La glace dans l’ensemble des biomes

La glace dans l’ensemble des biomes

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Photo : Glace de mer © iStock.com/jwebb

Glace de mer

La perte de la glace de mer a des conséquences écologiques majeures en matière de biodiversité. Les eaux libres ont une plus faible réflectivité que la glace et une plus forte capacité de rétention de la chaleur, ce qui augmente la couverture de brume et diminue l'exposition au soleil des communautés végétales et animales proches du littoral. La diminution de la glace de mer peut exposer les littoraux aux vagues et aux tempêtes entraînant une augmentation de l'érosion des côtes comme on l'a observé le long de la côte de la mer de Beaufort9, 10. Certaines espèces telles que les phoques, les ours blancs11, les renards arctiques12 et une partie des hardes de caribous13, dont la glace constitue un habitat où ils s'alimentent, se reproduisent ou se déplacent, sont profondément touchées par les changements dans la répartition et l'étendue des glaces de mer. Certains oiseaux de mer et goélands (p. ex., les populations de Mouettes blanches qui ont diminué de façon considérable depuis les années 1980) survivent le long des habitats situés en bordure des glaces14, 15. Un lien a été établi entre les débâcles précoces et les modifications de la dynamique trophique de certaines associations d'espèces (p. ex., la diminution de l'abondance de la morue polaire associée à l'augmentation des proies de capelan)16. Un lien a également été établi entre les débâcles précoces et une reproduction plus précoce d'oiseaux de mer tels que le Guillemot de Brünnich (ou Marmette de Brünnich) et le Goéland bourgmestre17-19. L'augmentation prévue de la navigation dans les eaux sans glace de l'Arctique constitue un nouveau problème pour la biodiversité marine de l'Arctique. En effet, les biotes et écosystèmes marins sensibles seront exposés aux risques liés aux espèces envahissantes rejetées dans les eaux de ballast, à l'augmentation du bruit et du contact avec les navires, et aux déversements de pétrole11, 20.

Changements dans l'étendue de la glace de mer dans l'hémisphère nord

Étendue (en millions km2), de 1979 à 2010.
Graphe: Changements dans l'étendue de la glace de mer dans l'hémisphère Nord. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Ce graphique linéaire montre la tendance à la baisse de la superficie de glace de mer présente en septembre dans l’hémisphère Nord, de 1979 à 2010. Cette superficie a diminué assez lentement de 1979 à 1995, passant approximativement de 7,2 à 6 millions de kilomètres carrés, puis elle a diminué plus rapidement. C’est en 2007 que la superficie de glace de mer a été la plus faible (4,3 millions de kilomètres carrés). En 2010, la superficie de glace de mer était à peine supérieure (4,9 millions de kilomètres carrés).

 

Source : Données tirées de Fetterer et al., 20104.

L’étendue moyenne de la glace de mer en septembre (le mois auquel la couverture de glace est la moins importante), a diminué dans l’hémisphère Nord de 11,5 % par décennie depuis le début des mesures satellitaires, soit en 19794, 5. L’étendue moyenne de la glace est en déclin pour toutes les saisons au cours de cette période5. La glace fond plus tôt dans l’année6 et son âge et sa distribution changent. La glace de plusieurs années disparaît, ce qui signifie qu’une plus grande proportion de glace est plus jeune, plus mince et plus sujette à une débâcle rapide7, 8.

Ces changements de la glace de mer varient d’une région à l’autre. Dans l’archipel Arctique canadien, l’étendue de la glace en septembre a chuté de 9 % par décennie, de 1979 à 2008, les taux de diminution variaient toutefois d’environ 2 à 25 % parmi les différentes sous-régions7. Dans la baie d’Hudson, la glace en été (de juillet à septembre) a diminué de près de 20 % par décennie de 1979 à 20065. Dans les plateaux continentaux de Terre-Neuve-et-Labrador, l’étendue de la glace a diminué à toutes les saisons de 1979 à 2006, malgré une période de couverture de glace plus importante au cours des années 19905. Le golfe du Saint-Laurent, n’ayant pas de glace pendant l’été, a subi des changements moins importants5.

Détérioration de l'état corporel de l'ours blanc dans le sud de la baie d'Hudson

Indice moyen d'état corporel
Graphe : Détérioration de l’état corporel de ‘ours blanc. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre). Photo: l'ours blanc © iStock.com/Visual Communications.
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Ce diagramme à barres montre le déclin de l’indice moyen d’état corporel des ours blancs capturés dans la région du sud de la baie d’Hudson. Pour la période 1984-1986, cet indice a été d’environ 0,75. Pour la période 2000-2005, il a été d’environ zéro.

 

Source : Adapté de Obbard et al., 200621.

Quelque 4000 ours blancs, soit environ 20 % de la population totale dans le monde, sont répartis sur les glaces de mer des baies d’Hudson et James durant l’hiver, se nourrissant principalement de phoques22. Chaque été, lorsque les glaces de ces baies fondent complètement, les ours se déplacent sur le rivage où ils passeront jusqu’à cinq mois (huit mois pour les femelles en gestation) avant que la glace de mer réapparaisse23. Les périodes annuelles sans glace se sont prolongées de près de trois semaines depuis le milieu des années 197024. Ce phénomène a entraîné la réduction de la période de temps que les ours blancs passaient sur la glace pour se nourrir de phoques et pour emmagasiner des graisses pour l’été.

La sous-population d’ours blancs du sud de la baie d’Hudson montre une diminution significative de l’état corporel21 des ours ainsi qu’une réduction du taux de survie pour toutes les classes d’âge et de sexe25. Ensemble, ces observations laissent entendre que cette sous-population, qui a été stable depuis le milieu des années 1980 jusqu’à au moins de 2003 à 2005, pourrait décroître dans l’avenir25. La sous-population adjacente d’ours blancs de l’ouest de la baie d’Hudson a déjà diminué d’environ 1194 ours en 1987, à 935 en 2004, soit une baisse de 22 %26. Parallèlement à ce déclin de population, on a noté des indications d’une baisse de l’état corporel et du taux de survie pour certaines classes d’âge26, 27. Les répercussions documentées sur les ours blancs dans la baie d’Hudson ne se manifestent pas encore dans toute l’aire de répartition de l’ours blanc, bien que les diminutions de la glace de mer autour de l’Arctique circumpolaire pourraient s’accompagner éventuellement de changements funestes. Les tendances actuelles des ours blancs sont variables; certaines sous-populations sont stables, d’autres augmentent, tandis qu’il y a d’autres tendances qui ne sont pas connues28.

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Glaciers

Photo : Glacier angel, parc national du Canada Jasper, Alberta © iStock.com/aeropwLes glaciers de montagne situés dans le sud-ouest du Canada (comprenant les glaciers Peyto, Place et Helm) présentent une accélération de pertes de glace à partir du milieu des années 1970, alors que les glaciers de l'Arctique (comprenant la calotte glaciaire de Devon) ont commencé à montrer une augmentation de la perte de glace environ 20 ans plus tard29. L'ampleur de la perte s'est avérée beaucoup plus importante pour les glaciers de montagne que pour les calottes glaciaires et les glaciers de l'Arctique bien plus froids et massifs. Les glaciers ont également diminué de taille dans le nord-ouest du Canada et dans les écozones+ de la Cordillère boréale et de la taïga de la Cordillère, présentant des pertes de 22 % pour le Yukon30 (de 1958-1960 à 2006-2008) et de 30 % pour la région de Nahanni31 (de 1982 à 2008). Dans ces deux régions, de nombreux glaciers de plus petite taille et situés à basse altitude ont entièrement fondu.

Les glaciers de montagne de l'ouest du Canada s'écoulent dans les réseaux fluviaux32, ce qui régularise le débit fluvial estival et a une incidence sur les caractéristiques des écosystèmes telles que la température de l'eau et la composition chimique qui influent sur la vie aquatique. L'influence des glaciers est particulièrement importante pour les espèces adaptées au froid telles que les salmonidés33-35.

Perte cumulative de l’épaisseur de la glace de trois glaciers de montagne et d’une calotte glaciaire Arctique

Carte : Distribution de glaciers et de calottes glaciaires au Canada. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).

Équivalent d’eau en mètres, de 1959 à 2007
Graphe : Perte cumulative de l’épaisseur de la glace de trois glaciers de montagne et d’une calotte glaciaire Arctique. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).

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Ce graphique comprend une carte et un graphique linéaire. La carte fournit trois types d’information. Premièrement, elle montre la répartition générale des glaciers et des calottes polaires au Canada. Deuxièmement, la carte indique la position de deux groupes de glaciers dont il est question dans le texte, soit les glaciers de Nahanni, situés dans l’Écozone+ de la Taïga de la Cordillère, et les glaciers du Yukon, principalement situés dans l’ouest de l’Écozone+ de la Cordillère boréale. Finalement, la carte indique la position des trois glaciers et de la calotte glaciaire visés par le graphique linéaire : le glacier Place, à la limite est de l’Écozone+ du Bassin intérieur de l’Ouest; le glacier Helm, dans l’Écozone+ Maritime du Pacifique; le glacier Peyto, dans l’Écozone+ de la Cordillère montagnarde; la calotte glaciaire Devon (dont le secteur nord-ouest est visé par le graphique), dans l’Écozone+ de l’Arctique. Le graphique montre la perte cumulative d’épaisseur de la glace survenue de 1959 à 2007 dans ces trois glaciers de montagne et cette calotte glaciaire arctique. Dans l’ensemble, l’épaisseur de ces quatre masses de glace a diminué, mais de manière moins prononcée dans le cas de la calotte glaciaire que dans celui des trois glaciers. En équivalent d’eau, la diminution totale de l’épaisseur moyenne de la glace au cours de la période de mesure a été de 4 mètres pour le secteur nord-ouest de la calotte glaciaire Devon, de 24 mètres pour le glacier Peyto, de 37 mètres pour le glacier Place et de 38 mètres pour le glacier Helm.

 

Remarque : Les nombres se trouvant à la fin de chaque ligne représentent la réduction totale de l’épaisseur pour chaque masse glaciaire.
Sources : Burgess et Koerner, 200937 et Demuth et al., 200938-40.
Source : Adapté de Ressources naturelles Canada, 200936.

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Glaces lacustres et fluviales

L’augmentation de la variabilité d’une année à l’autre et les tendances générales de diminution de la durée de la présence des glaces lacustres et fluviales sont étroitement liées à l’augmentation des températures de l’air au printemps et à l’automne41-43. La glace est un élément essentiel de l’habitat aquatique et les changements de la couverture de glace modifient différents paramètres, y compris la durée de la saison de végétation des algues, la température de l’eau et les concentrations de matières en suspension et d’oxygène dissous44. L’état des glaces a également des répercussions sur les animaux terrestres en contrôlant l’accès au littoral et aux route de migration à travers les lacs et les fleuves45.

Tendances dans la synchronisation de la débâcle au printemps dans les grands lacs

De 1970 à 2004
Carte : Tendances dans la synchronisation de la débäcle au printemps dans les grands lacs. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Cette carte montre les tendances de la date de débâcle de 39 grands lacs du Canada, de 1970 à 2004. Dans le cas de deux lacs de l’île de Baffin, selon les données recueillies par télédétection de 1984 à 2004, la débâcle présente une tendance significative à survenir plus tôt, à raison de plus de 5 jours par décennie. La débâcle présente également une tendance significative à survenir plus tôt dans le cas de cinq lacs du centre-sud du Canada, dont trois situés dans l’Écozone+ du Bouclier boréal et deux dans l’Écozone+ des Prairies. Dans le cas de nombreux autres lacs, la débâcle tend également à survenir plus tôt, mais de manière non significative, à raison de moins de 2,5 jours à plus de 5 jours par décennie. Au cours de la période étudiée, la débâcle n’a eu significativement tendance à survenir plus tard dans aucun des lacs surveillés.

 

Source : Adapté du Latifovic et Pouliot, 200749.

Les débâcles lacustres sont généralement plus précoces au printemps (1,8 jour plus tôt par décennie en moyenne). D’après les tendances, l’englacement du même ensemble de grands lacs (plus de 100 km2) survient plus tard au cours de l’année (1,2 jour par décennie en moyenne) pour la majorité des lacs, mais le degré de confiance accordé aux mesures prises à l’automne est plus faible. Les lacs du nord montrent le taux de changement le plus élevé au printemps et à l’automne. Cette analyse est fondée sur la combinaison de données relevées au sol et télédétectées. Les tendances relatives aux six lacs les plus septentrionaux sont uniquement fondées sur des données de télédétection entre 1984 et 200449.

Modification de la couverture de glace des Grands Lacs

Valeurs maximales moyennes, de 1970 à 2008
Graphe : Modification de la couverture de glace des Grands Lacs. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Ce diagramme à barres montre la diminution en pourcentage de la couverture de glace maximale moyenne de chacun des Grands Lacs, de 1970 à 2008. Cette diminution a été de 35,6 % au lac Supérieur, de 17,7 % au lac Huron, de 43,4 % au lac Michigan, de 39,9 % au lac Ontario et de 19,2 % au lac Érié.

 

Source : Adapté du Conseil de la biodiversité de l’Ontario, 201046.
Carte montrant la situation géographique des Grands Lacs. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Ce diagramme à barres montre la diminution en pourcentage de la couverture de glace maximale moyenne de chacun des Grands Lacs, de 1970 à 2008. Cette diminution a été de 35,6 % au lac Supérieur, de 17,7 % au lac Huron, de 43,4 % au lac Michigan, de 39,9 % au lac Ontario et de 19,2 % au lac Érié.

 

La couverture de glace se forme dans les zones côtières des Grands Lacs en décembre et en janvier, et dans les eaux plus profondes au large en février et en mars47. Elle influence la température des lacs et la période de renversement des eaux au printemps (le mélange des couches d’eau supérieures et inférieures)47. Ce phénomène a ensuite des répercussions sur la disponibilité de l’habitat d’eau froide pour les espèces d’eau froide telles que le touladi48. La diminution de la couverture de glace entraîne un renversement des eaux plus précoce au printemps, un réchauffement plus précoce des eaux profondes et un habitat d’eau froide plus limité.

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Pergélisol

Le pergélisol (roches ou sol qui demeurent à des températures inférieures à 0 °C tout au long de l’année) se réchauffe le long de la moitié nord du Canada50. Depuis les années 1980, le pergélisol peu profond s’est réchauffé à un taux de 0,3 à 0,6 °C par décennie dans les régions centrales et septentrionales de la vallée du Mackenzie en raison d’une hausse de la température de l’air51. À l’est de l’Arctique et dans le Haut-Arctique, le pergélisol peu profond connaît également une augmentation des températures d’environ 1 °C par décennie, principalement depuis la fin des années 199052. Au sud de la zone de pergélisol, la surface des terres et des tourbières gelées a diminué ou disparu, par exemple le long de l’autoroute de l’Alaska dans la Cordillère boréale53, dans les tourbières septentrionales des plaines boréales et du Bouclier boréal54, 55 ainsi que dans les tourbières à l’est de la taïga du Bouclier56, 57 et du Nunavik dans l’Arctique58.

Les conséquences écologiques de changements des conditions du pergélisol sont évidentes aujourd’hui, particulièrement le long des extrémités sud de la distribution du pergélisol au Canada. Dans les régions plus froides, on risque d’assister à des répercussions généralisées au cours des prochaines décennies à mesure que le gélisol et la glace contenue dans le sol continuent de se réchauffer. Dans les régions subarctiques et boréales, la fonte du pergélisol et l’effondrement des tourbières gelées pourraient inonder le territoire, remplaçant les écosystèmes forestiers par des prairies mouillées de carex, des marais, des étangs et des fens59, 60, comme c’est le cas actuellement dans le nord du Québec57, 61, 62. Dans les régions plus froides, en revanche, l’approfondissement des couches de sol qui dégèlent durant l’été (la couche active) ou la fonte de la glace souterraine peuvent provoquer la disparition et le drainage des canaux et des milieux humides63 ou l’affaiblissement de la nappe phréatique, ce qui assècherait les terres64, 65, modifierait les espèces végétales et toucherait les espèces sauvages64. On dénote la présence de ces incidences écologiques actuellement, en particulier dans l’Arctique de l’Ouest66-68.

Zones de pergélisol

Carte : Zones de pergélisol. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Cette carte du Canada montre l’étendue des quatre zones de pergélisol du pays. La zone de pergélisol continu occupe les régions les plus nordiques du pays, depuis l’archipel Arctique jusqu’au littoral sud de la baie d’Hudson, inclusivement. À l’intérieur de cette zone, la carte indique la position des localités visées par des études de cas dans le texte, soit Alert, au Nunavut, la rivière Boniface, dans la péninsule d’Ungava du nord du Québec, et une localité également située dans le nord du Québec, au sud de la rivière Boniface. Dans la deuxième zone de pergélisol, formant une mince bande au sud de la zone de pergélisol continu, le pergélisol est réparti en grandes étendues discontinues. Cette zone comprend le centre de la vallée du Mackenzie, où a été menée une autre étude de cas mentionnée dans le texte. La troisième zone est la zone de pergélisol sporadique, formant une large bande au sud de la précédente, depuis le Pacifique jusqu’à l’Atlantique, et incluant le sud de la baie James. Finalement, la zone de pergélisol montagnard est répartie en quatre sections, situées dans la chaîne Côtière de Colombie-Britannique, dans les Rocheuses, à Terre-Neuve et en Gaspésie, au Québec.

 

Source : Adapté de Smith, 201050, d’après Heginbottom et al., 199569.

Températures du pergélisol dans le centre de la vallée du Mackenzie

Température (ºC) de 10 à 12 m de profondeur, de 1984 à 2008
Graphe : Températures du pergélisol dans le centre de la Vallée du Mackenzie. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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TCe graphique linéaire montre l’évolution de la température du pergélisol à une profondeur de 10 à 12 mètres, de 1984 à 2008. Dans deux localités, Fort Simpson et le nord de l’Alberta, la température du pergélisol est demeurée relativement stable, oscillant entre – 0,2 et – 0,1 degré Celsius environ. À Wrigley, la température du pergélisol a augmenté à raison de 0,1 degré Celsius par décennie, passant de moins de – 0,8 à plus de – 0,7 degré Celsius. À Norman Wells, la température du pergélisol a augmenté à raison de 0,3 degré Celsius par décennie, passant approximativement de 1,5 à près de – 1,1 degré Celsius.

 

Source : Adapté de Smith et al., 201052.

Le pergélisol au sud du centre de la vallée du Mackenzie (Fort Simpson et nord de l’Alberta) est vraisemblablement préservé par une couche isolante de tourbe70. Toutefois, les tourbières gelées diminuent au sud de la vallée du Mackenzie, ce qui représente une perte d’environ 22 % aux quatre sites d’étude au cours de la dernière moitié du 20e siècle. Le pergélisol plus au nord (dans le delta du Mackenzie) s’est réchauffé à un taux de 0,1 à 0,2 °C par décennie à une profondeur de 15 m depuis les années 196071, 72. Ces changements cadrent avec les changements de la température de l’air au cours des dernières décennies. Toutefois, les changements dans la couverture de neige73, 74 et les incendies de forêt75 ont également des répercussions sur les taux et les emplacements du réchauffement et du dégel du pergélisol.

Photo : Palses recouvertes de lichens et d’arbustes © Serge Payette
Palses recouvertes de lichens et d’arbustes entourées par un étang résultant de la fonte du pergélisol dans une tourbière près du village de Radisson au Québec.

Température du pergélisol à Alert, Nunavut

Température (ºC) à 15 m de profondeur, de 1978 à 2008
Graphe : Température du pergélisol à Alert, Nunavut. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Ce graphique montre l’augmentation générale de la température du pergélisol, à une profondeur de 15 mètres, à Alert, de 1978 à 2008. Durant les premières années de la période, les températures ont été prises manuellement tous les mois. Après 2000, les températures indiquées sont des moyennes mensuelles fondées sur les données enregistrées par un appareil. La courbe des valeurs mensuelles montre que la température du pergélisol a connu des fluctuations annuelles de moindre amplitude que les fluctuations saisonnières. On a superposé à la courbe des valeurs mensuelles une courbe des températures moyennes annuelles du sol; cette température a généralement augmenté, passant approximativement de 15,3 degrés Celsius en 1978 à 13,9 degrés Celsius en 2008.

 

 
Source : Adapté de Smith et al., 201052.
 
 

Les tendances à Alert sont caractéristiques du Haut-Arctique – bien que les températures de l’air soient en hausse depuis les années 1980, un réchauffement distinct du pergélisol a été observé seulement depuis le milieu des années 1990. Dans l’Arctique de l’Est51 et le Nunavik (nord du Québec)76-78, le pergélisol peu profond s’est refroidi jusqu’au début des années 1990 en raison d’une période de températures de l’air plus froides, puis a commencé à se réchauffer à mesure que les températures de l’air augmentaient.

Modifications de la couverture terrestre avec la perte de pergélisol, nord du Québec

Pourcentage de couverture terrestre sur le site de l’étude, de 1957 à 2003
Graphe : Modifications de la couverture terrestre avec la perte de pergélisol, nord du Québec. Cliquez pour obtenir une description du graphique (nouvelle fenêtre).
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Ce graphique linéaire montre l’évolution du pergélisol ainsi que de deux types de couverture terrestre dont la variation est liée à celle du pergélisol, de 1957 à 2003, dans une localité du nord du Québec. Le pourcentage du territoire étudié qui était recouvert de pergélisol a diminué, passant de 80 % à 13 %. Le pourcentage occupé par des étangs a augmenté, passant de 18 % à 37 %. Le pourcentage occupé par des tourbières basses a également augmenté, passant de 2 % à 50 % au cours de la période.

 

Remarqes : D’après des levés terrestres et des photos aériennes prises en 1957.
Source : Adapté de Payette et al., 200461.

Le pergélisol a dégelé à un rythme rapide au cours des 50 dernières années dans le nord du Québec. Par conséquent, la limite sud du pergélisol s’est déplacée d’environ 130 km au nord62. Ainsi, le paysage subit des changements, passant de plateaux de tourbe gelée et de palses (monticules de tourbe et de sol contenant de minces couches de glace) favorisant des écosystèmes secs, peuplés de lichens, de landes et d’épinettes noires, à des paysages plus humides, caractérisés par des étangs, des marais et des tourbières. Le territoire touché par ces changements est vaste, soit de l’est de la partie sud de la baie James, jusqu’à l’extrémité sud de la zone de pergélisol « continu », la péninsule de l’Ungava, située au nord, au sein duquel une zone faisant l’objet d’une étude le long de la rivière Boniface a indiqué une diminution des palses de 23 % et un accroissement de 76 % d’étangs provenant de la fonte du pergélisol, entre 1957 et 200157. On prévoit une diminution de l’abondance du lichen, un aliment important du caribou, comme conséquence de cette transition.

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