres études arctiques canadiennes ont révélé des résultats mixtes. Par exemple, des photographies aériennes et des cartes topographiques ont montré que, dans une région de 10 000 km2 à l’est du delta du Mackenzie, dans les Territoires du Nord-Ouest, 41 lacs ont été drainés entre 1950 et 2000, mais que le taux de drainage a diminué au fil du temps (Marsh et coll., 2009130). De même, la superficie totale des lacs de la péninsule de Tuktoyaktuk sur la côte de l’océan Arctique des Territoires du Nord-Ouest, de 1978 à 2001, variait d’une augmentation de 14 % à une baisse de 11 %. Les augmentations se sont produites principalement entre 1978 et 1992 et les diminutions, entre 1992 et 2001, sous la forte influence des précipitations annuelles (Plug et coll., 2008163).

Le réchauffement futur et le dégel approfondi du pergélisol (voir le chapitre 5, section 5.6.2) devraient avoir un effet substantiel sur l’eau de surface dans l’Arctique. Les lacs de dégel du pergélisol ont actuellement des cycles naturels d’expansion, d’érosion, de drainage et de reformation (p. ex. Van Huissteden et coll., 2011219), qui peuvent s’accélérer dans des conditions climatiques plus chaudes. Les MCG prévoient une augmentation des précipitations sur l’Arctique canadien (voir le chapitre 4, section 4.3.1.3). Toutefois, ces augmentations seront partiellement compensées par une plus grande évaporation due aux températures plus chaudes en été et à une diminution de la durée de la couverture de glace. De plus, de nombreux lacs de l’extrême Arctique dépendent de la neige et des glaciers tout au long de l’année et sont donc vulnérables au réchauffement rapide de la cryosphère. En conséquence, l’étendue des lacs nordiques est très vulnérable aux changements en raison de l’augmentation de la perte d’eau due à l’évaporation et/ou au drainage (p. ex. Vincent et coll., 2012223).

6.3.3

Terres humides et deltas

Les terres humides sont des terres saturées d’eau en permanence ou presque, avec des sols mal drainés et une végétation adaptée aux milieux humides. Ils sont souvent associés à l’eau stagnante de surface et les profondeurs sont généralement inférieures à 2 m. Le Canada compte environ 1,5 million de km2 de terres humides – communément appelés marécages, marais, tourbières, fondrières, étangs et bourbiers – représentant environ 16 % de la masse continentale du pays (Groupe de travail national sur les terres humides, 1988150, 1997151). La majorité des terres humides sont des tourbières dans les régions arctiques, subarctiques, boréales, des Prairies et tempérées (van der Kamp et Marsh, 2004217). Le Canada possède également plusieurs deltas qui se forment à partir de sédiments déposés par des rivières qui pénètrent dans un grand lac ou un océan. Parmi les exemples les plus importants, mentionnons les deltas des rivières Mackenzie (avec plus de 25 000 lacs et terres humides peu profonds), Fraser, Peace-Athabasca, des Esclaves, Saskatchewan et Sainte-Claire. Les événements d’écoulement élevée et bas occasionnels sont essentiels à la résilience des écosystèmes de delta. Les événements de crue élevée peuvent entraîner des écoulements terrestres (embâcles et inondations d’eau libre) et constituent une source cruciale de réapprovisionnement en eau pour les plans d’eau déconnectés perchés au-dessus du système d’écoulement principal (voir ci-dessous; Peters et coll., 2013158).

En emmagasinant l’eau et en la libérant lentement, les terres humides et les deltas sont importants pour la disponibilité de l’eau douce du Canada. Dans certaines conditions, les terres humides peuvent atténuer les inondations, maintenir le niveau des eaux souterraines et de l’écoulement fluvial, filtrer les sédiments et les polluants, faire circuler les nutriments et séquestrer le carbone (Gouvernements fédéral, provinciaux et territoriaux du Canada, 201087). Ils sont étroitement liés au climat, car ils gagnent de l’eau des précipitations directes, du ruissellement des terres environnantes et de l’afflux d’eau souterraine. Ils perdent de l’eau par évapotranspiration et écoulement de surface/eau souterraine. Certaines terres humides doivent aussi leur existence en partie aux hivers froids du Canada et au pergélisol, à la fonte des neiges et aux embâcles. Ainsi, les hivers plus courts et l’évaporation accrue due à des étés plus longs augmenteront le stress dans les terres humides, à moins que les augmentations des précipitations ne compensent la perte d’eau par évaporation (van der Kamp et Marsh, 2004217).

Malgré l’importance des terres humides, il n’existe pas de programme exhaustif d’inventaire ou de surveillance pour l’ensemble du pays (Fournier et coll., 200782). Cependant, depuis 1979, Canards Illimités Canada utilise la photographie aérienne et l’imagerie satellite pour inventorier des millions d’hectares de terres humides partout au Canada. De plus, le US Fish and Wildlife Service produit un rapport annuel résumant l’état des populations d’oiseaux aquatiques d’Amérique du Nord et de leurs habitats, avec l’apport du Canada (US Fish and Wildlife Service, 2017216). La figure 6.13 indique le nombre d’étangs des Prairies canadiennes en mai de 1961 à 2017. La série montre une variabilité pluriannuelle importante et aucune tendance à long terme. Les niveaux correspondent étroitement à la variabilité à long terme des précipitations dans la région. Dans de nombreuses régions du Canada, les terres humides sont perdues en raison de la conversion des terres, du contrôle du niveau de l’eau et des changements climatiques (p. ex. Watmough et Schmoll, 2007228; Canards Illimités Canada, 201039).

Figure-6.13-FR

Étangs dans les Prairies canadiennes, 1961-2016

Figure-6.13-FR

Nombre d’étangs en mai dans les Prairies canadiennes. Les barres verticales montrent des intervalles de confiance de 90 %.

Source

Adapté du US Fish and Wildlife Service (2017).

De nombreux petits lacs dans les deltas d’eau douce sont des « bassins perchés », situés à une altitude plus élevée que les rivières avoisinantes. Ces bassins connaissent généralement une baisse des niveaux d’eau pendant les périodes plus sèches et le réapprovisionnement pendant les inondations du cycle continu (p. ex. Marsh et Lesack, 1996129; Peters et coll., 2006162; Lesack et Marsh, 2010119). Par exemple, dans le delta Peace-Athabasca, l’évaporation dépassait les précipitations de 1900 à 1940; les conditions opposées prévalaient entre 1940 et le milieu des années 1970; et cela a été suivi par un retour à des conditions plus sèches qui a continué jusqu’en 2009 (Peters et coll., 2006162; Peters, 2013158). Les deltas des rivières Mackenzie, des Esclaves et Saskatchewan ont une variabilité semblable (p. ex. Lesack et Marsh, 2010119; Peters, 2013158). Sous un climat plus chaud et plus humide à l’avenir (2070-2099; ensemble du MCG CMIP3; scénarios d’émissions élevées [A2] et moyennes [B2]), une saison glaciaire plus courte (de deux à quatre semaines), une couverture de glace plus mince et l’épuisement du manteau de neige en milieu d’hiver entraîneront une réduction importante de la fréquence des inondations printanières dues aux embâcles dans le delta Peace-Athabasca (Beltaos et coll., 200615). Cette réduction aurait de graves répercussions écologiques, notamment la perte accélérée de l’habitat aquatique, à moins que les niveaux d’inondation estivale ne puissent atteindre les bassins perchés (Peters et coll., 2006162).

 

Résumé de la section

Pour résumer, les changements dans les niveaux d’eau de surface sont influencés par de nombreux facteurs, notamment la distribution saisonnière des précipitations, les intrants de la fonte des neiges et des rivières, l’évaporation (influencée par la durée de la couverture glaciaire et la température de surface), les sorties, les échanges avec les eaux souterraines et la présence de pergélisol. Plusieurs des plus grands lacs sont réglementés par les humains, tandis que la plupart des autres plans d’eau de surface au Canada sont surveillés de façon infréquente ou pas du tout. Pour les quelques régions où des analyses ont été effectuées (principalement les Prairies et les Grands Lacs laurentiens), les données probantes révèlent que les niveaux d’eau ont varié d’une année à l’autre et de façon pluriannuelle, sans aucune tendance à long terme (voir les figures 6.9, 6.11, 6.12 et 6.13). Les précipitations semblaient être le principal moteur de ces fluctuations, certaines d’entre elles étant influencées par des variabilités climatiques internes (voir le chapitre 2, encadré 2.5). Certaines données probantes indiquent que le réchauffement à haute latitude (voir le chapitre 4, section 4.2.1.1) et le dégel du pergélisol associé (voir le chapitre 5, section 5.6.1) ont influé sur les niveaux des lacs du Nord-Ouest du Canada, y compris une incidence plus élevée de drainage rapide de lacs. Cependant, les résultats ne sont pas cohérents.

Les Grands Lacs laurentiens sont la seule région du Canada où les changements prévus au niveau d’eau de surface ont été examinés, et on prévoit que ces lacs montreront de faibles baisses moyennes (0,2 m) de niveaux d’ici le milieu du XXIe siècle. Cependant, on s’attend à ce que les niveaux d’eau changent de façon saisonnière, avec une augmentation des niveaux d’eau pendant l’hiver et le début du printemps et une diminution en été et au début de l’automne (voir la figure 6.10). Compte tenu de l’étroite association entre les niveaux d’eau passés et le climat de surface, les changements prévus aux précipitations et à la température devraient influer sur les niveaux futurs. Cependant, la direction et l’amplitude du changement dépendront de l’équilibre entre les augmentations futures des précipitations et les augmentations de l’évaporation dues à des températures plus élevées et à des périodes sans glace plus longues. Les régions du Sud du Canada pourraient voir baisser les niveaux d’eau futurs en raison de la diminution prévue des précipitations estivales dans le cadre d’un scénario à émissions élevées (RCP8.5) (voir le chapitre 4, section 4.3.2.2) et une évaporation plus élevée associée à des températures plus élevées. Il y a cependant un degré de confiance faible dans cette évaluation en raison de l’absence d’études sur le niveau futur de l’eau et de la complexité des facteurs qui influent sur les niveaux d’eau de surface. Comme le réchauffement des hautes latitudes (voir le chapitre 4, section 4.2.1.1) et le dégel connexe du pergélisol (voir chapitre 5, section 5.6.1) ont influé sur les niveaux des lacs de dégel du pergélisol dans le Nord-Ouest du Canada, le réchauffement projeté dans le Nord canadien (voir le chapitre 4, section 4.2.1.3) et le dégel continu du pergélisol (voir le chapitre 5, section 5.6.2) devraient modifier de nombreux lacs arctiques, y compris en provoquant un drainage rapide. Comme aucune étude n’a directement évalué les changements futurs du niveau de l’eau dans le Nord, il n’y a qu’un degré de confiance moyen dans cette évaluation.

6.4

Humidité du sol et sécheresse

MESSAGE CLÉ

Des sécheresses périodiques ont eu lieu dans une grande partie du Canada, mais aucun changement à long terme n’est évident. Les sécheresses et les déficits d’humidité du sol prévus devraient être plus fréquents et plus intenses dans le sud des Prairies canadiennes et l’intérieur de la Colombie-Britannique pendant l’été, et être plus importants à la fin du siècle selon un scénario à émissions élevées (degré de confiance moyen).

L’humidité du sol influe directement sur le ruissellement et les inondations, car elle a une forte influence sur la quantité de précipitation/fonte des neiges qui fait son chemin vers les plans d’eau de surface. Elle détermine aussi l’échange d’eau et d’énergie thermique entre la surface terrestre et l’atmosphère par l’évaporation et la transpiration des plantes, et influe sur l’occurrence des précipitations par le recyclage de l’humidité (voir Seneviratne et coll., 2010 pour une explication détaillée des interactions humidité-climat du sol). Il y a peu de mesures directes de l’humidité du sol au Canada, et les quantités sont donc estimées par télédétection (p. ex. par satellite) et/ou par modélisation. L’absence d’un vaste réseau de surveillance rend difficile l’évaluation à grande échelle des tendances passées (p. ex. Mortsch et coll., 2015143). Les changements futurs dans l’humidité du sol sont principalement évalués en utilisant les extrants directs d’humidité du sol des MCG. Ces changements sont influencés par les précipitations et l’évaporation futures (dont la dernière peut être touchée par des changements de végétation). Cependant, l’humidité modélisée du sol est associée à de grandes incertitudes, en raison de la complexité de la représentation de l’évapotranspiration réelle, de la croissance de la végétation et de l’efficacité de l’utilisation de l’eau dans des concentrations atmosphériques accrues de dioxyde de carbone (p. ex. Seneviratne et coll., 2010186; Wehner et coll., 2017229). La variabilité du climat à plus long terme, y compris les sécheresses et les périodes de pluies excessives, est souvent directement liée à l’humidité du sol (et à d’autres aspects de la disponibilité de l’eau douce). En conséquence, cette section évalue également les changements passés et futurs des indicateurs pertinents de la sécheresse.

6.4.1

Humidité du sol

La quantification de l’humidité du sol sur les grands domaines est difficile en raison de la variabilité de l’humidité du sol au fil du temps et entre les régions (Famiglietti et coll., 200876). Il existe plusieurs réseaux d’humidité du sol à l’échelle nationale au monde (Doringo et coll., 201167), dont deux aux États-Unis (Schaefer et coll., 2007179; Bell et coll., 201313). Bien qu’il n’y ait pas de réseau national à travers le Canada, il existe certains sites régionaux/provinciaux. Par exemple, l’Alberta a surveillé les sécheresses au cours des 15 dernières années, y compris les conditions d’humidité du sol, sur un vaste réseau provincial, tandis que la Saskatchewan, le Manitoba et l’Ontario ont établi des stations de surveillance de l’humidité du sol et de la météo pour certaines régions. Ces réseaux ont été utilisés pour la validation des données de télédétection (décrites ci-dessous) (p. ex. Adams et coll., 20153; Pacheco et coll., 2015155; Champagne et coll., 201645) et pour l’étalonnage et la validation des modèles hydrologiques (Hayashi et coll., 201096). En raison des difficultés (y compris les coûts élevés) de la surveillance directe de l’humidité du sol, de nombreuses approches de télédétection ont été utilisées (Chan et coll., 201646; Colliander et coll., 201753). À l’heure actuelle, les estimations continues de l’humidité du sol pour le Canada dans son ensemble sont disponibles à partir de la mission par satellite sur l’humidité du sol et la salinité des océans (SMOS) (2010 jusqu’à présent) et, plus récemment, dans le cadre de la mission de l’humidité du sol active passive (SMAP) (2015 jusqu’à présent) (p. ex. Champagne et coll., 201144, 201243). Les données SMOS sont distribuées par Agriculture et Agroalimentaire Canada (http://open.canada.ca/data/fr/dataset/723bbb4c-d209-4599-b39b-0ede5a0a0371).

Une des limites des estimations de l’humidité du sol par télédétection est la profondeur d’observation relativement limitée, qui est généralement restreinte aux quelques centimètres supérieurs de la surface. Des valeurs plus profondes dans la zone racinaire (c.-à-d. le premier mètre) sont souvent déterminées à l’aide de systèmes d’assimilation des données, dans lesquels les données sur l’humidité du sol des capteurs satellitaires sont fusionnées avec les estimations d’un modèle hydrologique (p. ex. Reichle et coll). Au Canada, cela se fait sur le plan opérationnel et national dans le cadre du Système canadien d’assimilation des données au sol (Carrera et coll., 201540). En raison de l’enregistrement relativement court, aucune étude n’a examiné les tendances de ces données. Les valeurs quotidiennes d’humidité du sol dans les provinces des Prairies canadiennes pour trois profondeurs de couche de sol (0-20 cm, 20-100 cm et 0-100 cm) ont cependant été reconstruites de 1950 à 2009 à l’aide du modèle d’hydrologie terrestre de la capacité d’infiltration variable (CIV). L’humidité du sol reconstituée correspondait aux observations antérieures dans les Prairies, mais aucune tendance n’a été signalée (Wen et coll., 2011230).

Il y a eu quelques études mondiales sur l’humidité future du sol à l’aide de la production du MCG. Un ensemble de 15 MCG de CMIP3 a projeté une diminution de l’humidité du sol de juin à août pour la majeure partie du Canada pour la fin du siècle dans le cadre d’un scénario d’émissions moyennes-élevées (SRES 1Ab) (Wang, 2005226). Les changements prévus pour la fin du siècle dans l’humidité des sols de surface, totale et couche par couche à l’aide de 25 MCG inclus dans le CMIP5 dans le cadre d’un scénario d’émissions élevées (RCP 8.5) indiquent que, dans la plupart des latitudes moyennes de l’hémisphère nord, y compris le Sud du Canada, les 10 premiers centimètres du sol deviendront plus secs pendant l’été, mais le reste du sol, jusqu’à 3 m, restera mouillé (Berg et coll., 201617; Wehner et coll., 2017229).

6.4.2

Sécheresse

La sécheresse est souvent définie comme une période de temps anormalement sec suffisamment longue pour causer un déséquilibre hydrologique grave (p. ex. Seneviratne et coll., 2012187) et donc susceptible d’avoir des incidences sur plusieurs composantes du cycle de l’eau. Ces incidences peuvent aussi être exacerbées par l’augmentation de l’évapotranspiration associée à des températures élevées. Toutefois, les effets de la sécheresse varient selon le moment où ils se produisent. En général, les sécheresses de saison chaude influent non seulement sur la production agricole (généralement due aux déficits d’humidité du sol), mais aussi les niveaux de l’eau de surface et souterraine. Les déficits de précipitation associés à la saison de ruissellement (y compris l’accumulation de neige hivernale) influent principalement sur la reconstitution des systèmes d’eau douce.

De nombreux indices de sécheresse (qui recensent aussi l’excédent d’humidité) ont été utilisés pour caractériser leur occurrence et leur intensité. Les indices incorporent divers intrants hydroclimatiques (p. ex. précipitation, température, écoulement fluvial, eau souterraine et accumulation de neige), et chaque indice a ses propres forces et faiblesses (voir OMM, 2016153 pour une liste exhaustive). Certains indices sont basés uniquement sur les précipitations (p. ex. l’indice normalisé des précipitations [INP] [McKee et coll., 1993133]) et ne tiennent pas compte du fait que des températures plus élevées sont souvent associées à des précipitations inférieures à la normale. Par conséquent, l’évapotranspiration accrue n’est pas prise en considération. Quelques indices incorporent les précipitations et les estimations de l’évapotranspiration potentielle (basée sur la température de l’air), par exemple l’indice de sévérité de sécheresse de Palmer (ISSP) (Palmer, 1965157) et l’indice normalisé d’évapotranspiration des précipitations (SPEI) (Vicente-Serrano et coll., 2010221). Une lacune de ces indices est qu’ils utilisent l’évapotranspiration potentielle comme substitut de l’évapotranspiration réelle et, par conséquent, ne considèrent pas comment l’humidité du sol et la végétation peuvent limiter l’évapotranspiration et le développement ultérieur de la sécheresse. Cela peut entraîner une surestimation de l’intensité de la sécheresse, en particulier pour les projections des changements climatiques (p. ex. Donohue et coll., 201066; Milly et Dunne, 2011136, 2016137; Shaw et Riha, 2011188). La grande majorité des analyses mondiales et canadiennes des tendances historiques et des changements prévus à la sécheresse ont utilisé des indices basés uniquement sur les précipitations ou sur les effets combinés de la température et des précipitations (p. ex. Bonsal et coll., 201124), et ce sont ceux-ci qui se trouvent au centre de cette évaluation.dsm

Quelques études mondiales ont mis en évidence les tendances passées dans certaines régions, dont, par exemple, le séchage au-dessus des régions de latitude moyenne du Canada, de 1950 à 2008 (Dai, 201157 à l’aide de l’ISSP). Toutefois, depuis le début du XXe siècle, la fréquence de la sécheresse mondiale reste généralement inchangée; il semble qu’au cours de cette période plus longue, les augmentations de la température mondiale et de l’évapotranspiration potentielle aient été compensées par des augmentations des précipitations annuelles (p. ex. Sheffield et coll., 2012189; McCabe et Wolock, 2015132). Les analyses des tendances de la sécheresse au Canada sont fragmentées, et aucune analyse exhaustive n’a encore eu lieu au pays. La majorité s’est concentrée sur la région des Prairies, en raison de la plus grande fréquence de sécheresse dans cette région (p. ex. Mortsch et coll., 2015143). Un examen de la sécheresse au Canada (Bonsal et coll., 201124) a fourni des exemples de changements du 20e siècle dans l’ISSP de stations individuelles dans diverses régions du pays (1900 à 2007) (voir la figure 6.14). Une variabilité pluriannuelle considérable est évidente, sans aucune tendance perceptible à long terme. Cette variabilité est également apparue dans les études régionales de SPEI (1900-2011) en été (juin-août) et au cours de l’« année de l’eau » (octobre-septembre) dans le Sud-Est de l’Alberta et le Sud-Ouest de la Saskatchewan (Bonsal et Cuell, 201719) et dans le bassin de la rivière Athabasca (Bonsall et Cuell, 201719). D’autres études sur la sécheresse dans la région des Prairies canadiennes ont mis en évidence des sécheresses périodiques pendant les années 1890, 1910, 1930, 1980 et au début des années 2000 (p. ex. Chipanshi et coll., 200650; Bonsal et Regier, 200720; Bonsal et coll., 201322). Du milieu à la fin des années 2000 à environ 2014, la région des Prairies a connu des conditions exceptionnellement humides, soulignant la forte variabilité dans cette région (p. ex. Bonsal et coll., 201723).

Figure-6.14-FR

Indice annuel de sévérité de sécheresse de Palmer pour quatre endroits au Canada, 1900-2007

Figure-6.14-FR

Valeurs de l’indice annuel de sévérité de sécheresse de Palmer (ISSP) de 1900 à 2007 pour (a) Kamloops (Colombie-Britannique), (b) Saskatoon (Saskatchewan), (c) Sherbrooke (Québec) et (d) Yarmouth (Nouvelle-Écosse). Les lignes solides représentent des moyennes sur 10 ans. Les valeurs positives indiquent des conditions plus humides, les valeurs négatives indiquent des conditions plus sèches.

Source

Bonsal et coll. (2011).

Dans d’autres régions du pays, le Code canadien de la sécheresse (basé sur la température maximale et les précipitations) a montré que la sévérité de la sécheresse au-dessus des régions de la forêt boréale du Sud du Canada était variable, sans tendance à long terme de 1913 à 1998 (Girardin et coll., 200485). Une analyse plus récente utilisant l’ISSP et l’indice de l’humidité du climat (différence entre les précipitations annuelles et l’évapotranspiration potentielle) a indiqué que, pour la zone boréale canadienne dans son ensemble, plusieurs régions ont connu un séchage important entre 1951 et 2010, mais il y avait aussi certaines zones avec un mouillage important (Wang et coll., 2014227). Une analyse des épisodes de sécheresse du XXe siècle (1920-1999) dans le Sud de l’Ontario a révélé des occurrences en 1930, 1933, 1934, 1936, 1963, 1998 et 1999, sans tendance à long terme (Klaassen, 2002113). Les tendances pancanadiennes de l’évapotranspiration réelle de 1960 à 2000 ont montré des valeurs croissantes considérables dans 35 % des stations, principalement sur les côtes du Pacifique et de l’Atlantique et dans les zones des Grands Lacs laurentiens et du Saint-Laurent (Fernandes et coll., 200777). D’autres études ont révélé que les tendances annuelles de l’évapotranspiration réelle dans la région des Prairies étaient incohérentes (p. ex. Gan, 199883). Le bac d’évaporation et l’évapotranspiration estimative potentielle observées pour 11 sites de la région des Prairies, des années 1960 au début des années 2000, ont permis de déceler des tendances importantes décroissantes et croissantes à différents endroits. Dans l’ensemble, les endroits affichant une diminution de l’évapotranspiration potentielle étaient plus nombreux et se concentraient en juin et juillet (Burn et Hesch, 200630).

Aucune étude canadienne n’a tenté d’attribuer directement les tendances passées de la sécheresse aux changements climatiques anthropiques, bien qu’il y ait eu des recherches sur l’événement de la sécheresse extrême de 2015 dans l’Ouest du Canada. Les changements climatiques anthropiques ont accru la probabilité du printemps extrêmement chaud, mais aucune influence humaine n’a été décelée sur la tendance persistante de la sécheresse (Szeto et coll., 2016208).

À ce jour, aucune étude pancanadienne sur les prévisions en matière de sécheresse n’a été réalisée. Il existe cependant plusieurs analyses à l’échelle régionale, la majorité se concentrant sur la région des Prairies et incorporant un ou plusieurs indices de sécheresse. Par exemple, les résultats de trois MCG CMIP3 incorporant des scénarios d’émissions élevées (A2), moyennes-élevées (A1B) et moyennes (B2) ont été utilisés pour projeter l’ISSP d’étés futurs (2011-2012) dans les prairies du Sud du Canada. Des sécheresses plus persistantes sont projetées, en particulier après 2040, et des sécheresses pluriannuelles de 10 ans ou plus devraient devenir plus probables (Bonsal et coll., 201322). De même, le modèle climatique régional canadien dans le cadre d’un scénario à émissions élevées (A2) prévoyait que de longues sécheresses de six à dix mois augmenteraient et deviendraient plus sévères au milieu du siècle dans le Sud du Manitoba et de la Saskatchewan et les pentes orientales des Rocheuses. Toutefois, dans la région des prairies nordiques, les longs épisodes de sécheresse seront moins graves et moins fréquents (PaiMazumder et coll., 2012156). Un certain nombre d’autres études de la région des Prairies ont examiné les changements de sécheresse pour la période du milieu du siècle à l’aide de plusieurs modèles climatiques qui font partie du Programme régional nord-américain d’évaluation des changements climatiques (Mearns et coll., 2009134). Pour la région du Sud des Prairies, les résultats obtenus dans le cadre d’un scénario à émissions élevées (A2) indiquent un risque global de sécheresse accru pour l’été comme pour l’hiver. Il y avait des différences considérables entre les modèles, avec des projections allant d’une augmentation substantielle de la sécheresse avec un degré plus élevé de variabilité d’une année à l’autre, à une absence relative de changement des conditions actuelles (Jeong et coll., 2014106; Masud et coll., 2017131; Bonsal et coll., 201723). Plus au nord, dans le bassin de la rivière Athabasca, les projections ont révélé un changement moyen vers une plus grande sécheresse estivale, mais, encore une fois, il y avait une gamme importante parmi les modèles climatiques (Bonsal et Cuell, 201719). Les futurs changements annuels et estivaux selon le SPEI dans tous les bassins des cours d’eau de l’Ouest du Canada ont été évalués avec six MCG CMIP5 pour les périodes 2041-2070 et 2071-2100 (par rapport à 1971-2000) à l’aide de scénarios à émissions moyennes (RCP4.5) et à émissions élevées (RCP8.5). Les bassins versants du Sud ont connu une augmentation progressive du déficit hydrique annuel tout au long du XXIe siècle, tandis que le contraire était vrai pour les bassins nordiques. Toutefois, pour l’été, tous les bassins des cours d’eau, sauf ceux de l’extrême nord, devraient connaître une diminution de la disponibilité de l’eau (voir la figure 6.15) (Dibike et coll., 201765). Douze MCG CMIP3 incorporant des scénarios à émissions moyennes (B1), moyennes-élevées (A1B) et élevées (A2) ont montré qu’à la fin du XXIe siècle, les changements combinés des précipitations et de la température entraîneront des conditions généralement plus sèches dans une grande partie de la région de la forêt boréale de l’Ouest du Canada et à une plus grande probabilité de sécheresse. Cependant, certaines régions de l’Est pourraient devenir légèrement plus humides (Wang et coll., 2014227).

Figure-6.15-FR

Changements dans l’indice normalisé annuel moyen d’évapotranspiration des précipitations pour les bassins hydrographiques de l’Ouest du Canada

Figure-6.15-FR

Variation de la moyenne annuelle de l’indice normalisé d’évapotranspiration des précipitations (SPEI) (à gauche) et estivale (juin-août) (à droite) entre la ligne de base (1971-2000) et 2041-2070 (en haut) et entre la ligne de base et 2071-2100 (en bas) pour les bassins hydrographiques de l’Ouest du Canada. Le SPEI est déterminé à partir de la température et des précipitations provenant d’un ensemble de six MCG du CMIP5 selon un scénario à émissions élevées (RCP8.5). Les valeurs positives indiquent des conditions plus humides, les valeurs négatives indiquent des conditions plus sèches.

Source

Dibike et coll. (2017).

Ces prévisions sont compatibles avec d’autres études de l’Amérique du Nord et à l’échelle mondiale utilisant des indices de sécheresse similaires. À titre d’exemple, les projections de sécheresse utilisant de nombreux MCG du CMIP5 (scénario à émissions moyennes [RCP 4.5]) ont montré que la fréquence des conditions de sécheresse sévères à extrêmes devrait augmenter d’ici la fin du XXIe siècle pour une grande partie du Sud du Canada, y compris le Sud-Est Colombie-Britannique, les Prairies et l’Ontario (mesurés par l’ISSP et l’humidité du sol) (Dai, 201258; Zhao et Dai, 2015240, 2016241). Des résultats semblables ont été projetés à l’aide de l’ISSP et du SPEI dans le cadre d’un scénario à émissions élevées (RCP 8.5) (Cook et coll., 201455; Touma et coll., 2015212). Cela incluait des augmentations de l’amplitude et de la fréquence de la sécheresse sur l’Ouest, le centre et l’Est de l’Amérique du Nord, avec le plus grand changement dans les régions occidentales et centrales. La variabilité d’une année à l’autre de l’INP devrait augmenter d’ici la fin du siècle (2080-2099) dans diverses régions de l’Amérique du Nord, ce qui suggère des extrêmes plus prononcés. Cependant, ces résultats sont très incertains en raison de grandes différences entre les régions et parmi les 21 MCG du CMIP5 (Swain et Hayhoe, 2015206). Bien qu’il y ait une cohérence générale quant à la probabilité accrue de sécheresse future au-dessus des régions continentales intérieures du Sud du Canada, il y a incertitude quant à l’ampleur de ces changements. Ceci est principalement dû aux insuffisances des indices qui estiment l’évapotranspiration potentielle, ce qui peut mener à une surestimation de l’intensité de la sécheresse (p. ex. Sheffield et coll., 2012189; Trenberth et coll., 2014214; Milly et Dunne, 2016137).

 

Résumé de la section

Pour résumer, les relevés de l’humidité du sol directement mesurée et/ou télédétectée ne sont pas assez longs pour évaluer les changements passés. Les effets des changements climatiques sur l’humidité du sol spécifiquement pour le Canada n’ont pas été étudiés, bien qu’il y ait eu quelques études à l’échelle mondiale. Les résultats ont révélé un consensus selon lequel l’humidité du sol en été diminuera à la fin de ce siècle dans des scénarios d’émissions moyennes à élevées dans plusieurs régions continentales intérieures du globe, y compris le Sud du Canada (intérieur de la Colombie-Britannique et le Sud des Prairies). Ce sont aussi les régions du Canada où les sécheresses devraient devenir plus fréquentes, en raison de l’évapotranspiration accrue causée par des températures plus élevées. Cependant, il y a une incertitude considérable dans les prévisions en matière d’humidité du sol en raison de la complexité des interactions entre les précipitations, l’évapotranspiration et la végétation, qui sont intrinsèquement difficiles à modéliser et qui sont simulées de diverses façons parmi les modèles individuels. Par conséquent, il n’y a qu’un degré de confiance moyen que l’humidité du sol d’été diminuera à l’avenir dans les régions intérieures du Sud du Canada.

Il y a eu plusieurs évaluations à l’échelle régionale de l’occurrence antérieure de la sécheresse, la majorité se concentrant sur la région des Prairies. Les résultats ont révélé que, pour la plupart, les sécheresses ont été caractérisées par des variations d’année en année et pluriannuelles (voir la figure 6.14). Cette constatation est conforme à l’évaluation des niveaux d’eau de surface (voir la section 6.3). Aucune étude pancanadienne sur les sécheresses futures n’est actuellement disponible, mais plusieurs ont été réalisées dans l’Ouest du Canada (principalement dans la région des Prairies). Il y a un accord entre ces études concernant l’augmentation de la fréquence et de l’intensité des sécheresses, en particulier à la fin du siècle selon les scénarios d’émissions plus élevées. Cela est conforme à plusieurs études de sécheresse à l’échelle mondiale qui ont principalement montré un potentiel de sécheresse accru en été sur les régions continentales de l’intérieur (y compris l’intérieur de la Colombie-Britannique et de la région du Sud des Prairies). Cependant, toutes ces études incorporaient les indices de sécheresse selon lesquels les grandes augmentations de l’évapotranspiration potentielle (basées uniquement sur les changements de température futurs) étaient considérées comme la principale raison du séchage généralisé. Des approches utilisant l’évapotranspiration potentielle comme substitut à l’évapotranspiration réelle ne considèrent pas comment l’humidité du sol et la végétation peuvent limiter l’évapotranspiration et le développement ultérieur de la sécheresse. Par conséquent, ces études ont tendance à surestimer l’intensité des sécheresses futures, augmentant ainsi l’incertitude des prévisions en matière de sécheresse. En conséquence, il n’y a qu’un degré de confiance moyen relativement aux prévisions concernant la fréquence et l’intensité accrues des sécheresses au-dessus des régions intérieures du Sud du Canada (voir la FAQ 6.1).

6.5

Eau souterraine

MESSAGE CLÉ

La complexité des systèmes d’eau souterraine et le manque d’information rendent difficile l’évaluation de l’évolution des niveaux des eaux souterraines depuis que les données sont recueillies. On s’attend à ce que les changements prévus à la température et aux précipitations influencent les niveaux d’eau souterraine futurs. Cependant, l’ampleur et même la direction du changement ne sont pas claires. La recharge printanière des aquifères dans la majeure partie du pays devrait se produire plus tôt à l’avenir, en raison de la fonte précoce des neiges (degré de confiance moyen).

Les eaux souterraines se composent d’eau qui se trouve sous la terre dans les fissures et les espaces dans le sol, le sable et la roche. Elles sont formées à partir des précipitations et des eaux de surface qui s’infiltrent dans le sol pour former des aquifères (un corps de roche saturée à travers laquelle l’eau peut facilement passer). Les eaux souterraines et de surface sont inextricablement interconnectées, car les eaux souterraines se déversent dans les rivières, les lacs, les zones humides et les réservoirs. Ainsi, la quantité et la disponibilité des eaux souterraines influencent l’eau de surface. De plus, l’eau souterraine joue un rôle important dans le maintien des écoulements de base de nombreuses rivières canadiennes (voir la section 6.2.1). Les eaux souterraines sont généralement mesurées à l’échelle locale (puits individuel) ou hydrographique (centaines de kilomètres carrés). Au Canada, les principales sources de données sont les organismes gouvernementaux provinciaux, qui détiennent des observations sur les niveaux des eaux souterraines, les registres des puits, les cartes hydrogéologiques et l’information sur l’extraction des eaux souterraines (CCME, 201041). Bien que les puits provinciaux représentent des données directes pour l’estimation de la recharge des aquifères, les données sont localisées et typiquement à court terme (environ 30 ans et aucune source de plus de 50 ans) (Rivard et coll., 2009171). Les puits ne sont pas toujours situés près des stations climatiques et/ou d’écoulement fluvial, ce qui rend les comparaisons avec les conditions de surface difficiles et peut aussi être influencé par le prélèvement des eaux souterraines (Rivera et coll., 2004173). Récemment, cependant, les aquifères à grande échelle ont été cartographiés à l’aide de la télédétection, une méthode qui a un grand potentiel (voir l’encadré 6.3). Les changements futurs dans les eaux souterraines sont évalués à l’aide de la production climatique (p. ex. précipitation et température de l’air de surface) de nombreux MCG incorporés à divers modèles d’eau souterraine et hydrologiques. Ces nombreux modèles et la complexité des systèmes d’eau souterraine donnent lieu à un degré élevé d’incertitude dans l’évaluation des changements futurs dans les eaux souterraines (p. ex. Smerdon, 2017194).

La recharge des eaux souterraines (reconstitution) se produit de plusieurs façons : par infiltration de l’eau de pluie et/ou de fonte des neiges, par l’échange de rivières ou de réservoirs, et par des dépressions dans le paysage alimentées par l’écoulement de surface (Allen et coll., 20144). La plupart des études considèrent la recharge comme un pourcentage des précipitations, mais le pourcentage varie considérablement, selon le climat de la région et les caractéristiques géologiques et hydriques de l’aquifère. Au Canada, les taux de recharge sont généralement de 65 % ou moins des précipitations annuelles (Rivera, 2014172), mais ils sont difficiles à quantifier, surtout sur de grandes régions. La détermination de ces taux exige normalement de mesurer les précipitations puis d’effectuer un bilan hydrique en évaluant tous les autres flux d’eau de surface (ruissellement, évaporation et transpiration). Il y a des différences régionales marquées dans les estimations de recharge des eaux souterraines sur la masse continentale canadienne. Dans l’Est du Canada, elles varient entre 1 000 et 1 500 mm par année; dans la région des Prairies, entre 50 et 400 mm par année; et en Colombie-Britannique, de 500 à 2000 mm par année (bien qu’il existe une incertitude considérable) (Allen et coll., 20144). Il n’y a pas assez d’information pour estimer les taux de recharge pour le Nord du Canada.

L’écoulement des eaux souterraines (c.-à-d. la perte d’eau) se produit par écoulement vers un plan d’eau de surface, écoulement par des formations, ou pompage d’un puits. Dans les régions semi-arides, comme les Prairies canadiennes, l’évaporation ou l’évapotranspiration, directes de la nappe phréatique peu profonde, est le principal mécanisme pour la perte des eaux souterraines. La décharge des eaux souterraines est également difficile à quantifier, surtout dans les zones dominées par le pompage de puits ou l’évaporation.

Une seule étude des tendances des niveaux d’eau souterraine au Canada a été réalisée. Des analyses des données disponibles des puits provinciaux (138 avec des données de 30 ans et 53 avec 40 années de données, répartis sur six provinces) ont montré qu’environ 80 % des puits affichaient des tendances importantes (voir la figure 6.18). Des tendances mixtes ont généralement été observées dans la majeure partie de l’Ouest du Canada, tandis que, pour les provinces maritimes, les tendances décroissantes ont dominé le record de 30 ans. Dans l’ensemble, le nombre de tendances ascendantes et descendantes était similaire et, dans certains cas, les puits avoisinants affichaient des tendances opposées. Ce n’est pas surprenant, car certains puits sont plus touchés par le pompage que d’autres. Les auteurs ont déclaré que ces tendances étaient possiblement attribuables aux variations climatiques (p. ex. augmentation de pluie non compensée par une augmentation de l’évapotranspiration), mais aussi à des activités humaines (changements dans l’utilisation des terres, pompage, recharge artificielle) ou aux méthodes statistiques utilisées pour l’estimation des tendances (Rivard et coll., 2009171).

Figure-6.18-FR

Tendances annuelles moyennes du niveau des eaux souterraines pour certaines régions du Canada

Figure-6.18-FR

Tendances pour les niveaux annuels moyens d’eau souterraine pour les séries de 30 ans (1976-2005, haut) et de 40 ans (1966-2005, bas). Le « b » représente l’ampleur de la tendance en mètres par année. Les tendances significatives dénotent qu’il y a seulement 10 % de probabilité que de tels changements soient dus à la chance.

Source

Modifié de Rivard et coll. (2009).

Certaines études de cas ont comparé les niveaux des eaux souterraines avec les précipitations (c.-à-d. les périodes humides et sèches) et ont déterminé que les deux variables tendent à se refléter, les niveaux des eaux souterraines répondant aux précipitations après un certain temps, qui varie selon la région (p. ex. Chen et coll., 200248, 200449). Par exemple, la figure 6.19 fait état des précipitations annuelles à l’aéroport international James Armstrong Richardson de Winnipeg et des niveaux d’eau moyens de 24 puits d’eau souterraine dans la région de Winnipeg. Les eaux souterraines prennent environ 2,2 ans pour réagir (graphique supérieur). Si les précipitations annuelles sont devancées de 2,2 ans, les deux variables sont significativement corrélées (il y a seulement 5 % de probabilité que de tels changements soient dus à la chance) (r = 0,85, graphique inférieur). La température moyenne annuelle a eu une corrélation négative significative (= − 0,72) avec les niveaux d’eau souterraine (Chen et coll., 200449). Au cours des dernières décennies, la recharge annuelle dans un petit bassin hydrographique de la prairie en Alberta était significativement corrélée avec une combinaison de précipitations de saison de croissance (de mai à septembre) et de ruissellement de fonte des neiges (Hayashi et Farrow, 201495). Pour l’Est du Canada, la recharge des aquifères au Québec, au Nouveau-Brunswick et à l’Île-du-Prince-Édouard variait de façon semblable aux précipitations (au cours de la période 1960-2000), en particulier au site du Nouveau-Brunswick (Allen et coll., 20144). La relation était la plus répandue dans les délais à long terme (décennies), mais elle n’était pas uniforme au fil du temps. Par conséquent, certains éléments indiquent que la variabilité des précipitations peut influer sur la recharge des eaux souterraines, les systèmes moins profonds répondant plus rapidement que les aquifères plus profonds (Allen et coll., 20144).

Figure-6.19-FR

Précipitations et niveaux d’eau souterraine dans la région de Winnipeg, 1968-2003

Figure-6.19-FR

Précipitation annuelle et niveaux moyens d’eau souterraine normalisés dans 24 puits de surveillance de la région de Winnipeg (Manitoba). Le graphique supérieur indique les valeurs réelles, tandis que le graphique inférieur fournit des valeurs avec des précipitations devancées de 2,2 ans (comme noté par le Δτ dans le graphique supérieur).

Source

Allen et coll. (2014).

Les changements futurs dans la température et les précipitations devraient modifier la recharge des eaux souterraines (en modifiant le ruissellement, l’évapotranspiration et les accumulations de neige). Plusieurs études ont examiné divers aspects des changements climatiques et de la recharge des eaux souterraines dans différentes régions du monde et ont souligné le grand degré d’incertitude dans la modélisation des recharges futures. À l’heure actuelle, il n’est pas possible de projeter clairement l’ampleur de la recharge future des eaux souterraines ou si elle va augmenter ou diminuer (par exemple, Rivard et coll., 2009171; Smerdon, 2017194). Il y a eu quelques études à l’échelle régionale sur les effets potentiels des changements climatiques sur les recharges futures (diverses périodes) dans l’ensemble du Canada, et elles montrent aussi un large éventail de résultats. Par exemple, dans le Centre-Sud de la Colombie-Britannique, une recharge plus élevée est prévue du printemps à l’été (Scibek et Allen, 2006184) alors que, dans les aquifères peu profonds du Sud du Manitoba, la recharge peut diminuer, principalement en raison de la température croissante (Chen et coll., 200449). Pour l’ensemble de l’Ontario, les taux moyens de recharge prévus pour plusieurs bassins hydrographiques allaient d’augmentations de 32 % à des diminutions de 3 % (Southarm et coll., 1999196; Jyrkama et Sykes, 2007108; Sultana et Coulibaly, 2011205; Oni et coll., 2014154; Nikolik et Simonovic, 2015152; Motiee et McBean, 2017144). Le Québec avait tendance à afficher des changements de recharge plus faibles, allant de diminutions de 10 % à des augmentations de 20 % (Sulis et coll., 2011204, 2012203; Bourgault et coll., 201425; Levison et coll., 2014a120, 2014b121; CEHQ, 201542; Lemieux et coll., 2015118; Levison et coll., 2016122), tandis que dans les provinces de l’Atlantique, les variations moyennes allaient de baisses de 8 % à des augmentations de 30 % (Kurylyk et MacQuarrie, 2013114; Green et MacQuarrie, 201488; Kurylyk et coll., 2014115; Rivard et coll., 2014170). Dans la plupart de ces analyses de l’Est du Canada, on a systématiquement projeté une recharge précoce due à la fonte précoce des neiges.

 

Résumé de la section

Pour résumer, les niveaux d’eau souterraine sont difficiles à évaluer en raison de leur complexité dans le paysage canadien et des pressions humaines (p. ex. les prélèvements). La seule analyse à l’échelle nationale (pour les provinces où les données étaient disponibles) a permis de cerner des tendances croissantes et décroissantes des niveaux des eaux souterraines au cours des 30 à 40 dernières années. Dans certains cas, les puits voisins avaient des tendances opposées (voir la figure 6.18). Dans certaines études régionales, les changements observés dans les niveaux ont été reflétés dans les variations à long terme des précipitations et de la fonte des neiges, en particulier pour les aquifères peu profonds (voir la figure 6.19). Toutefois, les relations dans de nombreuses régions du pays n’ont pas été analysées et, par conséquent, il est difficile d’établir un lien direct climat-eau souterraine pour la période d’observation.

Quelques études ont évalué les effets des changements climatiques sur la recharge des eaux souterraines dans différentes régions du monde et ont souligné le grand degré d’incertitude dans la modélisation des recharges futures. Les études sur les changements climatiques au Canada ont révélé des augmentations et des diminutions. Ces études intègrent différents modèles de surface et d’eau souterraine, ainsi qu’une variété de modèles climatiques, de scénarios d’émissions et d’horizons temporels futurs. En outre, ils ne comprennent pas toutes les régions du pays, avec des lacunes notables dans le Nord du Canada. Étant donné qu’il existe des preuves d’une association entre les précipitations, la fonte des neiges et – dans une moindre mesure – la température, d’une part, et la recharge des eaux souterraines, de l’autre, il est prévu que les changements prévus dans ces variables influeront sur les niveaux des eaux souterraines. Toutefois, en raison de la complexité et de l’absence de preuves cohérentes, il existe un degré élevé d’incertitude quant à l’ampleur et même à la direction du changement. En outre, l’ampleur des prélèvements futurs des eaux souterraines est inconnue, ce qui ajoute à l’incertitude. Néanmoins, de nombreuses études montrent un décalage saisonnier vers une recharge précoce en association avec la fonte des neiges plus précoce et, par conséquent, il y a un degré de confiance moyen que cette recharge printanière des aquifères dans la majeure partie du pays se produira plus tôt à l’avenir.

 

Remerciements

  • Hayley O’Neil, University of Victoria

Notes

  1. Le présent rapport utilise le même langage calibré pour l’incertitude que le cinquième rapport d’évaluation du GIEC. Les cinq termes suivants sont utilisés pour exprimer le degré de confiance évalué dans les constatations selon la disponibilité, la qualité et la cohérence des preuves : très faible, faible, moyen, élevé, très élevé. Les termes suivants sont utilisés pour indiquer la probabilité évaluée d’un résultat : quasiment certain (probabilité de l’ordre de 99 % à 100 %), extrêmement probable (probabilité de l’ordre de 95 % à 100 %), très probable (probabilité de l’ordre de 90 % à 100 %), probable (probabilité de l’ordre de 66 % à 100 %), à peu près aussi probable qu’improbable (probabilité de l’ordre de 33 % à 66 %), improbable (probabilité de l’ordre de 0 % à 33 %), très improbable (probabilité de l’ordre de 0 % à 10 %), extrêmement improbable (probabilité de l’ordre de 0 % à 5 %), exceptionnellement improbable (probabilité de l’ordre de 0 % à 1 %). Ces termes sont insérés en caractères italiques dans le texte. Voir le chapitre 1 pour plus de précisions.

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