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

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).

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).

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).

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 XXI^e 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).

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).

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.

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).

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).

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.

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.

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).

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).

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.

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).

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).

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).

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 XXI^e 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.

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).

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 XX^e 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 20^e 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).

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 XX^e 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 XXI^e 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 XXI^e 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).

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 XXI^e 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).

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).

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.