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Évaluation de l’état et des tendances de l’écozone+ de l’Arctique

Coup d'œil sur les constatations clés à l'échelle nationale et de l'écozone+

Facteurs abiotiques

Introduction aux facteurs liés au climat

Dans l’Arctique, comme partout ailleurs, les écosystèmes sont dans une large mesure régis par des facteurs abiotiques comme les températures et les précipitations saisonnières extrêmes et moyennes, le nombre de degrés-jours et de jours sans gel, l’insolation (quantité de lumière du soleil atteignant la surface), le vent et l’albédo (quantité de lumière du soleil réfléchie par la surface au lieu d’être absorbée). Ces facteurs, combinés au taux d’humidité du sol, déterminent l’étendue du pergélisol (sol gelé en permanence), lequel limite la pénétration des racines et a d’autres profonds effets sur les plantes et les animaux. Les habitats terrestres subissent aussi l’influence des microclimats créés par des éléments physiques tels que la pente, l’aspect, le type de sol et la proximité avec des plans d’eau de grande taille.

L’effet combiné de ces facteurs abiotiques crée un environnement défavorable à la croissance des arbres et façonne généralement dans l’Arctique des écosystèmes que l’on désigne par le nom de « toundra », c’est-à-dire une mosaïque d’habitats secs et humides dominés par des proportions variables de graminées, de plantes herbacées non graminoïdes et d’arbustes bas, pour la plupart vivaces. On y trouve principalement des arbustes de la famille des bruyères (éricacées), mais d’autres familles y sont également très présentes, comme les saules (salicacées) et les bouleaux nains (bétulacées). Les périodes de croissance printanière, de floraison et de grenaison sont courtes, et la vie animale est étroitement liée à la phénologie de la végétation. La toundra épouse parfaitement les limites du pergélisol continu, et le pergélisol discontinu marque la transition entre la toundra et la taïga.  

Les changements à grande échelle des facteurs abiotiques, en particulier la température et les précipitations, peuvent avoir des effets considérables sur la répartition de la toundra, de même que sur la répartition et la composition des habitats dans ce paysage. Par exemple, comme on l’indiquait dans l’introduction, la période de réchauffement qui a débuté il y a environ 8 000 ans a transformé le désert polaire qu’était le Haut-Arctique en toundra sèche.

La Terre s’est réchauffée au cours des récentes décennies, en grande partie à cause des émissions de gaz à effet de serre. Il faut remonter aux périodes interglaciaires du Pléistocène pour trouver un degré de réchauffement comparable (IPCC, 2007). L’Évaluation des impacts sur le climat de l’Arctique (ACIA, 2005) et le quatrième rapport d’évaluation du GIEC (IPCC, 2007) indiquent tous deux que les températures de l’air en surface dans l’Arctique circumpolaire ont augmenté, au cours des quelques dernières décennies, presque deux fois plus vite que la température moyenne à l’échelle mondiale, et que le réchauffement s’est accentué depuis le début des années 1990. On trouve à la figure 12 une carte des anomalies de température enregistrées entre 2001 et 2005, par rapport à la période de 1951 à 1980. On voit bien que le réchauffement est plus marqué dans l’Arctique circumpolaire, et la tendance régionale selon laquelle le réchauffement est plus important dans l’ouest de l’Arctique nord-américain est également visible. La figure 13 illustre les tendances des températures moyennes annuelles à l’échelle planétaire et dans l’Arctique entre 1880 et 2012.

Figure 12. Accroissement des températures annuelles sur la planète entre 2001 et 2005, par rapport à la période de 1951 à 1980; on voit que le réchauffement est plus marqué au-dessus de terres et aux latitudes élevées de l’hémisphère Nord.
Carte
Source : Overland et al. (2007), d'après Hansen et al. (2006)
Description longue pour la figure 12

Cette carte représente les anomalies des températures moyennes à la surface de 2001-2005 par rapport à 1951-1980 dans l’hémisphère Nord. On y voit également que le réchauffement est très marqué dans l’Arctique circumpolaire (en général de 1,2 à 2,1 °C) et que la tendance régionale indique un réchauffement important dans l’ouest de l’Arctique nord-américain.

Températures moyennes annuelles à l'échelle mondiale et dans l'Arctique (latitudes 64 à 90° N), 1880 à 2012.
AnnéesDegrés Celsius sur le GlobeDegrés Celsius en Arctique
1880-0,47-0,92
1881-0,38-0,77
1882-0,32-1,24
1883-0,31-0,11
1884-0,59-1,12
1885-0,48-1,21
1886-0,59-1,11
1887-0,67-1,49
1888-0,40-1,39
1889-0.18-0.60
1890-0,58-1,02
1891-0,61-1,18
1892-0,52-1,30
1893-0,55-0,87
1894-0,45-1,10
1895-0,37-0,82
1896-0,35-1,08
1897-0,27-0,64
1898-0,46-1,08
1899-0,38-1,02
1900-0.19-0.56
1901-0,19-0,42
1902-0,36-1,56
1903-0,40-0,42
1904-0,53-0,24
1905-0,36-0,01
1906-0,25-0,16
1907-0,55-0,57
1908-0,41-0,29
1909-0,42-0,66
1910-0,35-0,62
1911-0,38-0,25
1912-0,37-0,66
1913-0,37-0,47
1914-0,11-0,48
1915-0,09-0,61
1916-0,32-0,30
1917-0,52-0,85
1918-0,45-1,14
1919-0,19-0,89
1920-0,290,09
1921-0,17-0,07
1922-0,23-0,31
1923-0,260,16
1924-0,230,28
1925-0,26-0,19
1926-0,050,36
1927-0,19-0.18
1928-0.140,50
1929-0,34-0,01
1930-0,170,46
1931-0,110,46
1932-0,150,24
1933-0,29-0,35
1934-0,130,68
1935-0,250,10
1936-0,130,15
1937-0,021,05
19380,051,25
1939-0,140,46
19400,050,75
19410.03-0.31
19420,050,25
1943-0.011.11
19440,040,95
1945-0,080,41
1946-0.07-0.17
19470,050,91
1948-0,080,07
1949-0,120,18
1950-0,220,11
1951-0,070,00
1952-0,010,09
19530,060,85
1954-0,130,64
1955-0,12-0,48
1956-0,23-0,24
19570,040,09
19580,07-0,15
19590,030,56
1960-0,030,37
19610,08-0,15
19620,020,50
19630.01-0.09
1964-0,26-0,64
1965-0,17-0,26
1966-0,07-0,79
1967-0,010,42
1968-0,08-0,29
19690,03-0,02
19700,07-0,17
1971-0,07-0,09
1972-0,04-0,32
19730,210,18
1974-0,04-0,14
19750,020,26
1976-0,180,00
19770,200,23
19780,13-0,13
19790,19-0,58
19800,330,33
19810,431,21
19820,12-0,26
19830,370,31
19840,200,45
19850,180,34
19860,230,02
19870,38-0,32
19880,460,71
19890,350,46
19900,500,69
19910,500,85
19920,21-0,12
19930,240,67
19940,370,45
19950,541,43
19960,470,86
19970,520,84
19980,830,94
19990,560,56
20000,551,17
20010,661,07
20020,761,33
20030,751,50
20040,670,72
20050,842,08
20060,741,75
20070,842,00
20080,621,38
20090,771,17
20100,911,87
20110,772,00
20120,741,67

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Figure 13. Températures moyennes annuelles à l’échelle mondiale et dans l’Arctique (latitudes 64 à 90° N), 1880 à 2012.

Anomalies de la température à la surface des terres. D’après des mesures effectuées à des stations météorologiques, les moyennes annuelles incluent les stations canadiennes dont il est question ci-dessous. Les données sont des anomalies, calculées d’après la période de référence de 1951 à 1980.

Graphique
Source : données de la NASA (2013)
Description longue pour la figure 13

Ce graphique linéaire montre les informations suivantes :

Températures moyennes annuelles à l'échelle mondiale et dans l'Arctique (latitudes 64 à 90° N), 1880 à 2012.
AnnéesDegrés Celsius sur le

Globe
Degrés Celsius sur le

Arctique
1880-0,47-0,92
1881-0,38-0,77
1882-0,32-1,24
1883-0,31-0,11
1884-0,59-1,12
1885-0,48-1,21
1886-0,59-1,11
1887-0,67-1,49
1888-0,40-1,39
1889-0,18-0,60
1890-0,58-1,02
1891-0,61-1,18
1892-0,52-1,30
1893-0,55-0,87
1894-0,45-1,10
1895-0,37-0,82
1896-0,35-1,08
1897-0,27-0,64
1898-0,46-1,08
1899-0,38-1,02
1900-0,19-0,56
1901-0,19-0,42
1902-0,36-1,56
1903-0,40-0,42
1904-0,53-0,24
1905-0,36-0,01
1906-0,25-0,16
1907-0,55-0,57
1908-0,41-0,29
1909-0,42-0,66
1910-0,35-0,62
1911-0,38-0,25
1912-0,37-0,66
1913-0,37-0,47
1914-0,11-0,48
1915-0,09-0,61
1916-0,32-0,30
1917-0,52-0,85
1918-0,45-1,14
1919-0,19-0,89
1920-0,290,09
1921-0,17-0,07
1922-0,23-0,31
1923-0,260,16
1924-0,230,28
1925-0,26-0,19
1926-0,050,36
1927-0,19-0,18
1928-0,140,50
1929-0,34-0,01
1930-0,170,46
1931-0,110,46
1932-0,150,24
1933-0,29-0,35
1934-0,130,68
1935-0,250,10
1936-0,130,15
1937-0,021,05
19380,051,25
1939-0,140,46
19400,050,75
19410,03-0,31
19420,050,25
1943-0,011,11
19440,040,95
1945-0,080,41
1946-0,07-0,17
19470,050,91
1948-0,080,07
1949-0,120,18
1950-0,220,11
1951-0,070,00
1952-0,010,09
19530,060,85
1954-0,130,64
1955-0,12-0,48
1956-0,23-0,24
19570,040,09
19580,07-0,15
19590,030,56
1960-0,030,37
19610,08-0,15
19620,020,50
19630,01-0,09
1964-0,26-0,64
1965-0,17-0,26
1966-0,07-0,79
1967-0,010,42
1968-0,08-0,29
19690,03-0,02
19700,07-0,17
1971-0,07-0,09
1972-0,04-0,32
19730,210,18
1974-0,04-0,14
19750,020,26
1976-0,180,00
19770,200,23
19780,13-0,13
19790,19-0,58
19800,330,33
19810,431,21
19820,12-0,26
19830,370,31
19840,200,45
19850,180,34
19860,230,02
19870,38-0,32
19880,460,71
19890,350,46
19900,500,69
19910,500,85
19920,21-0,12
19930,240,67
19940,370,45
19950,541,43
19960,470,86
19970,520,84
19980,830,94
19990,560,56
20000,551,17
20010,661,07
20020,761,33
20030,751,50
20040,670,72
20050,842,08
20060,741,75
20070,842,00
20080,621,38
20090,771,17
20100,911,87
20110,772,00
20120,741,67

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L’un des éléments déterminants pour l’écozone+ de l’Arctique est le rôle des mécanismes de rétroaction dans l’amplification du changement climatique en Arctique, surtout dans la mesure où ces mécanismes provoquent des changements dans les écosystèmes. Par exemple, la diminution de l’albédo causée par le recul de la glace de mer a entraîné un accroissement du réchauffement des terres bordant l’Arctique (Walsh, 2008); la durée plus courte de persistance de la couverture de neige a intensifié le réchauffement de la surface et la croissance arbustive, ce qui a réduit d’autant plus l’albédo et aggravé le réchauffement à l’échelle régionale (Sturm et al., 2001; Chapin III et al., 2005; Walsh, 2008). La croissance arbustive accrue a également fait augmenter la capacité de retenir une couverture de neige plus épaisse, ce qui a des effets sur les régimes hydrologiques et thermiques dans le sol, l’activité microbienne de même que le cycle des éléments nutritifs et du carbone (Myers-Smith, 2007).

Les observations faites par les Inuits du Canada au sujet du changement climatique sont répertoriées dans bien des sources, notamment dans l’Évaluation des impacts sur le climat de l’Arctique (ACIA, 2005) et dans des études basées sur des entretiens menés au sein de collectivités inuites (Kassi, 1993; McDonald et al., 1997; p. ex. Fox, 1998; Fox, 2004; Huntington et al., 2005). Un élément est souvent évoqué : la variabilité accrue du climat. Par exemple, les habitants d’Igloolik affirment que les conditions météorologiques sont plus imprévisibles qu’avant, et que les chasseurs, souvent surpris par les soudains changements des conditions météorologiques, doivent passer plus de nuits que prévu dans des bivouacs (Ford et al., 2006). Les habitants du Nunavut indiquent que les températures sont plus élevées toute l’année, et que cela s’accompagne d’un allongement et d’un décalage temporel des saisons (Government of Nunavut, Department of Environment, 2005). Dans les collectivités de la région désignée des Inuvialuit, on observe des changements associés au réchauffement depuis plus longtemps que dans les collectivités de l’est de l’Arctique, et ces changements semblent plus prononcés (Furgal et al., 2002; Nickels et al., 2002; Furgal et Seguin, 2006). Parmi les nombreux changements d’ordre météorologiques notés par les Inuvialuits de l’île Banks figurent des hivers plus doux, des étés plus chauds, un automne plus court et un gel plus tardif. On a remarqué des fluctuations des saisons, en particulier des printemps plus hâtifs (Ashford et Castleden, 2001).

La variabilité du climat et le changement climatique constituent des thèmes récurrents dans le présent rapport, et les éléments soulignés ci-dessus sont repris de manière plus détaillée dans les sections pertinentes du présent document.

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Tendances du climat depuis 1950

Aperçu

Cette section est fondée sur des relevés provenant du réseau de stations climatologiques du Canada, qui sont analysées pour le pays dans son ensemble, et par écozone+ pour les besoins du présent rapport. Les résultats de cette analyse à l’échelle du Canada sont présentés dans le rapport thématique du RETE intitulé Tendances climatiques au Canada, de 1950 à 2007 (Zhang et al., 2011). On a utilisé une période de base, ou de référence (1961 à 1990), pour relever les anomalies, selon les moyennes régionales et par station, dans les tendances relatives aux précipitations et aux températures. Les résultats de ces analyses des tendances pour l’écozone+ de l’Arctique sont résumés au tableau 2 ; plus bas, on les expose et on les examine par rapport aux tendances à l’échelle nationale issues de la même démarche de même que par rapport aux tendances climatiques au Canada et dans l’Arctique circumpolaire discutées par d’autres auteurs. Zhang et al. (2011) ont également analysé les tendances concernant la neige qui sont décrites dans la section portant sur les fonctions et processus écosystémiques (page 36).

Il y a des stations d’enregistrement des températures et des précipitations un peu partout dans l’écozone+ de l’Arctique, mais elles sont plus nombreuses dans les régions côtières qu'ailleurs, et leur densité est faible. Les valeurs moyennes de températures et de précipitations dans l’écozone+ couvrent au moins trois régions climatiques distinctes [l’archipel arctique canadien, parfois aussi appelé simplement « archipel arctique », l’ouest de l’Arctique et l’est de l’Arctique], et les variations à long terme du climat peuvent différer de l’une à l’autre de ces régions. Cela signifie que les moyennes pour l’écozone+ ne sont pas nécessairement représentatives de l’état et des tendances à différents endroits dans l’écozone+. On présente des cartes montrant les tendances à diverses stations, cela afin de donner une meilleure idée des tendances régionales.

On trouve des précisions sur la méthodologie employée pour cette analyse dans Zhang et al. (2011).

Tableau 2. Aperçu des tendances climatiques dans l'écozone+ de l'Arctique depuis 1950.
Variable climatiqueTendances de 1950 à 2007
TempératuresHausses significatives des températures saisonnières moyennes dans l’écozone+ à l’été et à l’automne. Hausses significatives à de nombreuses stations climatologiques pendant toutes les saisons (figure 14). Aucune tendance significative de refroidissement à quelque station que ce soit.
PrécipitationsAccroissement significatif pendant toutes les saisons partout dans l’écozone+, la plus forte hausse ayant été enregistrée à l’hiver. Accroissement significatif à de nombreuses stations climatologiques à l’automne, à l’hiver et au printemps (figure 16). Accroissement significatif l’été à seulement 1 station.

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Températures

Les températures moyennes annuelles ont augmenté d’environ 1,4 °C entre 1950 et 2007 au Canada, les tendances au réchauffement étant évidentes dans la plupart des régions du pays. Même si, à l’échelle pancanadienne, les plus fortes hausses de température ont été enregistrées à l’hiver et au printemps, dans l’écozone+ de l’Arctique, le réchauffement était plus soutenu à l’été et à l’automne; pendant ces deux saisons, on a respectivement noté des hausses de température significatives de 0,9 °C et de 1,7 °C. Ces moyennes masquent les changements plus profonds survenus à certains endroits, comme le montrent les cartes illustrant la force et le caractère significatif ou non des tendances relatives à la température à chaque station climatologique de l’Arctique faisant partie de l’ensemble de données (figure 14).

Aux fins de l’analyse à l’échelle nationale, la saison de croissance est la période pendant laquelle la température moyenne dépasse 5 °C (d’après une moyenne mobile sur 5 jours). On a constaté un allongement significatif de la saison de croissance à de nombreux endroits au Canada, principalement attribuable à un début plus hâtif de celle-ci. Le choix d’une température minimale de 5 °C est arbitraire, et les caractéristiques de la saison de croissance comme telle varient selon les espèces; par exemple, les plantes de la toundra, adaptées au froid, comment à pousser dès que les températures sont supérieures au point de congélation. Comme ce seuil de 5 °C définissant le début de la saison de croissance n’était pas atteint à bien des endroits dans l’Arctique, cette analyse n’a pas permis de détecter de tendance relative à la saison de croissance dans l’Arctique. Cependant, les relevés indiquent des hausses significatives des températures à de nombreuses stations de l’Arctique, et cela, pendant toutes les saisons (figure 14). Des mesures de la température sont prises en continu depuis 1995 au site de l’International Tundra Experiment (expérience internationale sur la toundra; ITEX) au fjord Alexandra, sur l’île d’Ellesmere; elles révèlent un allongement de la saison de croissance (mesurée en jours où la température est supérieure à 0 °C) d’environ 1,5 jour par année sur la période de 12 ans pendant laquelle des mesures ont été enregistrées (figure 15). La productivité végétale a augmenté dans l’écozone+; on note à la fois une élévation du pic de productivité et un allongement de la saison de croissance (Zhou et al., 2001; Goetz et al., 2007) – voir la section sur la productivité primaire (page 83).

Figure 14. Variation des températures moyennes de 1950 à 2007 : a) au printemps (mars à mai); b) à l’été (juin à août); c) à l’automne (septembre à novembre); à l’hiver (décembre à février).
Maps
Source : données sur l'écozone+ fournies par les auteurs de Zhang et al. (2011)
Description longue pour la figure 14

Cette figure présente quatre cartes indiquant la direction, l’amplitude et l’importance des tendances des températures saisonnières dans vingt stations climatiques de l’Arctique entre 1950 et 2007. Les cartes indiquent d’importantes hausses de température dans bon nombre de stations, et ce, pour toutes les saisons. Seulement une station a enregistré une baisse de plus de 3 0C (été et hiver) durant l’une ou l’autre des saisons.

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Figure 15. Longueur de la saison de croissance dans les parcelles témoins faisant partie d'une expérience sur le réchauffement à long terme dans une toundra à cassiope, au fjord Alexandra, sur l'île d'Ellesmere.

La saison de croissance correspond au nombre de jours pendant lesquels la température quotidienne moyenne de l’air est supérieure à 0 °C. La température de l’air a été mesurée à 10 cm au-dessus de la surface du sol. Les données sont des moyennes (n = 2) accompagnées de leurs plages de valeurs. La tendance est une droite de régression linéaire révélant un allongement d’environ 1,5 jour par année sur 12 ans.

Graphique
Source : G. Henry, données non publiées
Description longue pour la figure 15

Ce graphique linéaire simple montre les informations suivantes:

Growing season length in control plots of a long-term warming experiment in a Cassiope heath tundra at Alexandra Fiord, Ellesmere Island.
AnnéeAverage growing season length (days)
199579
199662,5
199776
199888
199975
200077
200182
200286
200385,5
200492
200583
200688

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Précipitations

Les précipitations ont augmenté à la plupart des stations canadiennes entre 1950 et 2007, et les hausses relatives les plus importantes ont été enregistrées à des stations de l’Arctique. Les précipitations ont augmenté de manière significative pendant toutes les saisons dans l’écozone+ de l’Arctique : les hausses, par rapport à la moyenne pour la période de référence, se situent entre 16 et 73 %. On a noté des signes de changement du régime des précipitations à l’automne, à l’hiver et au printemps entre le milieu et la fin des années 1970, la période estivale semblant plus stable à cet égard -- les précipitations ont aussi augmenté aussi pendant cette saison, mais la hausse par rapport à la moyenne pour la période de base n’est que de 16 %. Cette modification abrupte des précipitations à l’automne, à l’hiver et au printemps survenue à la fin des années 1970 pourrait être liée à un changement de la circulation atmosphérique, en particulier à une transition de la téléconnexion Pacifique-Amérique du Nord en 1976 (Brown et Braaten, 1998). On voit à la figure 16 la force et le caractère significatif ou non des tendances relatives aux précipitations pour chaque saison, à chaque station.

Même si on ne sait pas exactement à quoi est attribuable le changement des précipitations au Canada, une étude de Min et al. (2008) laisse supposer que la hausse des précipitations enregistrée aux latitudes élevées de l’hémisphère Nord (à plus de 55° N) pourrait avoir été causée par l’incidence humaine sur le climat. La tendance à la hausse des précipitations enregistrée au Canada, surtout dans le Nord, concorde avec les projections des modèles du climat à l’égard de l’évolution future des précipitations, et il est probable que cette tendance se maintienne (Zhang et al., 2011). Comme les augmentations prévues des précipitations sont en étroite corrélation avec le réchauffement projeté, il est probable que la hausse des précipitations dans l’Arctique sera largement supérieure à la hausse moyenne à l’échelle planétaire (Kattsov et al., 2007).

L’Évaluation des impacts sur le climat de l’Arctique (2005) signalait une augmentation des précipitations de 1,4 % par décennie dans l’Arctique (de 60 à  90° N) entre 1900 et 2005, ce qui constitue une hausse nettement plus considérable que ce que la présente analyse révèle dans l’écozone+ de l’Arctique.

Les hausses plus fortes des précipitations observées l’hiver dans cette analyse concordent tant avec les projections des modèles qu’avec les observations dans l’Arctique entier (ACIA, 2005; Lemke et al., 2007).

Figure 16. Variation des quantités de précipitations de 1950 à 2007 : a) au printemps (mars à mai); b) à l’été (juin à août); c) à l’automne (septembre à novembre); à l’hiver (décembre à février).
Maps
Source : données sur l'écozone+ fournies par les auteurs de Zhang et al. (2011)
Description longue pour la figure 16

Cette figure comprend quatre cartes avec des triangles représentant la direction, l’ampleur et l’importance des variations de la quantité de précipitations saisonnières à des stations climatologiques de l’Arctique entre 1950 et 2007. Les précipitations ont augmenté de manière significative pendant toutes les saisons dans l’écozone+ de l’Arctique; les hausses par rapport à la moyenne pour la période de référence (1961–1990) vont de 16 à 73 %. On a noté des signes de changement du régime des précipitations à l’automne, à l’hiver et au printemps entre le milieu et la fin des années 1970, la période estivale semblant plus stable à cet égard -- les précipitations ont aussi augmenté de manière significative pendant cette saison.

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Oscillations climatiques

Cette section est fondée sur le rapport thématique intitulé Oscillations climatiques à grande échelle ayant une incidence sur le Canada, de 1900 à 2008 (Bonsal et Shabbar, 2011), faisant partie du RETE; à cette source s'ajoutent des données propres à l'Arctique, dont on indique la référence dans le texte.

Les tendances et la variabilité climatiques observées au Canada subissent l'influence d'oscillations atmosphériques et océaniques à grande échelle, que l'on appelle « téléconnexions ». Il existe plusieurs régimes de téléconnexion connus dont on se sert pour décrire diverses caractéristiques de la circulation sur la planète (Bonsal et Shabbar, 2011). Les rapports entre ces téléconnexions et le climat canadien sont à leur maximum pendant la saison froide (de la fin de l'automne jusqu'au printemps), même si certaines connexions avec les conditions estivales ont été observées. En outre, ces connexions ont des effets plus prononcés et plus constants sur les variables de la température et, dans une moindre mesure, sur les facteurs liés aux précipitations. L'écozone+ de l'Arctique subit en particulier les effets de l'oscillation de l'Arctique (OA) et des profils d'oscillation du Nord-Pacifique, par exemple l'oscillation décennale du Pacifique (ODP), mais d'autres oscillations climatiques telles que le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) influent aussi sur les températures de l'Arctique.

Les associations entre ces oscillations à grande échelle et les températures de la saison froide dans diverses régions du Canada ont donné lieu à d'importantes relations entre ces régimes de téléconnexion et plusieurs variables liées au climat au printemps. Ces variables incluent notamment la durée de la présence de glace sur les lacs et les cours d'eau dans l'Ouest canadien (Bonsal et al., 2006), le moment de la fonte des neiges et le débit maximal des cours d'eau au printemps dans l'ouest de l'Amérique du Nord (Stewart et al., 2005), ainsi que le moment de l'écoulement printanier dans le fleuve Mackenzie (lié à l'ODP et à d'autres indices, mais pas à l'OA ou à l'ENSO) (Burn, 2008).

Les indices qui représentent les oscillations à grande échelle sont en corrélation avec les fluctuations et les cycles dans les écosystèmes de l'Arctique. Les associations ne sont pas toujours directes, puisque la variabilité des écosystèmes est souvent liée à plus d'une téléconnexion, et que les associations varient d'une région à l'autre. Parmi les exemples d'associations avec des communautés biotiques de l'Arctique, on peut citer les suivants :

  • Lorsque l'indice de l'OA est élevé, on assiste à une diminution de la croissance des plantes et à un déclin des populations de rennes au Svalbard, en Norvège (Aanes et al., 2002).
  • Les profils climatiques à grande échelle jouent un rôle dans les fluctuations des populations de caribous, mais les associations entre ces deux phénomènes varient d'une région à l'autre : en Alaska, l'ODP est corrélée avec des changements au sein des hardes de l'ouest de l'Alaska, mais les hardes du nord-est de l'Alaska sont davantage touchées par l'OA (Joly et al., 2011).
  • Il a été établi qu'un plus grand nombre de jeunes Oies des neiges meurent pendant l'été à l'île Bylot quand l'indice de l'OA atteint des valeurs extrêmes, soit les années où l'indice est très positif (basses températures estivales) et les années où l'indice est très négatif (températures estivales élevées) (Dickey et al., 2008).
Indice d'oscillation de l'Arctique

L'oscillation de l'Arctique (OA) représente la variabilité de la circulation atmosphérique au-dessus de l'hémisphère Nord extratropical, où les pressions au niveau de la mer dans les régions polaires varient à l'opposé de ce que l'on observe au-dessus des latitudes moyennes (à environ 45° N) (Thompson et Wallace, 1998). Elle est fortement corrélée avec l'oscillation de l'Atlantique Nord (OAN), qui influe sur le climat de l'est de l'Amérique du Nord et de l'Europe. Lorsque l'indice de l'OA est négatif, les températures hivernales sont plus basses, les eaux des océans sont plus froides, la couverture de glace de mer est plus importante et l'épaisseur de la glace de mer est plus grande que quand l'indice de l'OA est positif. De 1950 à 1980, l'indice de l'OA est souvent passé de valeurs positives à des valeurs négatives, et vice-versa, et il est demeuré positif de 1989 à 1995 (Richter-Menge et al., 2006) (figure 17). Les caractéristiques d'une phase où l'indice de l'OA est positif comprennent des conditions plus chaudes que la moyenne dans de vastes régions de l'Europe du Nord et de la Russie asiatique, et des anomalies inverses dans la moitié est de l'Amérique du Nord (Buermann et al., 2003). L'OA a été relié à une série de caractéristiques physiques et écologiques en Arctique et aux latitudes subarctiques. Par exemple, les indices positifs de l'OA sont associés à une couverture de neige moins étendue en hiver et au printemps, surtout en Eurasie (Bamzai, 2003), à un début plus hâtif de la fonte, surtout dans l'Arctique européen (Tedesco et al., 2009), à des débits plus importants des cours d'eau se déversant dans le détroit de Béring, mais moins importants des cours d'eau se déversant dans la baie d'Hudson (Déry et al., 2005), et au déclin de certaines hardes de caribous en Alaska, notamment la harde de la Porcupine, dont l'aire de répartition se trouve en partie au Canada (Stenseth et al., 2003).

Figure 17. Indice de l'oscillation de l'Arctique (OA) moyen annuel pour la période de 1950 à 2005.
Graphique
Source : d'après la figure 5 de Richter-Menge et al. (2006) (gracieuseté de I. Rigos)
Description longue pour la figure 17

Ce diagramme à barres montre l’indice de l’oscillation de l’Arctique moyen annuel pour la période de 1950 à 2005. De 1950 à 1980, l’indice de l’OA est souvent passé de valeurs positives à des valeurs négatives et vice-versa, avec AO négatif dans la majorité des années, il est demeuré nettement positif de 1989 à 1995, puis il a oscillé de nouveau entre des valeurs positives et négatives de 1996 à 2006.

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Les différentes phases des téléconnexions à grande échelle entraînent souvent des réactions régionales de grande amplitude en ce qui concerne le climat observé. Par conséquent, un certain nombre de variations climatiques notées au XXe siècle peuvent être attribuées, du moins en partie, à des modifications de ces divers régimes de téléconnexion (Solomon et al., 2007). Par exemple, Hurrell (1996) a constaté que l'oscillation de l'Atlantique Nord, l'ENSO et les variations dans la circulation du Pacifique Nord expliquaient collectivement une portion importante de la variabilité des températures hivernales dans l'hémisphère Nord au cours du XXe siècle. Plus précisément pour l'Amérique du Nord, le passage du climat, au milieu des années 1970, à une ODP positive et le plus grand nombre d'épisodes El Niño semblent avoir entraîné des changements contrastés d'un bout à l'autre du continent, l'ouest s'étant réchauffé davantage que l'est (Trenberth et al., 2007). Cette transition vers une ODP positive a donc également été associée à la tendance à des températures plus élevées en hiver et au printemps dans l'ouest du Canada, y compris dans l'Arctique.

À l'heure actuelle, on ne sait pas dans quelle mesure l'augmentation des concentrations de gaz à effet de serre a influé sur la survenue de ces oscillations climatiques à grande échelle. En outre, les répercussions du changement climatique futur projeté sur les principaux régimes de téléconnexion demeurent incertaines, car les divers modèles du climat ne concordent pas sur la fréquence et la structure futures des modes océaniques et atmosphériques à grande échelle. Les oscillations climatiques n'expliquent pas les récents profils de réchauffement dans l'Arctique canadien et circumpolaire (figure 18).

Figure 18. Anomalies des températures de surface dans l’hémisphère Nord moyennées sur trois périodes, associées à trois types de profils différents exerçant une influence dominante sur la variabilité naturelle.

La circulation du Pacifique Nord a exercé une influence dominante dans l'Arctique de 1977 à 1988, tandis que l'oscillation de l'Arctique a dominé la région de 1989 à 1995 (voir la figure 17). Ces dernières années (de 2000 à 2005), cependant, ni l'une ni l'autre de ces influences ne domine, et le profil de distribution des températures anormalement élevées est circumpolaire.

Maps
Source : Overland et Wang (2007)
Description longue pour la figure 18

Cette figure comporte trois représentations des températures dans l’hémisphère Nord pendant des périodes associées à des types de profils différents exerçant une influence dominante sur la variabilité naturelle. Le profil du Pacifique Nord a été dominant dans l’Arctique de 1977 à 1988, tandis que l’oscillation arctique a dominé la région de 1989 à 1995. Ces dernières années (à partir de 2000-2005), cependant, ni l’une ni l’autre de ces influences ne domine, et le profil de distribution des températures anormalement élevées est circumpolaire. Ces cartes sont la démonstration que les oscillations du climat n’ont eu aucune influence sur le récent réchauffement observé dans la région de l’Arctique canadien et circumpolaire.

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Fonctions et processus écosystémiques

Introduction

En 1973, Dunbar a publié un article qui a fait date, intitulé « Stability and fragility in Arctic ecosystems » (stabilité et fragilité des écosystèmes de l’Arctique). Il y étudiait l’apparente contradiction selon laquelle les écosystèmes de l’Arctique sont vulnérables aux dommages, alors que les espèces qui y vivent à l’année sont extraordinairement résistantes. D’autres migrent sur d’énormes distances, et les conditions de vie dans les habitats connaissent des fluctuations annuelles extrêmes. Les populations d’animaux terrestres de l’Arctique, comme les lemmings, peuvent chuter très bas, et l’espèce peut même disparaître de certaines régions, mais elles peuvent se rétablir tant qu’il existe une vaste zone où les populations peuvent se reconstituer. Les espèces sont protégées contre les invasions par des équivalents écologiques, de même que par leurs prédateurs et leurs pathogènes, et par des limites climatiques qui préservent les habitats de la toundra. Dunbar indiquait qu’il fallait définir la « stabilité » en termes de cohérence et de continuité des cycles annuels et pluriannuels, et que la « fragilité » désignait moins une faible résistance aux dommages physiques à petite échelle qu’une croissance et un taux de renouvellement restreints limitant la résilience. Il donnait un exemple de vulnérabilité due à la lenteur du renouvellement :

« Si un lac de l’Arctique plein d’ombles ou de touladis fait l’objet d’une pêche intensive pendant une saison ou deux, ce qui arrive fréquemment, les dommages seront permanents, ou il faudra des années avant qu’ils ne soient réparés [...] Les lacs de l’Arctique, en particulier les petits lacs, constituent probablement l’élément le plus vulnérable du paysage […] Nombre d’entre eux n’abritent qu’une seule espèce herbivore (un crustacé copépode) et une espèce de carnivore primaire, habituellement un mysidacé ou un amphipode. La situation est analogue à celle des lemmings de la toundra, sauf qu’il manque la protection conférée par l’étendue géographique considérable. Il s’agit d’écosystèmes d’une simplicité extrême, dans lesquels la disparition d’une espèce est synonyme de désastre écologique. » [traduction]

Depuis, notre compréhension de la résilience s’est améliorée; nous savons, par exemple, que quand les populations descendent sous le seuil correspondant à une population viable, leur rétablissement dépend de l’existence de conditions qui accroissent la résilience de l’espèce en question, par exemple une faible mortalité due à la prédation ou à la récolte, ou une aire de répartition et une connectivité suffisantes pour permettre à d’autres populations d’être une source de reconstitution. Des phénomènes stochastiques comme des tempêtes hivernales inhabituelles, des perturbations d’origine industrielle ou l’introduction d’un nouveau prédateur ou d’un nouveau pathogène peuvent rendre la disparition du pays ou de la planète hautement probable. Le caribou de Peary (Rangifer tarandus pearyi) en est l’exemple parfait, comme on l’explique à la section « Composition des écosystèmes – Le caribou de Peary  » (page 125). Au bout d’une décennie de recherches intensives, les scientifiques commencent à comprendre comment le changement climatique pourrait déstabiliser les écosystèmes de l’Arctique – ils ont d’ailleurs décelé des signes d’une telle déstabilisation --, mais il reste beaucoup à apprendre. Les connaissances scientifiques sur les effets cumulatifs, notamment sur les interactions entre le changement climatique et les perturbations d’origine industrielle, sont encore rudimentaires. Dans les sections qui suivent, il est question de processus qui pourraient indiquer ou prédire des perturbations des écosystèmes. Deux caractéristiques fondamentales de l’écozone+ de l’Arctique ont une profonde incidence sur la résilience de ses écosystèmes face aux perturbations : 1) la vaste échelle (temporelle et géographique) sur laquelle se déroulent, dans la plupart des écosystèmes de l’Arctique (du moins dans le cas des vertébrés), les processus associés aux déplacements annuels, aux cycles des populations et aux phénomènes de reconstitution des populations; 2) le rôle important que joue l’hiver dans l’évolution, en favorisant l’apparition de traits adaptatifs et en modelant la structure de l’habitat. Il est essentiel de comprendre l’incidence de l’échelle, les adaptations spécifiques et la structure des habitats qui sont caractéristiques des espèces sauvages en Arctique, dans le contexte du changement actuel, si l’on veut préserver et améliorer la résilience des écosystèmes de l’Arctique.

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La cryosphère

Les changements de la cryosphère (pergélisol, neige, glace de mer, glaciers de même que glace sur les lacs et les cours d’eau) peuvent aussi être considérés comme des facteurs abiotiques (secondaires, par rapport aux facteurs primordiaux que sont la température et les précipitations). Nous intégrons les tendances relatives à la cryosphère dans la section portant sur les processus écosystémiques afin de mettre en évidence leurs liens avec les perturbations des écosystèmes et avec d’autres processus écosystémiques, comme l’hydrologie et la productivité primaire. L’amenuisement rapide de tous les éléments de la cryosphère est une tendance dominante dans les écosystèmes de l’Arctique; amorcée il y a 30 ans, cette tendance est devenue particulièrement évidente au cours de la dernière décennie. Les répercussions de cette réduction de la quantité d’eau et de sols gelés, et ce qu’elles signifient pour d’autres processus écosystémiques sont des éléments cruciaux et, dans bien des cas, mal compris. L’une des principales causes de l’accélération du recul de la cryosphère est la rétroaction positive produite par la diminution de la réflectivité de la surface (albédo) attribuable à la disparition de neige et de glace. Cette diminution de l’albédo accroît la capacité d’absorption et de stockage de la chaleur, ce qui accentue la fonte. Compte tenu des projections selon lesquelles la planète continuera de se réchauffer, on s’attend à ce que la glace et la neige, dans leurs diverses formes, continuent de régresser, et que leurs caractéristiques connaissent d’autres changements, notamment en ce qui concerne le moment de leur formation et de leur fonte (AMAP, 2011; Jeffries et al., 2012).

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Le pergélisol

Les sections qui suivent au sujet du pergélisol sont fondées sur un rapport thématique d’échelle nationale intitulé Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada (Smith, 2011), faisant partie du RETE. Certains renseignements ont été mis à jour, comme on l’indique dans le texte.

Les données sur les récentes tendances relatives à la température du pergélisol dans l’écozone+ de l’Arctique proviennent d’une série de sites de surveillance dispersés de l’ouest de l’Arctique à l’est de l’Arctique et dans le Haut-Arctique. De manière générale, les variations de la température dans le pergélisol peu profond au cours de la dernière décennie sont plus importantes dans l’écozone + de l’Arctique que dans les régions au sud de la ligne des arbres (écozones+ de la taïga et de la zone boréale). Comme la végétation de la toundra a une structure verticale moins développée que celle des forêts, elle permet une pénétration plus directe de la lumière jusqu’au sol, et procure moins d’isolation contre la réémission de la chaleur absorbée. La présence de pergélisol plus froid signifie aussi que le changement de phase et la présence d’eau non gelée ne masquent pas le signal climatique. Il y a donc un lien plus direct entre les variations de la température de l’air et celles de la température du pergélisol.

Ouest de l’Arctique

Les données sur la température du pergélisol recueillies depuis les années 1980 dans la partie nord du bassin du Mackenzie (Smith et al., 2005b) indiquent que le pergélisol s’est réchauffé depuis le début des années 1990. Par exemple, dans la péninsule Tuktoyaktuk, à une profondeur de 28 m, la température du pergélisol a grimpé, entre 1990 et 2002, à un rythme de 0,02 à 0,06 °C par année. L’analyse effectuée par Burn et Kokelj (2009) indique que la température du sol près de la surface, dans la toundra des hautes-terres de la région du delta du Mackenzie, a augmenté de 1 à 2 °C entre le début des années 1970 et 2007. L’analyse par modélisation faite à un site de surveillance du pergélisol sur l’île Herschel (dans la mer de Beaufort, au large des côtes du Yukon) révèle que la température du pergélisol à une profondeur de 20 m a augmenté de 1,9 °C au cours des 100 dernières années (Burn et Zhang, 2009). De récentes observations faites sur le terrain à ce site de surveillance indiquent aussi un accroissement de l’épaisseur de la couche active depuis 1985.

Centre-sud de l’Arctique

Depuis 1997, on mesure la température du pergélisol à 3 m de profondeur à Baker Lake, au Nunavut. Entre 1997 et 2007, on a observé un accroissement de la profondeur du dégel (figure 19), malgré l’existence d’une certaine variabilité interannuelle dans ce relevé couvrant un court intervalle temporel (Smith et al., 2005b; Throop et al., 2008). L’accroissement le plus marqué de la profondeur du dégel a été enregistré entre 1997 et 1998, et il était lié au fait que la période de dégel a été plus longue que d’habitude en 1998 (Smith et al., 2001b).

Figure 19. Profondeur maximale du dégel en période estivale à un site de Baker Lake.
Graphique
Source : Smith (2011), adaptation et mise à jour de Smith et al. (2005b) et de Throop et al. (2008)
Description longue pour la figure 19

Ce diagramme à barres illustre la profondeur maximale du dégel en été à un site de Baker Lake, de 1997 à 2007. Durant cette période, on a observé une augmentation générale de la profondeur du dégel, bien qu’il y ait une certaine variabilité interannuelle dans les enregistrements à court terme. L’augmentation la plus importante de la profondeur du dégel--environ 0,9 m--s’est produite entre 1997 et 1998.

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Est de l’Arctique

Les données sur la température du pergélisol recueillies depuis 1978 à la Station des Forces canadiennes Alert, au Nunavut, peuvent être utilisées pour caractériser les tendances relatives au pergélisol dans le Haut-Arctique. Même si la température de l’air augmente depuis les années 1980, ce n’est que depuis le milieu des années 1990 que l’on observe un réchauffement clair du pergélisol peu profond. Entre 1994 et 2001, on a enregistré une hausse d’environ 0,15 °C par année de la température du pergélisol à une profondeur de 15 m (Smith et al., 2005b). Même si l’on a noté un certain refroidissement du pergélisol entre 2000 et 2002, des données plus récentes indiquent que le pergélisol continue de se réchauffer.

La figure 20 (mis à jour depuis Smith, 2011) illustre les tendances relatives aux températures moyennes annuelles à deux profondeurs et dans deux trous de forage jusqu’en 2011. La hausse des températures pendant la période hivernale semble être la principale cause des récentes augmentations de la température des sols, surtout aux sites du Haut-Arctique où la couverture de neige est relativement peu importante (et où l’isolation du sol pendant l’hiver est donc faible) (Smith et al., 2012).

Figure 20. Températures annuelles moyennes des sols à deux profondeurs et dans deux trous de forage à Alert, au Nunavut, de 1978 à 2011.

Normalisation des données et résolution des lacunes dans les données à l'aide des méthodes de Smith et al. (2012).

Graphique
Source : adapté de Romanovsky et al. (2012)
Description longue pour la figure 20

Ce graphique linéaire simple illustre les tendances des températures annuelles moyennes du sol à deux profondeurs et dans deux trous de forage à Alert, au Nunavut, de 1978 à 2011. Entre 1994 et 2001, on a enregistré une hausse d’environ 0,15 °C par année de la température du pergélisol à une profondeur de 15 m. Une augmentation plus faible de la température du pergélisol a également été observée à une profondeur de 24 m.

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La température du pergélisol peu profond à Iqaluit a aussi commencé à grimper en 1993, et la tendance s’est maintenue tout au long des années 1990 (figure 21). La température du pergélisol peu profond (mesurée à une profondeur de 5 m) a augmenté à un rythme de 0,4 °C par année entre 1993 et 2000. Une tendance similaire a été observée dans le nord du Québec, où l’on a enregistré un refroidissement d’environ 0,10 °C par année entre le milieu des années 1980 et le milieu des années 1990 à une profondeur de 10 m (Allard et al., 1995). Une augmentation des températures de l’air ayant débuté en 1993 dans le nord du Québec a été associée au réchauffement du pergélisol depuis 1996 à des profondeurs de 20 m (Allard et al., 2002; Ouranos, 2004; Chouinard et al., 2007), et à une augmentation de l’épaisseur de la couche active (Brown et al., 2000).

Figure 21. Température moyenne du sol à une profondeur de 5 m dans un trou de forage d’Environnement Canada à Iqaluit, de 1988 à 2002.

On indique également les moyennes mobiles sur 12 mois des températures de l'air et du sol.

Graphique
Source : Smith (2011), adapté de Smith et al. (2005b)
Description longue pour la figure 21

Ce graphique linéaire simple montre la température moyenne du sol à une profondeur de 5 m dans un trou de forage d’Environnement Canada à Iqaluit, de 1988 à 2002. Le graphique illustre également la moyenne mobile de la température du sol et celle de la température de l’air. On voit ici une indication que la température du pergélisol peu profond à Iqaluit a aussi commencé à monter en 1993, et que le réchauffement s’est poursuivi jusque dans les années 1990. Une augmentation de 0,4 °C par année de la température du pergélisol peu profond (mesurée à une profondeur de 5 m) a été observée entre 1993 et 2000.

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On a aussi relevé des augmentations récentes de la température du sol dans d’autres régions de l’Arctique, par exemple en Scandinavie et au Svalbard (Isaksen et al., 2007a; Isaksen et al., 2007b; Harris et Isaksen, 2008). Même si la couverture de neige est en général mince à ces sites du Haut-Arctique, sa variabilité peut avoir une incidence importante sur la réponse de la température du pergélisol aux variations de la température de l’air (Smith et al., 2003). Les changements touchant la couverture de neige peuvent contrebalancer les variations de la température de l’air se produisant sur la même période, de sorte que la température du pergélisol peut s’accroître dans le Haut-Arctique pendant les périodes où la couverture de neige est plus importante, mais où la température de l’air est plus basse (Taylor et al., 2006).

Conséquences écologiques des changements touchant le pergélisol

Selon les projections, les tendances observées quant au réchauffement du pergélisol et à l’accroissement de l’épaisseur de la couche active devraient se maintenir et s’accélérer à mesure que le climat de l’Arctique se réchauffe (ACIA, 2005; Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat, 2007). Les répercussions sur les processus écosystémiques et la structure des écosystèmes sont énormes. La fonte du pergélisol fait aussi partie de boucles de rétroaction qui : 1) entraînent un accroissement de la température de l’air dans la région à cause de la modification des peuplements végétaux et de l’albédo (Chapin III et al., 2005); 2) accentuent le réchauffement à l’échelle planétaire en raison de la modification du cycle du carbone dans le paysage arctique. Les recherches établissent des liens sans équivoques entre les conditions du pergélisol et de nombreuses caractéristiques de l’écosystème. Même s’il peut être difficile de traduire et de mesurer les tendances relatives à ces effets interreliés en termes de degré de changement des populations et des services associés aux écosystèmes, il est probable que les tendances observées en ce qui concerne le pergélisol influent actuellement sur les processus, la structure et la composition des écosystèmes de l’Arctique. Le réchauffement et la fonte du pergélisol qui sont projetés pour les décennies à venir s’accompagneront de profonds changements au sein des écosystèmes. Dans les paragraphes qui suivent, on décrit certaines des façons dont le pergélisol module les processus écosystémiques. Voir aussi la section sur la perturbation du pergélisol perturbation du pergélisol (page 63) à ce sujet.

La réticulation du sol produite par le pergélisol crée une diversité de microclimats pour les plantes et les arthropodes de l’Arctique (Strathdee et Bale, 1998; Vonlanthen et al., 2008; Walker et al., 2008a). Le cycle annuel de gel et de dégel de la couche active imprime au sol des motifs et des reliefs tels que des ventres de bœuf et des polygones de toundra, qui sont une caractéristique définissant la toundra. Les ventres de bœuf sont des parcelles de sol nu ou recouvert d’une végétation clairsemée où le soulèvement par le gel crée des motifs distincts de pierres et de sédiments (Walker et al., 2004). Les ventres de bœuf sont le lieu d’un brassage vertical de la matière organique et des éléments nutritifs (Walker et al., 2004), et ce sont des sites propices à la germination des graines (Sutton et al., 2006); ainsi, ils contribuent à la diversité et à la quantité de végétaux à la disposition des herbivores (Walker et al., 2001).

L’un des écosystèmes les plus productifs de la toundra est la toundra parsemée de buttes de gazon non acide; cet écosystème est crucial pour les hardes de caribous qui migrent et pour leurs prédateurs (Walker et al., 2001). La productivité vient des cycles de gel et de dégel de la couche active, qui induit la migration de cations essentiels pour les plantes. La zone de pergélisol riche en glace, près de la surface, est un réservoir de cations, comme le calcium et le magnésium, qui atteignent la couche active et deviennent utilisables par les plantes pour leur croissance. Lorsque le pergélisol fond, une quantité plus grande de ces éléments nutritifs est libérée dans la couche active (Kokelj et Burn, 2005).

La couche active est gardée humide ou gorgée d’eau par le pergélisol situé sous elle. L’activité microbienne est réduite en proportion, et la libération d’azote en provenance de la matière organique en décomposition, sous l’action des microorganismes, est lente, ce qui limite la croissance des plantes (Weintraub et Schimel, 2005). La productivité primaire nette est liée à la disponibilité des éléments nutritifs, et elle atteint son maximum dans un sol profondément dégelé, dominé par des espèces fixant l’azote et perturbé par des animaux, ce qui en libère les éléments nutritifs.

L’épaisseur de la couche active varie entre quelques dizaines de centimètres et un à deux mètres; c’est là le facteur qui limite les activités des animaux fouisseurs pendant la saison estivale. Les lemmings utilisent de préférence les ventres de bœuf et les fentes de gel pour creuser leur terrier (Potter, 1972), peut-être parce que les terriers ainsi obtenus sont plus chauds que s’ils étaient à une plus grande profondeur dans la couche active. Les lemmings passent la majeure partie de leur temps dans leur terrier pendant l’été, cela pour réduire leur exposition aux prédateurs aviaires (Boonstra et al., 1996). Les terriers et les latrines connexes sont autant de micro-sites de sol perturbé et ils accroissent la disponibilité des éléments nutritifs pour la croissance des plantes. D’autres mammifères fouisseurs, dont le spermophile arctique (Spermophilus parryii), choisissent des sites exempts de pergélisol, comme les rives des cours d’eau (Batzli et Sobaski, 1980).

Le pergélisol est le principal facteur qui détermine où les renards arctiques (Vulpes lagopus) aménagent leur tanière. Les renards choisissent des sites face au sud, bien drainés, où la neige fond tôt au printemps; toutes ces conditions indiquent que la couche active est plus profonde qu’ailleurs (Szor et al., 2008). Les ourses blanches gravides qui mettent bas sur les côtes de la baie d’Hudson choisissent des berges de tourbe dégelées pour creuser leur tanière. L’utilisation des mêmes tanières pendant des centaines d’années, telle que déterminée par les relevés annuels de dendrochronologie, semble indiquer que les berges de tourbe dégelées sont importantes pour les ours (Scott et Stirling, 2002).

Des récentes techniques ont révélé la présence de spores de bactéries et de champignons dans le pergélisol (Steven et al., 2008). Les sédiments gelés et la glace présents dans le pergélisol recèlent du dioxyde de carbone, du méthane, de l’oxygène et de l’azote dans leurs espaces interstitiels, de même qu’une fine pellicule d’eau, et les données dont on dispose laissent supposer la présence d’écosystèmes microbiens actifs dans le pergélisol (Steven et al., 2006). Cela a des conséquences pour le réchauffement de la planète. Steven et al. (2006) ont attiré l’attention sur « la biomasse microbienne considérable que l’on pense être présente dans des portions considérables du pergélisol terrestre […], ce qui pourrait avoir des conséquences importantes sur le cycle des nutriments et les processus biogéochimiques à l’échelle planétaire, comme le cycle du carbone, de l’azote et du soufre » [traduction].

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La neige

Cette section est fondée sur une analyse des mesures de la couverture de neige au sol dans l’ensemble du Canada et dans l’écozone+ de l’Arctique effectuée pour les besoins du rapport Tendances climatiques au Canada, de 1950 à 2007 (Zhang et al., 2011), faisant partie du RETE; les autres études utilisées sont citées dans le texte.

La durée de la couverture de neige a diminué de manière significative presque partout au Canada; les changements les plus notables ont été enregistrés au printemps, dans l’ouest et dans le nord du Canada. Cela vient du fait que les printemps deviennent plus chauds dans ces régions, et cela s’inscrit dans la tendance au réchauffement des printemps et à la fonte plus hâtive de la neige et de la glace notée dans l’hémisphère Nord (Lemke et al., 2007; Derksen et Brown, 2012).

Dans l’ensemble de l’écozone+ de l’Arctique, entre la saison de neige de 1950-1951 et celle de 2006-2007, la durée de la couverture de neige a diminué en moyenne de 9 jours à l’automne, et de 8,5 jours au printemps. La figure 22 montre les tendances relatives à la durée de la couverture de neige à l’automne et au printemps à chaque station. L’épaisseur de neige maximale annuelle a également diminué, cela en moyenne de 13,2 cm dans l’ensemble de l’écozone+ de l’Arctique entre 1950 et 2007 (figure 23). Cela fait partie d’une tendance générale à la baisse de l’épaisseur de neige maximale qui touche tout le Canada, mais le phénomène est moins important et moins uniforme, d’un endroit à l’autre, que la réduction de la durée de la couverture de neige. Dans le sud du Canada, la diminution de l’épaisseur de neige maximale annuelle est liée à une tendance selon laquelle la fraction des précipitations tombant sous forme de neige s’amenuise. Cependant, lorsque l’on faisait la moyenne de ce rapport sur l’ensemble de l’écozone+ de l’Arctique, aucune tendance significative ne se dégageait – en fait, on a enregistré une hausse du rapport en question à de nombreuses stations (figure 24), ce qui concorde avec la hausse plus marquée des précipitations pendant la saison de neige que pendant l’été (figure 16). Il est probable que le raccourcissement de la saison de neige (formation plus tardive de la couverture de neige et fonte plus hâtive) annule les effets de cet accroissement des précipitations pendant la saison froide. Cela concorde avec l’analyse de Brown et Mote (2009), qui montre que, dans un scénario de réchauffement et d’accroissement des précipitations, l’accumulation maximale de neige continue de décroître.

Figure 22. Variation de la durée de la couverture de neige (nombre de jours pendant lesquels il y a au moins 2 cm de neige au sol), de 1950 à 2007.

La carte a (première moitié de la saison de neige) indique les changements relatifs à la date de formation de la couverture de neige. La carte b (deuxième moitié de la saison de neige) indique les changements relatifs à la date de disparition de la couverture de neige.

Maps
Source: ecozone+ data provided by authors of Zhang et al. (2011)
Description longue pour la figure 22

Cette figure, qui est composée de deux cartes représentant chacune la moitié de la saison de neige, illustre par des triangles la direction, l’ampleur et l’importance des variations de la durée de la couverture de neige à neuf stations de surveillance dans l’Arctique entre 1950 et 2007. Dans l’écozone+ de l’Arctique, la durée de la couverture de neige a été réduite en moyenne de 9 jours à l’automne et de 8,5 jours au printemps de 1950-1951 à 2006-2007.

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Figure 23. Variation de l’épaisseur annuelle maximale de neige, de 1950 à 2007.
Carte
Source : données sur l'écozone+ fournies par les auteurs de Zhang et al. (2011)
Description longue pour la figure 23

Cette carte comporte des triangles qui indiquent la direction, l’ampleur et l’importance de la variation de l’épaisseur de neige annuelle maximale aux stations de surveillance de l’Arctique entre 1950 et 2007. L’épaisseur de neige dans l’écozone+ de l’Arctique a connu une baisse de 13,2 cm en moyenne de 1950 à 2007.

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Figure 24. Variation absolue de la proportion de neige dans les précipitations totales au Canada, de 1950 à 2007. Les tendances à la hausse indiquent une augmentation de la fraction des précipitations tombant sous forme de neige.

Increasing trends indicate an increase in the proportion of precipitation falling as snow.

Carte
Source : données sur l'écozone+ fournies par les auteurs de Zhang et al. (2011)
Description longue pour la figure 24

Cette carte indique par des triangles la variation absolue de la proportion de neige dans les précipitations totales au Canada, de 1950 à 2007. La fraction des précipitations tombant sous forme de neige a augmenté ou présenté une tendance à la hausse à la majorité des sites dans l’écozone+.

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Le degré d’incertitude associé aux résultats relatifs à l’épaisseur de la neige en Arctique est plus grand que celui qui entache les résultats concernant la durée de la couverture de neige parce que : 1) à l’échelle locale, la variabilité de l’épaisseur de la neige est beaucoup plus importante que celle de la durée de la couverture de neige (Brown et al., 2007b); 2) le réseau d’observation de la couverture de neige dans l’Arctique canadien est peu dense, et les stations qui le composent se trouvent surtout dans les zones côtières. De plus, les mesures de l’épaisseur de la neige sont faites à des sites à découvert, près des aéroports, qui ne sont pas forcément représentatifs du terrain environnant. Si les arbustes se multiplient dans l’Arctique, on peut s’attendre à ce que la quantité de neige retenue sur le sol augmente dans les zones où la couverture arbustive aura augmenté. Par contre, les conditions aux stations de mesure ont une incidence moindre sur les résultats relatifs à la durée de la couverture de neige.

Tendances relatives à la neige dans la zone circumpolaire

C’est dans les régions maritimes recevant beaucoup de précipitations de l’Arctique que l’on a enregistré les diminutions les plus importantes et les plus rapides de l’équivalent en eau de la neige et de la durée de la couverture de neige (Callaghan et al., 2011a). On note aussi des différences entre l’Eurasie et l’Amérique du Nord : le déclin de l’épaisseur de la neige et de la couverture de neige est plus récent en Eurasie, puisqu’il a débuté principalement après 1980, alors qu’il est visible en Amérique du Nord depuis les années 1950. Cependant, l’épaisseur de la neige augmente dans certaines parties de l’Eurasie (Callaghan et al., 2011a). La couverture de neige au printemps a grandement diminué tant en Eurasie qu’en Amérique du Nord, surtout au cours de la dernière décennie (Derksen et Brown, 2012) (figure 25).

Figure 25. Tendances relatives à la couverture de neige au sol dans l'Arctique eurasien et nord-américain, de 1967–2012.

Les données sont les moyennes en juin de la couverture de neige dans tout l'hémisphère Nord, soit pour ainsi dire exclusivement dans l'Arctique. Les valeurs sont les anomalies normalisées par rapport à la moyenne pour la période de 1988 à 2007.

Graphique
Source : Conservation de la flore et de la faune arctiques (2013), d'après Derksen et Brown (2012), données du CDR du NOAA (surveillance par satellite)
Description longue pour la figure 25

Ce diagramme par point et linéaire illustre les tendances de la couverture de neige au sol au printemps dans l’Arctique eurasien et nord-américain, de 1967 à 2012. Le diagramme montre l’étendue de la neige en juin chaque année. La couverture de neige dans l’Arctique au printemps a diminué de façon marquée pendant la période, notamment de 2002 à 2012.

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Conséquences écologiques des changements touchant la neige

Il a été démontré que la diminution de la durée de la couverture de neige donne lieu à une rétroaction positive significative qui s’exerce sur le système climatique de l’Arctique, et qui est attribuable à la réduction de l’albédo (Chapin III et al., 2005; Screen et Simmonds, 2012). Ce phénomène est accentué dans la toundra et dans la taïga parce que le manteau neigeux y est peu épais, parce que le rayonnement solaire incident est important pendant la période de la fonte printanière, et en raison des caractéristiques de la végétation. La végétation de la toundra a une structure verticale peu développée, et elle produit donc peu d’ombre au sol. Chapin et al. (2005) ont conclu que le raccourcissement de la durée de la couverture de neige enregistré au cours des dernières décennies en Alaska a contribué de manière substantielle au réchauffement de l’atmosphère à l’échelle locale pendant la saison estivale (accroissement du flux thermique d’environ 3 watts par m2 par décennie). Dans l’ensemble de la région de l’Arctique, la rétroaction liée aux modifications de la couverture de neige sur la période de 1970 à 2000 aurait, selon les simulations, accru le chauffage de l’atmosphère de 0,9 watt par m2 par décennie (Euskirchen et al., 2007). La présence d’impuretés d’origine naturelle et humaine dans la neige contribue également à réduire l’albédo. Flanner et al. (2008) ont montré que le dépôt de carbone noir (particules de suie) en surface réduit l’albédo de la neige (un phénomène qu’on appelle « assombrissement »), ce qui contribue à la fonte de la neige et de la glace et accroît le chauffage de l’atmosphère.

Les caractéristiques de la neige, dont son étendue, son épaisseur, la durée de sa présence et le moment où elle est présente, mais également les caractéristiques du manteau neigeux, définies par des phénomènes tels que les cycles de gel et de dégel, ont une forte incidence sur les processus associés aux écosystèmes d’eau douce et aux écosystèmes terrestres de l’Arctique, notamment la dynamique du pergélisol, l’hydrologie et la production. Les caractéristiques de la neige exercent également une influence directe sur les communautés biotiques et de nombreuses espèces de l’Arctique. Les effets découlant du changement de la neige tels qu’on les observe et qu’on les prédit sont évalués dans le cadre de récents projets du Conseil de l’Arctique (AMAP, 2011; Callaghan et al., 2011b; CAFF, 2013) et sont abordés dans plusieurs sections du présent document.

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La glace de mer

L’état et les tendances de la glace de mer font l’objet d’une discussion plus approfondie dans le rapport sur les écozones marines de l’Arctique (Niemi et al., 2010). On en présente ici une synthèse vu l’importance de la glace de mer pour certains des animaux dont il est question dans le présent rapport (notamment les ours blancs), et vu les répercussions, sur les écosystèmes terrestres de l’Arctique, des profonds changements qui touchent actuellement l’étendue et la qualité de la glace de mer.

L’étendue de la glace de mer tout au long de l’année a considérablement diminué au cours de la période pendant laquelle elle a fait l’objet d’une surveillance par télémétrie (figure 26). La couverture de glace minimale pendant l’été (c’est-à-dire en septembre) a connu un déclin particulièrement rapide au cours des quelques dernières années (figure 27). Si l’on remonte plus loin dans le temps, en se fondant sur des données issues des réseaux d’observation et des données de substitution, on constate que la vitesse et l’étendue actuelles et récentes du recul de la glace d’été sont sans précédent au cours des 1 450 dernières années (Kinnard et al., 2011). L’accroissement de la fonte de la glace d’été a entraîné une perte de glace pluriannuelle. Le pourcentage de la couverture de glace d’hiver (en mars) correspondant à de la glace de l’année est passé de 58 %, en 1988, à 75 %, en 2012, tandis que le pourcentage de glace âgée de quatre ans ou plus est passé de 26 %, en 1988, à 7 %, en 2012 (Perovich et al., 2012).

Selon les modélisations du climat, on prévoit des étés sans glace dans l’Arctique d’ici 30 ans (Wang et Overland, 2012). Pendant un été sans glace, il subsisterait tout de même une partie de la banquise, et probablement de la glace dans les eaux abritées entre les îles de l’archipel arctique canadien (Wang et Overland, 2012). La répartition spatiale de la glace de mer à l’été et à l’hiver 2012 est illustrée à la figure 28.

Figure 26. Étendue de la glace de mer dans l'Arctique tout au long du cycle annuel au cours des récentes années, par rapport à la moyenne pour la période de 1979 à 2000.
Graphique
Source : données de Fetterer et al. (2010) mises à jour avec des données du National Snow and Ice Data Center (2013)
Description longue pour la figure 26

Ce graphique linéaire montre les informations suivantes :

Étendue de la glace de mer dans l'Arctique tout au long du cycle annuel au cours des récentes années, par rapport à la moyenne pour la période de 1979 à 2000. Étendue (en millions de km2)
Mois1979-2000 Avg20072008200920122013
Janv.14,813,7714,0414,0713,7313,78
Févr.15,614,5314,9814,8414,5614,66
Mars15,714,6515,2115,1615,2115,04
Avr.1513,8714,4214,5714,7314,37
Mai13,612,8913,1813,3913,1313,1
Juin12,211,4911,3611,4610,9211,58
Juill.10,18,138,998,87,938,45
Août7,75,366,056,284,716,09
Sept.7,044,34,735,393,635,35
Oct.9,36,778,427,527,07-
Nov.11,310,0510,6210,279,92-
Déc.13,412,3912,5212,5112,2-

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Figure 27. Tendances de la couverture de glace de mer en septembre, de 1979 à 2013, accusant un déclin rapide ces récentes années.

L'étendue minimale de la glace en septembre 2012 était de 48 % inférieure à la moyenne pour la période de 1979 à 2000. Grâce à l'été plus froid en 2013, on a enregistré une légère hausse de l'étendue minimale de la glace, qui a atteint une valeur similaire à celle de 2009, soit de 24 % inférieure à la moyenne pour la période de 1979 à 2000.

Graphique
Source : données de Fetterer et al. (2010) mises à jour avec des données du National Snow and Ice Data Center (2013)
Description longue pour la figure 27

Ce graphique linéaire montre les informations suivantes :

Tendances de la couverture de glace de mer en septembre, de 1979 à 2013, accusant un déclin rapide ces récentes années.
AnnéeÉtendue (en millions de km2)
19797,2
19807,85
19817,25
19827,45
19837,52
19847,17
19856,93
19867,54
19877,48
19887,49
19897,04
19906,24
19916,55
19927,55
19936,5
19947,18
19956,13
19967,88
19976,74
19986,56
19996,24
20006,32
20016,75
20025,96
20036,15
20046,05
20055,57
20065,92
20074,3
20084,73
20095,39
20104,9
20114,63
20123,63
20135,35

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Figure 28. Répartition de la glace de mer à l'hiver et à l'été 2012, et lisière médiane de la glace pendant ces deux saisons.
Maps
Source : Eamer et al. (2013), d'après le National Snow and Ice Data Center (2013)
Description longue pour la figure 28

Cette figure présente deux cartes du nord de la région polaire indiquant la répartition des glaces de mer durant l’hiver et l’été 2012. Les cartes présentent un tracé de comparaison de la répartition des glaces de 2012 au front de glace médian pour les années de 1979 à 2000. La répartition des glaces de mer hivernales dans la région est moins importante que le front de glace médian pour la période de 1979 à 2000 dans la mer de Barents, et indique des variations moins importantes dans d’autres régions. La répartition des glaces de mer estivales est beaucoup moins importante que la moyenne pour la période de 1979 à 2000.

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Conséquences écologiques des changements rapides touchant la glace de mer

Les graves conséquences de la modification du régime de la glace de mer en Arctique sur les écosystèmes marins de l’Arctique canadien sont exposées dans le rapport intitulé Rapport de l’état des écosystèmes et des tendances : écozone marines de l’Arctique (Niemi et al., 2010), qui fait partie du RETE. Les répercussions à l’échelle circumpolaire et planétaire ont été évaluées dans le cadre de récents projets du Conseil de l’Arctique (AMAP, 2011; CAFF, 2013; Eamer et al., 2013).

L’étendue et la qualité de la couverture de glace de mer a une forte incidence sur les écosystèmes et les espèces sauvages terrestres, de même que sur les humains. L’albédo (la réflectivité) des eaux libres est beaucoup plus faible que celui de la glace; ces eaux absorbent donc plus de lumière du soleil. La régression de la glace de mer a entraîné un réchauffement des zones côtières adjacentes (Serreze et Barry, 2011), ce qui a eu des effets sur la végétation de la toundra (Bhatt et al., 2010), en plus d’accroître l’érosion des côtes et d’ainsi perturber les habitats côtiers et les communautés côtières, surtout le long des côtes de la mer de Beaufort (Lantuit et Pollard, 2008; AMAP, 2011). La glace de mer est une vaste plateforme utilisée par les Inuits pour se déplacer et chasser, et les changements qui l’ont touchée au cours de la dernière décennie ont affecté les communautés autochtones (Niemi et al., 2010; Eamer et al., 2013).

L’ours blanc est l’espèce (parmi celles dont il est question dans le présent rapport) qui est la plus clairement menacée par le recul de la glace de mer, mais certains animaux terrestres sont aussi vulnérables à ce phénomène. La discussion ci-dessous au sujet de la glace de mer et des écosystèmes de la toundra est fondée en partie sur un rapport du groupe de travail sur la conservation de la flore et de la faune arctiques (CFFA) intitulé Life linked to ice : a guide to sea-ice-associated biodiversity in this time of rapid change (en anglais seulement) (Eamer et al., 2013).

La glace de mer d’hiver est un moyen, pour les renards et les loups, d’accéder à des îles isolées et de les coloniser. Une étude de la génétique des renards arctiques dans toute leur aire de répartition à l’intérieur de la zone circumpolaire a révélé que la présence de glace de mer était le principal facteur qui déterminait le degré de similarité des populations de renards entre elles : moins il y a de glace de mer, plus les populations se distinguent, d’un point de vue génétique (Geffen et al., 2007). Si les populations insulaires se retrouvent isolées à la suite de la disparition de la glace d’hiver, certaines d’entre elles risquent de décliner ou de s’éteindre à cause de la perte de diversité génétique et de la consanguinité (Geffen et al., 2007; Noren et al., 2011). Les populations de loups (Canis lupis) sur les îles Banks, d’Ellesmere et Devon ont décliné et se sont rétablies dans le passé grâce à la colonisation par des individus venus d’autres îles en se déplaçant sur la glace de mer (Carmichael et al., 2008). Comme dans le cas des renards, les populations de loups risquent de diminuer si les conditions de la glace d’hiver changent suffisamment pour compromettre les déplacements sur cette surface gelée. Comme on s’attend à ce qu’il continue à y avoir de la glace l’hiver dans la région de l’archipel arctique canadien, les effets se produiront probablement dans d’autres régions circumpolaires, dont certaines parties de l’Arctique européen et russe.

Le changement de la glace de mer perturbe aussi les déplacements de certaines hardes de caribous. On a vu les caribous de Peary se déplacer d’île en île sur la glace de mer (Jenkins et al., 2011). La harde Dolphin-et-Union migre annuellement en empruntant le détroit du même nom entre l’île Victoria et le continent; il s’agit là de l’un des secteurs où l’expansion des eaux libres a été la plus notable (COSEPAC, 2004). Le gel plus tardif du détroit retardera la migration vers les aires d’hivernage.

Les renards arctiques comme les loups se nourrissent d’espèces marines pendant l’hiver, et parcourent de longues distances pour chasser et trouver des charognes (Tarroux et al., 2010). Les renards arctiques se nourrissent des restes des phoques tués par les ours blancs (Roth, 2003; Geffen et al., 2007), et ils peuvent aussi chasser les phoques annelés, comme on l’a observé sur la glace de mer au large de la côte nord du Labrador (Andriashek et al., 1985). Ils peuvent aussi exploiter dans une large mesure des sources de nourriture marines (Tarroux et al., 2012). Cela laisse supposer que la disparition de glace de mer pourrait avoir une incidence sur les populations côtières de renards arctiques les années où la nourriture est peu abondante sur la terre ferme (Pamperin et al., 2008). On sait que les loups cherchent de la nourriture sur la glace de mer l’hiver, et qu’ils se nourrissent probablement de carcasses de phoques, selon une étude menée en Alaska (Watts et al., 2010). Les principaux changements touchant la glace de mer et leurs effets possibles sur ces carnivores terrestres primaires sont les suivants : 1) formation de la couverture de glace plus tardive, à l’automne, le phénomène obligeant les carnivores à passer plus de temps sur la terre, où la nourriture pourrait se faire relativement rare (par exemple, lorsque la densité des populations de rongeurs est faible et que les oiseaux ont quitté la région); 2) réduction de la couverture de glace l’été, le phénomène entraînant une diminution des populations d’ours blancs et, par conséquent, des possibilités, pour les carnivores terrestres, de trouver des charognes ou de chasser lorsqu’ils sont sur la glace.

De récentes études faisant appel à une surveillance par satellite montrent que les Faucons gerfauts (Falco rusticolus) (Burnham et Newton, 2011) et les Harfangs des neiges (Bubo scandiacus) (Therrien et al., 2011) passent beaucoup de temps au large des côtes l’hiver, probablement à chasser les oiseaux de mer, en se reposant sur les floes. On a vu des Harfangs des neiges chasser les oiseaux de mer se regroupant dans des zones d’eaux libres dans la baie d’Hudson l’hiver (Gilchrist et Robertson, 2000). Pendant deux hivers, on a suivi par satellite (2007–2009) neuf Harfangs des neiges femelles adultes équipées d’émetteurs pendant qu’elles étaient dans leur aire d’estivage sur l’île Bylot; on a constaté qu’elles passaient plusieurs semaines sur la glace de mer entre décembre et avril. L’analyse des images satellites haute résolution a montré qu’elles passaient la majeure partie de leur temps sur la glace à proximité de zones d’eaux libres fréquentées par des oiseaux de mer (Therrien et al., 2011). Les changements touchant l’étendue de la glace de mer et la formation de polynies ayant une incidence sur les oiseaux de mer pourraient aussi perturber l’alimentation des Harfangs des neiges. Comme ceux-ci se nourrissent de petits mammifères pendant la saison de reproduction, la modification des populations de Harfangs des neiges pourrait avoir un effet sur le réseau trophique de la toundra (Therrien et al., 2011).

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Les glaciers et les calottes glaciaires

Au cours des 10 000 dernières années, les glaciers et les calottes glaciaires, vestiges des immenses nappes de glace formées lors de la dernière période glaciaire, ont fondu, tout en connaissant par intermittence des périodes de réavancée. La dernière avancée importante s’est produite pendant le Petit Âge glaciaire, qui a duré du XIVe au XIXe siècle. Depuis, les glaciers reculent partout sur la planète, et la fonte de la glace s’accélère depuis le milieu des années 1980. Sur une échelle décennale, les glaciers de certaines régions (y compris l’Arctique) ont enregistré des avancées sporadiques, mais la tendance est sans conteste à une fonte de plus en plus rapide. On peut prévoir, d’après les scénarios du changement climatique, la déglaciation de nombreuses régions de montagnes au cours du XXIe siècle (Gerland et al., 2007).

Les eaux de fonte d’environ 300 000 km2 de glaciers et de calottes glaciaires (à part le Groenland) se déversent dans l’océan Arctique, la plupart directement (Dyurgerov et Carter, 2004). Plus de la moitié de cette superficie de glace terrestre se trouve dans l’archipel arctique canadien (tableau 3). La masse et l’étendue de ces glaciers et de ces calottes glaciaires varient en fonction de la température et des chutes de neige (UNEP et WGMS, 2008; Colgan et Sharp, 2008), la corrélation la plus forte reliant le bilan massique et la température de l’air (Koerner, 2005). Un autre facteur modulant les fluctuations de l’étendue et du volume est le vêlage des glaciers, qui se produit sous la pression de l’écoulement à travers les lignes d’ancrage et sous l’effet des marées. Le vêlage des glaciers est à l’origine d’une portion importante (jusqu’à 40 %) de la perte massique des calottes glaciaires dans l’Arctique canadien (Burgess et al., 2005; Mair et al., 2009; Mair, 2012).

L’étendue des glaciers de l’archipel arctique canadien a atteint sa valeur maximale la plus récente relativement tard, c’est-à-dire dans la dernière portion du XIXe siècle. Les séries chronologiques des fluctuations des glaciers sont rares : les seules séries à long terme dont on dispose sur le bilan massique concernent les glaciers White et Baby, les calottes glaciaires de Devon, de Meighen et de Melville, ainsi que le champ de glace Agassiz, tous situés sur les îles de la Reine-Élisabeth. D’après ces séries chronologiques et d’autres éléments probants, la tendance générale pour les glaciers de l’archipel arctique canadien est à la fonte depuis la fin du XIXe siècle; la tendance s’est ralentie pendant un certain temps, au milieu du XXe siècle (UNEP et WGMS, 2008), puis la fonte s’est accélérée au cours des 25 dernières années. L’analyse de carottes de glace provenant de la calotte glaciaire de Devon (île Devon), de la calotte glaciaire de Penny (île de Baffin) ainsi que des champs de glace Agassiz et Prince-de-Galles (île d’Ellesmere) indique que les vitesses de fonte enregistrées depuis le milieu des années 1990 sont les plus élevées depuis au moins deux millénaires (Fisher et al., 2012). Le relevé pour le champ de glace Agassiz porte sur une période plus longue; il montre que la vitesse de fonte enregistrée récemment est la plus élevée depuis 4 200 ans, et qu’elle se compare à la vitesse de fonte pendant la période la plus chaude de l’Holocène, il y a 9 000 ans (Fisher et al., 2012).

Table 3. Surface area of glaciers and ice caps, Canadian Arctic Archipelago, mid-1970s. Total surface glacier area for Arctic Archipelago: 151,800 km2
Îlekm2Îlekm2
Ellesmere80,000Coburg225
Plate-forme de glace d'Ellesmere500Meighen85
Axel Heiberg11,700Melville160
Devon16,200North Kent152
Bylot5,000Autres736
Baffin37,000--

Superficice totale des glaciers dans l'archipel : 151 800 km2

Source : Williams et Ferrigno (2002)

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Figure 29. Bilan massique annuel net en surface de quatre glaciers des îles de la Reine-Élisabeth, de 1960 à 2011.
Graphique
Source : Sharp et al. (2012), d'après des données du Service de surveillance mondial des glaciers
Description longue pour la figure 29

Ce graphique linéaire simple montre le bilan massique annuel net en surface de quatre glaciers des îles de la Reine-Élisabeth, de 1960 à 2011. Ces quatre glaciers sont : la calotte glaciaire de Devon, la calotte glaciaire de Meighen, la calotte glaciaire de Melville et le glacier White. On n’y voit aucune tendance à la hausse jusqu’en 1985 mais, de 1985 à 2011, le bilan massique annuel net en surface a diminué pour les quatre glaciers.

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Sur l’île de Baffin, on a mesuré les variations de l’étendue de quelques calottes glaciaires de plateau de petite taille (de moins de 50 km2 à l’heure actuelle) depuis 1975. On a étendu ce relevé à des périodes plus anciennes grâce à des études fondées sur la chimie et la végétation (Miller et al., 1975; Anderson et al., 2008). Certaines de ces calottes glaciaires ont déjà disparu, et les chercheurs prévoient que toutes les calottes glaciaires de petite taille auront entièrement disparu d’ici 2070. On voit à la figure 30 le taux de recul mesuré et inféré depuis 1940.

Figure 30. Carte montrant l'emplacement et le recul des calottes glaciaires sur l'île de Baffin, de 1949 à 2005.

a) Image satellite de l'appareil de cartographie thématique amélioré (ETM+) Landsat, 10 août 2000, montrant les calottes glaciaires de nos jours. La ligne blanche indique la limite approximative de la zone de destruction de la végétation, qui correspond à l'étendue maximale des calottes glaciaires pendant le Petit Âge glaciaire. Le cercle noir indique l'emplacement de mousses aquatiques datant de 5,6 millions d'années dans les sédiments au fond d'un lac, selon la datation au 14C.

b) Superficie des calottes glaciaires entre 1949 et 2005. Les calottes glaciaires correspondantes sont indiquées par des symboles en a). Les régressions linéaires prédisent la date approximative de disparition des calottes glaciaires.

c) Régression, de 1949 à 1988, de la calotte glaciaire Tiger, disparue à l'été 1992.

Graph and Map
Source: Anderson et al. (2008)
Description longue pour la figure 30

La figure comprend une carte de la région de l’île de Baffin et un graphique de régression linéaire indiquant la superficie de cinq différentes calottes glaciaires de l’île avec une carte en miniature montrant le recul de la calotte glaciaire Tiger. La carte montre les calottes glaciaires de nos jours et délimite l’étendue approximative de la zone de destruction de la végétation, qui correspond à l’étendue maximale des calottes glaciaires pendant le Petit Âge glaciaire. Le graphique de régression linéaire indique les taux de réduction de l’étendue mesurés et déduits depuis 1940. On y voit que la taille des cinq calottes glaciaires a diminué tout au long de la période.

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La perte de masse subie par les glaciers et les calottes glaciaires à cause de la fonte en surface et du vêlage des glaciers contribue de manière significative à l’élévation du niveau de la mer. Comme l’archipel arctique canadien est la plus grande zone englacée du monde, à part le Groenland et l’Antarctique, les changements touchant les glaciers et les calottes glaciaires de l’écozone+ de l’Arctique revêtent une importance capitale à l’échelle planétaire.

Selon une étude publiée en 2009, on estime que, à l’échelle du globe, la fonte des glaciers et les calottes glaciaires entraînera une élévation du niveau de la mer de 373 ± 21 mm au cours des 100 prochaines années, ce qui représente près de la moitié de l’élévation prévue pour cette période, soit 800 mm (Bahr et al., 2009). Une analyse du bilan massique des glaciers fondée sur des études de terrain et des données de télédétection indique que, entre 2003 et 2009, les glaciers et les calottes glaciaires du Haut-Arctique canadien auraient approximativement perdu une masse de 33 ± 4 Gt/année, et que les glaciers du Bas-Arctique canadien auraient perdu une masse de 27 ± 4 Gt/année. Le total pour l’Arctique canadien représente environ 28 % de la perte de masse des glaciers à l’échelle planétaire (à part l’Antarctique et le Groenland).

Environ la moitié de l’élévation du niveau de la mer est due à l’expansion thermique des océans. La deuxième cause en importance est l’eau de fonte provenant des inlandsis du Groenland et de l’Antarctique; vient ensuite l’eau de fonte des glaciers et des calottes glaciaires de plus petite taille (IPCC, 2007). La contribution des glaciers et des calottes glaciaires de plus petite taille sera, à long terme, largement moindre que celle des inlandsis du Groenland et de l’Antarctique, mais les premiers réagissent plus vite au changement climatique, et les effets de celui-ci sur eux sont plus immédiats (Bahr et al., 2009). De 2003 à 2009, la perte de masse des glaciers sur le globe, à part l’Antarctique et le Groenland, aurait entraîné une élévation du niveau de la mer de 0,71 ± 0,08 mm/année, ce qui représente environ 29 % de la hausse observée au cours de cette période (Gardner et al., 2013).

L’un des principaux changements écosystémiques sera l’accroissement de la superficie de terres disponible pour la végétation et le développement d’écosystèmes de la toundra. Ce processus est entamé depuis la fin du XIXe siècle. La superficie de terres récemment exposée n’est pas très vaste pour l’instant, mais elle pourrait devenir de plus en plus considérable si des masses de glace disparaissent des îles du Haut-Arctique (voir, au tableau 3, la superficie des terres englacées). Les zones exposées depuis le maximum glaciaire atteint à la fin de Petit Âge glaciaire (autour de 1870) sont des zones dépourvues de lichen près des glaciers. Les images satellites des îles de la Reine-Élisabeth (qui comprennent les glaciers visibles à la figure 29) montrent que la superficie de glace terrestre sur les îles a diminué de 37 % (62 387 km2) depuis le dernier maximum glaciaire (Wolken et al., 2008). Une étude sur le développement d’un écosystème au pied d’un glacier du fjord Alexandra, qui a reculé de 300 m depuis 1980, indique une succession assez rapide de la végétation, l’établissement de peuplements végétaux diversifiés, mais une couverture végétale clairsemée au bout de plus de 40 ans (Jones et Henry, 2003). Les zones où la couverture végétale dépasse 80 % sont libres de glace depuis plus de 300 ans.

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La glace de lac et la glace de rivière

La durée de persistance de la glace de lac et de la glace de rivière dans l’Arctique dépend de la date d’englacement à l’automne et de la date de la débâcle printanière. En général, les phénomènes sont beaucoup plus dynamiques dans les cours d’eau que dans les lacs, puisque la formation, la croissance et la disparition de la glace de lac se produisent principalement sur place, tandis que dans les cours d’eau, la glace est soumise aux effets hydrauliques de l’eau vive. Globalement, cependant, le moment où surviennent ces phénomènes est en grande partie régi, dans les deux cas, par le climat (Prowse et al., 2011).

De nombreux chercheurs ont étudié les changements touchant les fossiles d’algues et d’invertébrés enfouis dans les sédiments lacustres pour établir les tendances au réchauffement et la présence ou l’absence, dans le passé, d’une couche de glace sur les lacs des régions nordiques (Douglas et al., 1994; Korhola et al., 2002; Sorvari et al., 2002; Michelutti et al., 2003; Ruhland et al., 2003; Smol et al., 2005), d’après les relations entre la durée de la couverture de glace, la longueur de la saison de croissance et la production primaire annuelle (Rouse et al., 1997; Douglas et Smol, 1999; Keatley, 2007). En général, dans l’Arctique circumpolaire, les éléments probants révèlent des températures à la hausse et un raccourcissement de la durée de la couverture de glace depuis la fin du Petit Âge glaciaire (autour de 1850), les changements les plus marqués ayant été notés dans les zones le plus au nord, par opposition aux régions plus tempérées (Smol et al., 2005). (Voir la section sur les changements des assemblages d’espèces d’algues et d’invertébrés dans les lacs et les étangs changements des assemblages d’espèces d’algues et d’invertébrés dans les lacs et les étangs, à la page 112).

Les ensembles de données issus de la surveillance in situ ne couvrent pas des périodes assez longues pour permettre d’évaluer les tendances relatives à la glace de lac et de rivière dans l’écozone+ de l’Arctique, et la télédétection constitue un bon substitut à cet égard. Latifovic et Pouliot (2007) ont utilisé des ensembles de données générés par la surveillance au sol ainsi que des relevés de télédétection afin d’évaluer la comparabilité des méthodes et d’examiner les tendances relatives à la glace de lac sur 36 lacs au Canada (Latifovic et Pouliot, 2007). Ils ont ainsi établi des relevés fondés uniquement sur la télédétection pour six lacs de l’Arctique. Les tendances relatives à la débâcle sont illustrées à la figure 31 A, et les tendances relatives à l’englacement, à la figure 31 B. Les chercheurs ont conclu, d’après le nombre limité de lacs étudiés, que la période sans glace s’était allongée de manière significative pour les lacs partout au Canada, mais que les changements étaient plus prononcés dans l’Arctique, du moins au cours des 20 dernières années. Le degré de changement est indiqué à la figure 31 C.

Figure 31. Tendances relatives à la débâcle et à l'englacement pour six lacs de l'Arctique, de 1985 à 2004, et comparaison des tendances moyennes avec les tendances moyennes pour des lacs situés au sud de l'écozone+ de l'Arctique, au Canada.

Les dates de débâcle et d'englacement sont fondées sur des données de télédétection issues d'une plus vaste étude portant sur l'ensemble du Canada, qui a permis d'établir que la concordance entre les données enregistrées au sol et les données de télédétection était bonne. On ne disposait pas de relevés faits au sol pour les lacs de l'Arctique. Les lacs étudiés sont (de l'ouest vers l'est), les lacs Sitidgi, Washburn, Stanwell-Fletcher, Hazen, Angajurjualuk et Amadjuak.

A. Débâcle : la tendance n'était statistiquement significative qu'au lac Hazen (p < 0,1).

B. Englacement : les tendances étaient statistiquement significativement à 3 des 6 lacs (p < 0,1).

C. Comparaison avec des glaces au sud de l'écozone+ : les changements survenus dans les 30 lacs au sud de l'Arctique ont été caractérisés d'après des données de surveillance au sol et de télédétection. Il est à noter que, comme les périodes étudiées sont différentes, les écarts entre les degrés de changement reflètent tant l'accentuation du réchauffement au cours des deux dernières décennies que l'effet de la latitude.

Graph and Maps
Source : adapté de Latifovic et Pouliot (2007)
Description longue pour la figure 31

Cette figure présente deux cartes de l’écozone+ de l’Arctique, où des icônes représentent les périodes de débâcle et de prise des glaces pour six lacs de l’Arctique. La figure comporte également un graphique à barres présentant les renseignements qui suivent:

Tendances relatives à la débâcle et à l'englacement pour six lacs de l'Arctique, de 1985 à 2004, et comparaison des tendances moyennes avec les tendances moyennes pour des lacs situés au sud de l'écozone+ de l'Arctique, au Canada. (Nombre de jours par année)
Débâcle et à l'englacementEnsemble du Canada
(1970 à 2004)
Arctique
(1985 à 2004)
Débâcle plus hâtive0,230,99
Englacement plus tardif0,160,76
Période sans glace plus longue0,391,75

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Les cours d’eau et les lacs

Tendances relatives au débit des cours d’eau

Les variations du débit des cours d’eau découlent des variations de la configuration des précipitations, de même que des variations du profil des températures, qui ont une incidence sur le stockage de l’eau, par exemple sur l’humidité du sol, la profondeur du pergélisol et la fonte des glaciers. Les personnes qui vivent en Arctique ont remarqué des changements du débit et du niveau d’eau des cours d’eau qui pourraient refléter le changement climatique. Par exemple, les résidents de Chesterfield Inlet ont signalé un déclin des niveaux d’eau (dans les cours d’eau, les étangs et les lacs) allant jusqu’à un mètre (Nunavut Research Institute, 2004). Ils ont noté que les ombles frayants avaient plus d’égratignures et d’ecchymoses, parce qu’ils devaient se déplacer dans des eaux moins profondes.

Une évaluation des lacs et des cours d’eau au Canada a été entreprise pour les besoins du présent rapport, et elle est décrite dans le rapport technique thématique intitulé Biodiversité dans les rivières et lacs du Canada (Monk et Baird, 2011), qui fait partie du RETE, de même que dans Monk et al. (2011); elle indique l’état et les tendances à l’échelle pancanadienne et par écozone+, lorsque les ensembles de données à long terme sont suffisants. Seulement deux stations hydrométriques dans le Haut-Arctique et trois dans le Bas-Arctique offraient des données assez cohérentes et portant sur une période assez longue pour être intégrées dans l’analyse des débits des cours d’eau. Aucune station de la Cordillère arctique n’a été incluse dans l’analyse. La figure 32 montre la répartition des stations dans l’ensemble des écozones+ de même que les tendances relatives à l’écoulement minimum sur une journée au Canada. De manière générale, les tendances sont regroupées par région, et les hausses de l’écoulement minimum sont évidentes à deux des cinq stations de l’écozone+ de l’Arctique. La même analyse a été effectuée pour l’écoulement maximum sur une journée; les tendances régionales obtenues étaient moins claires partout au pays, et on n’a relevé aucune uniformité des tendances aux quelques stations de l’Arctique (figure non incluse).

Figure 32. Carte montrant les tendances du débit minimal sur 1 journée de cours d'eau naturels au Canada, d'après les données recueillies au cours des années hydrologiques de 1970 à 2005.
Carte
Source : Monk et Baird (2011)
Description longue pour la figure 32

Cette figure montre une carte qui représente les tendances du débit minimal sur une journée de cours d’eau naturels au Canada, d’après les données hydrologiques recueillies de 1970 à 2005. Des symboles indiquent l’emplacement des stations de surveillance et l’enregistrement, selon le cas, de tendances à la hausse significatives, de tendances à la hausse, de tendances à la baisse significatives, de tendances à la baisse ou l’absence de tendance. Seules cinq stations hydrométriques dans l’écozone+ de l’Arctique ont enregistré des données dont la quantité et la durée étaient suffisantes pour être incluses dans l’analyse; deux sont situées dans le nord de l’Arctique et trois dans le sud de l’Arctique. Les tendances sont généralement regroupées par région, et l’augmentation du ruissellement minimal est évidente dans deux des cinq stations de l’écozone+ de l’Arctique, qui se trouvent toutes deux dans le sud de l’Arctique, à l’ouest de la baie d’Hudson.

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On dispose de peu d’ensemble de données à long terme pour les petits cours d’eau se trouvant en totalité ou en partie dans l’écozone+ de l’Arctique; on en sait donc peu sur les tendances relatives aux débits, surtout dans l’archipel arctique. Une analyse faite dans le cadre de recherches liées à l’Année polaire internationale a permis d’enrichir les rares relevés hydrométriques par extrapolation des caractéristiques observées de l’écoulement fluvial afin d’obtenir des estimations des débits actuels. L’incertitude associée à ces estimations est élevée en raison de la maigre couverture des données. Les auteurs ont conclu que le débit actuel d’eau douce dans la région et son changement, si changement il y a, sont inconnus (Spence et Burke, 2008). Ils soulignent qu’il serait important d’obtenir cette information pour guider les décisions nationales en matière de gestion de l’eau et pour remplir l’engagement pris, sur la scène internationale, à quantifier volumes d’eau douce entrant les océans.

Mlynowski et al. (2011) ont évalué les données de surveillance hydrométrique concernant 76 réseaux hydrographiques dans l’Arctique canadien (de 1950 à 2008). La superficie de terres arctiques ayant fait l’objet d’une surveillance à l’aide de débimètres a culminé en 1990 (64 % des terres), et n’atteignait plus que 56 % de terres en 2008. Les données étaient en général plus nombreuses dans le cas des grands réseaux hydrographiques. La longueur de la période de surveillance a atteint son maximum en 1998: cette année-là, 22 réseaux hydrographiques faisaient l’objet d’une surveillance en continu depuis plus de 30 ans. Les auteurs ont conclu qu’il fallait améliorer considérablement la surveillance hydrométrique en Arctique, surtout dans le cas des cours d’eau relativement petits.

Environ les trois quarts de la masse terrestre du Canada est drainée par des rivières se jetant dans l’océan Arctique, le détroit de Béring, la baie d’Hudson ou la baie James et la mer du Labrador (Déry et Wood, 2005). Ce flux représente presque la moitié (47,9 %) du débit total des cours d’eau au Canada (Monk et Baird, 2011). Par conséquent, les processus hydrologiques de même que la santé des écosystèmes des cours d’eau qui, sur une petite portion à l’extrémité nord de leur parcours, traversent l’écozone + de l’Arctique, subissent surtout l’influence des conditions climatiques, du relief et des stresseurs existant au sud. Le fleuve Mackenzie, qui forme le plus grand bassin fluvial au Canada, en est un exemple éloquent. Ce cours d’eau draine une superficie totale de 1 787 000 km2, soit 20 % de la superficie du pays (Culp et al., 2005), et reçoit les eaux du bassin versant d’un certain nombre de cours d’eau importants, comme la rivière Athabasca, la rivière de la Paix, la rivière Liard, la rivière des Esclaves, la rivière Arctic Red et la rivière Peel, avant de se déverser dans le delta du Mackenzie, dans le Bas-Arctique (L'Atlas du Canada, 2008a; L'Atlas du Canada, 2008b).

Les résultats de l’analyse des tendances dépendent en grande partie du sous-ensemble de stations et de la période considérés. Les tendances à long terme sont également masquées par les variations décennales liées aux oscillations climatiques. Déry et Wood (2005), par exemple, ont mis en évidence des liens significatifs entre l’oscillation de l’Arctique, le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) et l’oscillation décennale du Pacifique (ODP), d’une part, et le débit total annuel d’eau douce des cours d’eau dans le nord du Canada, d’autre part. Les résultats issus d’analyses récentes des tendances relatives au débit des cours d’eau se déversant dans diverses combinaisons d’océans de haute latitude sont exposés au tableau 4 . Trois études portant sur les tendances jusqu’au début des années 2000 (Déry et Wood, 2005; Déry et al., 2005; McClelland et al., 2006a) ont révélé des baisses significatives du débit des cours d’eau. Cependant, l’examen de ces tendances par bassin fluvial, montre que les baisses sont plus marquées dans les bassins versants de la baie d’Hudson et de la mer du Labrador, et qu’aucune tendance significative n’était associée aux cours d’eau se jetant directement dans l’océan Arctique pour la période allant des années 1960 au début des années 2000 (Déry et Wood, 2005). Les analyses englobant les années 2000 montrent un renversement des déclins antérieurs des débits, y compris dans la baie d’Hudson, et une hausse significative des débits annuels moyens depuis 1989 (Déry et al., 2009; Déry et al., 2011).

Tableau 4. Sommaire des récents articles sur les recherches concernant les tendances statistiques relatives au débit et au ruissellement des cours d'eau se déversant dans les océans des latitudes nordiques au Canada.
Bassins étudiésPériode visée par l’analyseRéférenceReference
64 sites hydrométriques dans des bassins versants s’écoulant vers des océans de haute latitude1964 à 2003
  • Tendance à la baisse significative du débit annuels total d’eau douce entraînant une baisse de 10 % du débit annuel total entrant dans l’océan Arctique etl’Atlantique Nord.
  • Lorsqu’on la décomposait par bassin fluvial, la tendance à la baisse était fortement influencée par la réduction du débit vers la baie d’Hudson et la mer du Labrador.
Déry et Wood (2005)
45 cours d’eau du nord du Canada1964 à 2007
  • Au cours des 2 dernières décennies (1989–2007), hausse significative (15,5 %) du débit annuel moyen.
  • Variabilité accrue du débit des cours d’eau dans la plupart des bassins versants.
Déry et al. (2009)
56 cours d’eau de l’Amérique du Nord (dont 14 se jetant dans l’océan Arctique, et 42, dans la baie d’Hudson, la baie d’Ungava ou la baie James)1964 à 2000
  • Baisse du débit entrant dans l’océan Arctique en provenance des sites d’Amérique du Nord.
  • Les débit en provenance de sites se déversant dans la baie d’Hudson, la baie d’Ungava et la baie James ont diminué d’environ 2,5km3/année de 1964 à 2000.
  • Cela laisse supposer des baisses simultanées des précipitations et des débits des cours d’eau.
McClelland et al. (2006a)
42 cours d’eau de l’Amérique du Nord se jetant dans la baie d’Hudson, la baie d’Ungava ou la baie James1964 à 2000
  • Tendance à la baisse du débit annuel de 36 des 42 cours d’eau.
  • Le débit total annuel d’eau douce entrant dans la baie d’Hudson avaient diminué de 13 %, en 2000, par rapport à sa valeur en 1964.
  • Débit de pointe associés à la fonte des neiges devancés de 8 jours, et d’intensité réduite.
  • Décalage de la crue nivale de 5 jours par degré de latitude.
Déry et al. (2005)
23 cours d’eau se jetant dans la baie James et la baie d’Hudson1964 à 2008
  • Aucune tendance globale du débit total entrant dans la baie d’Hudson détectable, mais baisse jusqu’au milieu des années 1980, suivie d’une période de débits relativement élevés, puis d’une tendance à la hausse jusqu’à la fin de la période d’étude.
  • Changements de la saisonnalité : hausse détectable du débit hivernaux et baisse détectable du débit estival, de 1964 à 2008.
Déry et al. (2011)

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Perspective circumpolaire

Les flux d’eau douce vers les océans et les mers du nord sont importants non seulement pour les écosystèmes terrestres et les écosystèmes d’eau douce du nord du Canada, mais aussi pour les processus océaniques, dont la dynamique de la glace de mer et la circulation thermohaline, qui ont une forte incidence sur les climats régionaux et le climat planétaire, et qui suscitent un intérêt croissant comme composantes déterminantes pour la compréhension du changement climatique. Si l’on combine les tendances enregistrées dans l’océan Arctique et dans les mers subarctiques, cela permet de mettre en perspective les tendances à l’échelle canadienne de même que l’importance de la surveillance au Canada. L’analyse des sources d’eau douce de tous les océans de haute latitude (Peterson et al., 2006) a révélé une augmentation de 5,3 % du débit des cours d’eau se jetant dans l’océan Arctique, et une baisse de 8,0 % du débit rejets des cours d’eau se jetant dans la baie d’Hudson dans les années 1990, par rapport aux valeurs de référence pour la période de 1936 à 1955. Un changement est survenu de la fin des années 1960 au début des années 1970, qui a marqué le début d’une hausse du débit des cours d’eau entrant dans l’océan Arctique, et une baisse du débit des cours d’eau entrant dans la baie d’Hudson. Cette augmentation du débit entrant dans l’océan Arctique est fortement influencée par le flux annuel de six grands cours d’eau eurasiens, lesquels ont connu une hausse de 7 % entre 1936 et 1999 (Peterson et al., 2002) et ont enregistré des sommets en 2002 (Peterson et al., 2006) et en 2008 (figure 33).

Ces analyses englobent les cours d’eau touchés par des projets hydroélectriques, notamment les cours d’eau se jetant dans la baie James et la baie d’Hudson. Les barrages hydroélectriques et les détournements de cours d’eau ont de profondes répercussions sur les profils annuels des débits et sur des paramètres de la qualité de l’eau tels que la température et la salinité, mais leur effet sur les tendances du débit total annuel est faible. Les changements du débit annuel liés aux périodes de remplissage des réservoirs ont été pris en compte dans les analyses (Déry et Wood, 2005; McClelland et al., 2006b).

Figure 33. Tendances globales relatives des débits de six grands cours d'eau eurasiens (de 1936 à 2009) et de quatre grands cours d'eau nord-américains (de 1970 à 2010) se jetant dans l'océan Arctique.

Les cours d’eau nord-américains inclus dans l’analyse sont le fleuve Mackenzie, le fleuve Yukon, la rivière Back et la rivière Peel. La rivière Peel est un affluent du Mackenzie.

Graphique
Source : Shiklomanov et Lammers (2011)
Description longue pour la figure 33

Ce graphique linéaire simple montre les tendances globales des débits de six grands cours d’eau eurasiens (de 1936 à 2009) et de quatre grands cours d’eau nord-américains (de 1970 à 2010) se jetant dans l’océan Arctique. On y voit aussi que les débits annuels des six plus grands cours d’eau eurasiens ont connu une hausse de 7 % de 1936 à 1999, atteignant des sommets en 2002 et en 2008. Les débits des cours d’eau nord-américains se jetant dans l’océan Arctique ont aussi augmenté.

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Tendances relatives à la superficie des lacs

La télédétection permet d’avoir une vue d’ensemble des changements de la superficie des lacs, mais on ne dispose de ce genre de données que depuis quelques années. La superficie des lacs a décliné dans l’écozone+ au cours de la première décennie du présent millénaire (Carroll et al., 2011). Selon Carroll et al. (2011), ce recul est lié à l’allongement des périodes sans glace et à l’accroissement de l’évapotranspiration, un effet particulièrement visible dans les petits lacs peu profonds du Nunavut. Le réchauffement climatique peut avoir un effet à l’inverse de cette tendance, et faire augmenter la superficie des lacs à cause de la fonte du pergélisol entraînant des effondrements et des inondations, comme on l’a vu, par exemple, dans la péninsule d’Ungava et dans la région de la baie James, au sud de la ligne des arbres (écozone+ de la taïga du Bouclier) (Payette et al., 2004b; Vallée et Payette, 2007; Thibault et Payette, 2009).

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Processus écologiques dans les lacs et les cours d’eau, et liens avec le changement climatique

Le climat de l’Arctique a un effet direct sur les processus physiques, chimiques et biologiques en jeu dans les systèmes aquatiques. Il peut également toucher de manière indirecte les processus écologiques par l’intermédiaire de la régulation des systèmes et des procédés hydrologiques en milieu terrestre, en particulier ceux qui sont associés aux composantes de la cryosphère comme le pergélisol, la glace d’eau douce de même que l’accumulation et la fonte de la neige (Prowse et al., 2006). Dans les régions humides, au printemps, les lacs et les mares thermokarstiques se sont accrus en nombre et en étendue, vraisemblablement en raison de la fonte du pergélisol et de l’augmentation des précipitations (Stow et al., 2004). Cependant, dans les régions plus sèches du Haut-Arctique et de la Cordillère arctique, l’étendue des mares a diminué, et certaines ont disparu.

Sur l’île d’Ellesmere, certaines mares qui étaient des plans d’eau permanents depuis des millénaires (Douglas et al., 1994) se sont complètement asséchées au cours des étés de 2005 et de 2006, qui ont été chauds. Les milieux humides, avec leur végétation de mousses et de graminées, se sont eux aussi asséchés; les plans d’eau saisonniers y ont connu un recul, et la végétation y est devenue plus sèche et plus inflammable. Cet assèchement du paysage est attribué à l’accroissement de l’évaporation lié aux températures plus élevées l’été et à la diminution de la couverture de glace, d’après une analyse des mesures de la conductance spécifique faites dans les mares depuis 1983 (Smol et Douglas, 2007a). On peut s’attendre à voir disparaître des mares permanentes, des mares saisonnières et des milieux humides par assèchement, à mesure que le réchauffement climatique s’accentuera. De nombreuses caractéristiques physiques, chimiques et biologiques de ces sites seront certainement affectées.

Les changements hydrologiques de même que les changements de la température de l’eau ont de profonds effets sur le cycle de vie des organismes aquatiques, soit directement, à cause des variations de la température, de la durée du jour ou de la photopériode, soit indirectement, à cause des changements de la qualité de l’eau et des éléments nutritifs disponibles. De nombreuses études ont mis en évidence de récents changements dans les écosystèmes aquatiques qui sont liés au changement climatique ou qui le laissent présager. Parmi les effets figurent des modifications des régimes, ou encore des changements touchant des espèces répandues et des réorganisations écologiques (Smol et al., 2005) (voir la section sur les changements des assemblages d’espèces d’algues et d’invertébrés dans les lacs et les étangs , à la page 112). Les modifications prévues pour les populations de poissons auront un effet global allant du positif au négatif; elles varieront selon les espèces et selon les populations d’une espèce donnée, en fonction de la biologie et de la tolérance de chacun, et elles seront intégrées par les poissons dans leur habitat local (Reist et al., 2006b).

La durée plus courte de la couverture de glace sur les lacs et les cours d’eau peut produire de nombreux changements dans les écosystèmes. Par exemple, s’il y a moins de glace, l’eau devient plus chaude, ce qui modifie les régimes de mélange dans les lacs, de même que la distribution des éléments nutritifs et de l’oxygène. Les changements des conditions de glace sur les cours d’eau perturbent les phénomènes hydrologiques comme les crues printanières, qui sont modulées par les embâcles, et qui sont un facteur critique pour le maintien des habitats dans les milieux humides et les zones riveraines (Peters et al., 2006). Les changements touchant la durée de la glace ont des répercussions à tous les niveaux trophiques, comme le montrent plusieurs évaluations et examens (Walsh et al., 2005; Wrona et al., 2005; Vincent et al., 2008). Ces changements sont complexes--par exemple, la nourriture plus abondante disponible pour les poissons dans les systèmes fluviaux (découlant de la plus grande productivité) de même que la disponibilité accrue d’habitats moins englacés peuvent inciter des espèces qui, autrement, seraient anadromes, à rester dans les cours d’eau toute l’année. On a vu que le fait de s’alimenter en mer, pour les poissons, accroissait la taille des sujets et celle des populations; ainsi, l’augmentation de la productivité liée au recul de la glace de lac pourrait faire diminuer le rendement des poissons dans les lacs et les cours d’eau (Reist et al., 2006a).

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Perturbations naturelles

Phénomènes météorologiques extrêmes

Dans l’écozone+ de l’Arctique, plusieurs phénomènes météorologiques extrêmes ayant une incidence sur le moment où la neige tombe, la quantité de neige qui tombe ou la qualité de la neige peuvent avoir de profondes répercussions écologiques sur la végétation, les petits mammifères et les ongulés. La présence d’une épaisse couche de neige et de couches de neige gelée bloque l’accès aux végétaux et aux proies, ou rend les sources de nourriture difficiles à atteindre, ce qui nuit à l’état de santé et à la reproduction, et peut causer la mort (Miller et Barry, 2009; Hansen et al., 2013). Ces conditions sont normales pendant l’hiver en Arctique, mais les phénomènes météorologiques extrêmes peuvent faire en sorte que les conditions sont plus intenses ou durent plus longtemps que la normale. Dans la présente section, on ne tente pas de définir ce que constitue un phénomène « extrême »; on explore plutôt le spectre allant de la variabilité normale à des phénomènes qui, par leur gravité, posent des risques importants de mortalité ou d’échec de la reproduction pour les populations d’espèces sauvages. Pour les organismes des écosystèmes de la toundra, les phénomènes météorologiques extrêmes ont tendance à se produire pendant les saisons intermédiaires, c’est-à-dire à l’automne et au printemps; pendant ces périodes de l’année, la combinaison des températures et du moment de l’arrivée ou de la fonte de la neige peut causer de profondes perturbations des populations.

À l’automne, si la neige arrive trop tard ou si elle ne forme pas une couche assez épaisse pour isoler le sol, les températures à la surface peuvent être extrêmes pour les petits mammifères et les invertébrés qui dépendent de cette isolation. À l’inverse, l’augmentation rapide de l’épaisseur de la neige à l’automne peut entraver l’accès des mammifères de grande taille aux plantes qu’ils broutent ou aux proies qu’ils chassent. Dans la toundra, les petits mammifères privilégient les secteurs où la neige est profonde pour hiverner, cela à des fins de protection et d’isolation (Reid et al., 2012). Les fortes chutes de neige survenues en août 1997 et en août 2000 dans la région de la station Eureka, sur l’île d’Ellesmere, ont recouvert la végétation et ont raccourci les saisons sans neige d’environ la moitié, par rapport à la normale (Mech, 2004). On a enregistré un effondrement simultané des populations de bœufs musqués, de lièvres et de loups dans la région, qui a été attribué à l’accroissement des coûts énergétiques pour les herbivores (Mech, 2004). Au printemps, la fonte rapide de la neige suivie d’une période froide peut avoir de profonds effets sur les petits mammifères, qui ne peuvent alors plus s’enfouir dans la neige pour se protéger contre le froid.

Les phénomènes extrêmes survenant pendant les saisons critiques ont une importance particulière pour l’écologie. Dans un article bien connu sur l’écologie hivernale, Pruitt (1957) a décrit les conditions de température à un site central de la forêt boréale en Alaska et a établi les liens entre les changements de ces conditions et les populations de petits mammifères. Il a défini une période critique à l’automne, entre la date à laquelle les températures quotidiennes moyennes de l’air descendent sous les températures de la surface et la date à laquelle une couche de neige d’environ 20 cm atténue les fluctuations des températures quotidiennes de la surface. De manière similaire, la période entre la date où la couche de neige devient inférieure à 20 cm et celle où les températures quotidiennes moyennes de l’air dépassent les températures de la surface est la période critique au printemps (Pruitt, 1957).

Un autre type de phénomène météorologique extrême dans les écosystèmes de la toundra est le givrage causé par la chute de pluie sur la neige pendant la période de gel. S’il pleut pendant une courte période pendant laquelle les températures grimpent au-dessus de 0 °C, il se formera des couches de glace à la surface de la toundra ou de la neige. Ces épisodes de givrage peuvent être catastrophiques pour les populations d’espèces sauvages s’ils scellent la surface de la toundra, parce qu’il devient alors très difficile pour les animaux d’atteindre des végétaux à brouter. Miller et Barry (2009) ont noté que les populations de caribous de Peary dans le centre-sud des îles de la Reine-Élisabeth avaient été dévastées (réduction de plus de 60 %) par les chutes de neige exceptionnellement fortes et les épisodes de givrage des hivers 1973-1974, 1994-1995, 1995-1996 et 1996-1997. On prévoit que ces phénomènes deviendront plus fréquents et plus répandus avec le changement climatique (Putkonen et Roe, 2003). La distribution et la fréquence actuelles des épisodes de givrage dans l’Arctique canadien ne sont pas bien connues, et il est difficile de les déterminer d’après les données provenant du réseau peu dense de stations climatologiques (Grenfell et Putkonen, 2008). Une chute de pluie sur la couverture de neige survenue en octobre 2003 sur l’île Banks a contribué à faire diminuer de 20 000 individus la population de bœufs musqués sur une période de 3 ans. Ce phénomène a été analysé par imagerie hyperfréquence passive par satellite, qui a permis de mettre au point une technique pour cartographier les secteurs où il y a de l’eau et des couches de glace à l’intérieur du manteau neigeux (Grenfell et Putkonen, 2008).

Pour la végétation de la toundra, les épisodes de givrage et les phénomènes météorologiques extrêmes survenant pendant les périodes critiques définies pour les petits mammifères ne sont pas si graves – les changements prolongés de température et de régime nivologique le sont davantage. La répartition de la végétation le long des gradients d’exposition est fondée sur la réponse des espèces végétales aux conditions des sites à long terme, y compris l’épaisseur de neige et l’humidité disponible l’été (p. ex.,Walker, 2000). Les changements durables du régime hygrométrique des sols, comme ceux qui découlent des inondations ou de la perturbation du pergélisol (par exemple, le thermokarst; voir la section ci-dessous) peuvent avoir de fortes répercussions sur la végétation de la toundra (Vincent et al., 2011).

D’autres types de phénomènes météorologiques extrêmes pouvant avoir des effets sur les écosystèmes terrestres sont susceptibles de s’accroître en fréquence ou en intensité, ou les deux. Les vagues de chaleur extrême, par exemple, pourraient faire augmenter la fréquence des incendies, les pertes de couverture végétale et les effets du stress thermique sur la faune de la toundra, dont les flambées de maladies. On sait que les fortes tempêtes qui frappent l’océan Arctique à la fin de l’été et à l’automne perturbent le mélange océanique et jouent un rôle dans le recul de la glace de mer (Jeffries et al., 2012), ce qui a des effets sur le climat des terres adjacentes et accroît l’érosion des côtes.

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Incendies

À l’heure actuelle, les incendies n’ont pas d’effet significatif sur les écosystèmes de l’Arctique, puisqu’ils sont rares et sont en général de faible étendue, à cause du manque de matières inflammables et du caractère discontinu de celles-ci (la toundra est souvent entrecoupée de parcelles de sol nu, de lacs, de mares et de cours d’eau) (Krezek-Hanes et al., 2011). Les relevés et les recherches sur l’écologie des incendies de toundra sont rares au Canada. La surveillance et l’analyse des images satellites indiquent qu’il n’y a eu que cinq grands incendies dans l’écozone+ de l’Arctique entre 1960 et 2007 (figure 34); cependant, la faible fréquence enregistrée pourrait être en partie attribuable à la piètre capacité de surveillance dans les régions isolées (Krezek, 2009, comm. pers.). D’après une étude menée en 1990, qui portait sur les statistiques des incendies, les images satellites et les observations recueillies par l’intermédiaire d’un questionnaire, les incendies sont plus fréquents dans le Bas-Arctique, plus rares dans le nord et dans l’est, et rares à inexistants dans l’archipel arctique, ce qui reflète les tendances relatives à la biomasse, au peuplement humain et aux conditions climatiques (Wein, 1990).

La plupart des incendies signalés étaient petits, les plus vastes se produisant près de l’écotone forêt-toundra, comme l’incendie survenu en 1968 au nord d’Inuvik (le gros incendie indiqué à la figure 34), qui s’est propagé sur 15 km dans la toundra, à partir de la forêt (Wein, 1990). On a soumis le secteur touché par l’incendie à une surveillance jusqu’en 1993, afin de déceler les changements de l’épaisseur de la couche active et de la végétation, et on a enregistré des réponses assez variables selon le site de surveillance (Mackay, 1995). À tous les emplacements où la couche active était devenue plus profonde (à cause du feu ou de la hausse des températures estivales), le pergélisol riche en glace sous-jacent avait fondu et produit un tassement dû au dégel (voir la section suivante sur la perturbation du pergélisol). En général, dans la toundra, les incendies détruisent la couverture végétale et font que la couche active devient plus profonde, à court terme (Mackay, 1995).

Figure 34. Superficie brûlée par des incendies importants dans l’écozone+ de l’Arctique, de 1960 à 2007.

D'après la base de données sur les grands feux de forêt au Canada de 1960 à 1996 ainsi que l'analyse des images de télédétection de 1997 à 2007.

Graphique
Source : données fournies par le Service canadien des forêts; méthodologie présentée dans Stocks et al.(2003) et dans Krezek-Hanes et al. (2011)
Description longue pour la figure 34

Ce diagramme à barres montre les informations suivantes :

Superficie brûlée par des incendies importants dans l'écozone+ de l'Arctique, de 1960 à 2007. Superficie (ha)
19661968197319761991
2592,0135147,531259,73900450

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Dans le nord de l’Alaska, un grand incendie de toundra s’est produit pendant l’été exceptionnellement sec de 2007, brûlant 103 900 ha sur une période de 2 mois (Mack et al., 2011). Il s’agit de l’incendie le plus important à avoir été observé dans la toundra. Avant cet incendie, les chercheurs au site du réseau de recherche écologique à long terme du lac Toolik, non loin de là, n’avaient relevé que 2 très petits feux dans la région sur une période de 33 ans (LTER Network, 2008). Cet incendie de toundra a été significatif du point de vue du bilan du carbone : on estime qu’il a libéré 2,1 téragrammes de carbone dans l’atmosphère, une quantité comparable au puits de carbone annuel moyen que représente l’ensemble du biome de la toundra en Alaska (Mack et al., 2011).

Même si les incendies sont peu fréquents dans la toundra aujourd’hui, l’analyse du charbon et du pollen dans les sédiments de lacs de l’Alaska arctique montre que la toundra arbustive d’il y a 14 000 à 10 000 ans brûlait aussi fréquemment que les forêts boréales actuelles (Higuera et al., 2008). Ce relevé, avec les reconstitutions et l’analyse des incendies de toundra survenus en Alaska depuis 1950, indique que le faible taux d’humidité pendant l’été (en raison des températures élevées et des faibles précipitations, ou de la combinaison de ces deux facteurs) et la végétation essentiellement arbustive sont des facteurs clés de ce régime des incendies. Plusieurs analyses laissent aujourd’hui supposer que le réchauffement du climat et l’accroissement de la couverture arbustive induite par la hausse des températures que l’on observe maintenant dans certaines régions de l’Arctique circumpolaire, notamment au Canada, s’accompagneront probablement d’une augmentation des incendies de toundra (Steven et al., 2006; Higuera et al., 2008; Hu et al., 2010; Myers-Smith et al., 2011a; Rocha et al., 2012; Elmendorf et al., 2012a).

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Perturbation du pergélisol

La hausse des températures fait fondre le pergélisol, ce qui accroît la fréquence et l’ampleur des  glissements de talus ainsi que des zones où l’on trouve des mares thermokarstiques (Lantz et Kokelj, 2008; Schuur et al., 2008; Lantz et al., 2009; Lamoureux et Lafreniere, 2009). Ces perturbations se limitent aux zones de pergélisol riche en glace dans des sédiments fins. Dans la région du delta du Mackenzie, le nombre et la taille des glissements régressifs dus au dégel (Burn et Lewkowicz, 1990) ont augmenté depuis le début des années 1970 (Lantz et Kokelj, 2008). On a également noté une augmentation de ces perturbations dans le Haut-Arctique, dans la péninsule de Fosheim, sur l’île d’Ellesmere (G. Henry, observation personnelle, et tableau 5), et sur l’île Melville (Lamoureux et Lafreniere, 2009) (figure 35). Ces glissements produisent des zones où les sédiments sont dénudés, ce qui permet à des combinaisons différentes d’espèces de s’établir et accroît la diversité du paysage. Lantz et al. (2009) ont constaté que la croissance et l’effort de reproduction de l’aulne vert (Alnus viridis) étaient meilleurs sur les glissements que dans les zones non perturbées.

Tableau 5. Fréquence des glissements de la couche active aux sites de surveillance dans la péninsule de Fosheim, sur l'île d'Ellesmere.
PériodeDurée (années)Nombre de glissementsFréquence annuelle des débuts de glissement
Avant 197537 à 87Note * du tableau 52302,6 à 6,2
1975 à 19871316412,6
1988 à 20001319014,6

Source : Lewkowicz et Harris (2005)

Note du tableau 5

Note * du tableau 5

On suppose que les glissements avaient eu lieu au cours des 50 à 100 précédentes années, d'après la durée pendant laquelle on estime qu'ils demeurent visibles dans le paysage.

Retour à la référence de la note * du tableau 5

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Dans le Bas-Arctique, ces perturbations peuvent exposer du carbone auparavant gelé à l’oxydation, et transformer en sources de carbone des sites de la toundra qui étaient auparavant des puits (Schuur et al., 2009). Nombre des glissements dans la région du delta du Mackenzie se produisent sur des pentes au-dessus de petits lacs, et l’accroissement de la charge en sédiments peut modifier de manière considérable la biochimie du milieu aquatique, et perturber les communautés biotiques dans les lacs (Kokelj et al., 2009; Thienpont et al., 2013). Dans les lacs touchés par des glissements dus au dégel du pergélisol, on assiste à une modification des relations entre les éléments nutritifs, la lumière et le phytoplancton; dans ces lacs, les concentrations d’éléments nutritifs et la productivité sont en général plus faibles que dans les lacs intacts (Thompson et al., 2012).

Figure 35. Glissements de la couche active sur une partie de toundra en pente sur l'île Melville, au Nunavut.
Photos
Source : Rudy et al. (2013)
Description longue pour la figure 35

Les photos montrent les zones supérieures de deux types de glissements de couche active : A) un glissement allongé en majeure partie dépouillé de sa couverture végétale; B) un glissement compact ayant conservé une plus grande partie de sa végétation.

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Outre les glissements de talus, la fonte du pergélisol riche en glace peut causer des affaissements et la formation de mares thermokarstiques (Laurion et al., 2010). La transformation de systèmes terrestres en mares constitue un profond changement du paysage, et cela a des répercussions importantes sur le bilan du carbone dans les régions touchées. Il a été déterminé que les mares thermokarstiques sont des sources notables de méthane et de dioxyde de carbone (Laurion et al., 2010; Abnizova et al., 2012).

Les couches actives, quand elles sont profondes, contribuent elles aussi à l’assèchement des sols de la toundra, puisque l’eau s’enfonce plus loin dans le sol par percolation et devient inaccessible pour les plantes. La hausse des températures accroît également l’évaporation à partir des sols et des plans d’eau, ce qui aggrave l’assèchement si les pertes d’humidité ne sont pas compensées par un accroissement des précipitations ou de l’humidité générée par la fonte du pergélisol, ou des deux. L’une des manifestations de cet effet est l’assèchement des lacs et des mares de l’Arctique (Smith et al., 2005a). Smol et Douglas (2007a) décrivent l’assèchement, en 2006, de mares de l’est de l’île d’Ellesmere qui avaient constitué des plans d’eau permanents tout au long de l’Holocène, qui marque le dernier changement de ces systèmes. La disparition de lacs peut être due à un accroissement de l’évaporation et à l’écoulement de l’eau à travers le pergélisol affaibli par la fonte (voir également la section sur les Processus écologiques dans les lacs et les cours d’eau, et liens avec le changement climatique , à la page 58). L’assèchement de la toundra aura des effets notables sur la réponse du système au changement climatique, et il dépendra des conditions initiales (Shaver et al., 2000).

La fonte du pergélisol a provoqué des perturbations considérables des paysages de l’Arctique, et la combinaison du changement climatique et de l’intensification du développement industriel est susceptible d’accroître la vitesse et l’ampleur des perturbations de pergélisol. Ces changements auront des répercussions marquées sur la structure et les fonctions des écosystèmes terrestres de l’Arctique, surtout en ce qui concerne le bilan du carbone et les rétroactions atmosphériques.

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Dynamique des communautés et des populations

Les réseaux trophiques de l’Arctique se caractérisent par des chaînes alimentaires courtes, la présence de quelques espèces animales dominantes dont les populations connaissent souvent des fluctuations cycliques, le rôle central des petits mammifères dans la régulation des espèces des niveaux trophiques supérieurs, et le degré élevé de réactivité aux oscillations climatiques et aux variables climatiques régionales comme les précipitations, l’épaisseur de la neige et la température (Elton, 1924; Norrdahl, 1995; Hudson et Bjornstad, 2003; Krebs et al., 2003; Gunn, 2003a; Hörnfeldt et al., 2005; Van Bogaert et al., 2007). Les perturbations à grande échelle ont une incidence sur ces réseaux trophiques, qui sont particulièrement vulnérables aux changements à l’échelle planétaire qui peuvent perturber la production des plantes et des animaux sur lesquels reposent les modes de vie en Arctique (Elmqvist et al., 2004). Les peuples de l’Arctique sont habitués à ce que les populations des espèces sauvages qu’ils exploitent varient de manière considérable d’une année à l’autre. Cependant, le déclin à long terme d’une espèce récoltée, comme le caribou, pourrait gravement compromettre le maintien de leur mode de vie traditionnel (voir la section sur les biens et services issus des écosystèmes , à la page 198).

Pour comprendre les tendances relatives à la dynamique des communautés et des populations, il faut examiner les processus écosystémiques et intégrer les tendances à tous les niveaux trophiques, de même que les tendances concernant les moteurs et les stresseurs. Il existe peu de programmes de surveillance à long terme dans l’Arctique canadien qui permettent cette intégration, même si cela constituait l’une des priorités de plusieurs programmes de recherche de l’Année polaire internationale sous la direction du Canada. Par exemple, l’expérience internationale sur la toundra (ITEX) et les réseaux de surveillance et d’évaluation des caribous dans l’Arctique circumpolaire (CircumArctic Rangifer Monitoring and Assessment, ou CARMA) visent à réunir les recherches et la surveillance actuelles, et à améliorer les observations en continu de l’Arctique canadien et circumpolaire. À grande échelle, le Programme de surveillance de la biodiversité circumpolaire (Circumpolar Biodiversity Monitoring Program), un projet du groupe de travail sur la conservation de la flore et de la faune arctiques (CFFA), un groupe de travail du Conseil de l’Arctique, vise à améliorer la coordination et l’intégration de la surveillance des écosystèmes.

L’intégration de la surveillance et de la recherche grâce à des études intensives menées à des sites de recherche améliore la compréhension de l’état et des tendances de la dynamique des communautés et des populations. Les programmes de ce genre suivent et explorent les tendances et les liens permettant de comprendre les écosystèmes. Dans l’Arctique circumpolaire, on a par exemple les programmes de recherche et de surveillance au lac Toolik, en Alaska, à Zackenberg, au Groenland, et à Abisko, dans le nord de la Suisse. Le Canada n’a pas beaucoup investi dans cette démarche de surveillance et de recherche écologiques en Arctique; en conséquence, le degré de compréhension des tendances relatives à la dynamique des communautés et des populations au Canada est faible. Les résultats provenant d’un site canadien de recherche intégrée à long terme sont résumés dans l’Étude de cas sur les fonctions et les processus écosystémiques : l’île Bylot (page 95). La discussion générale sur la dynamique trophique ci-dessous est enrichie par des exemples précis dans l’étude de cas. Le premier niveau trophique, constitué par les producteurs primaires, est abordé à la section sur la productivité primaire (page 83).

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Cycles prédateurs-proies

Dans les écosystèmes de la toundra arctique, la dynamique des prédateurs est principalement basée sur les lemmings et les autres petits rongeurs (Callaghan et al., 2005b). Certains prédateurs, comme les harfangs des neiges et les belettes, s’alimentent spécialement de rongeurs et, chez ces espèces, le succès de la reproduction est étroitement lié aux cycles des petits mammifères. D’autres prédateurs, dont les renards, les carcajous (Gulo gulo), les loups et les ours bruns (Ursus arctos), se nourrissent d’une gamme plus vaste d’espèces, et sont capables de changer de proies les années où les petits mammifères sont peu abondants. Cela signifie que les proies de rechange, comme les oies et les oiseaux de rivage, deviennent indirectement liées aux cycles des petits mammifères. Les recherches menées dans l’est et le centre de l’Arctique canadien montrent que les fluctuations des populations de lemmings ont une incidence sur leurs principaux prédateurs, les harfangs des neiges et les renards arctiques, ce qui a un effet indirect sur les oies des neiges et peut-être les oiseaux de rivage par l’intermédiaire des interactions entre prédateurs communs (Kerbes et al., 2006).

Si l’on compare la présence des grands prédateurs dans les écosystèmes boréaux et dans la toundra de l’Arctique, ces animaux sont peu abondants dans celle-ci, et les effets de la prédation sur les ongulés y sont habituellement plus faibles, à moins que la densité de ces derniers soit peu élevée (Callaghan et al., 2005b; Legagneux et al., 2012). Selon une étude menée à 12 sites dans l’Arctique canadien, 79 % de la production d’herbivores de taille petite à moyenne, dont les campagnols, les lemmings et les lièvres arctiques, était consommée par des prédateurs, comparativement à seulement 9 % de la production combinée de caribous et de bœufs musqués (Krebs et al., 2003).

Les loups et les ours bruns de la toundra dépendent des caribous; cependant, le rôle de la prédation dans la régulation de la dynamique des caribous est incertain. Au milieu des années 1990, dans le Bas-Arctique, on estimait que la harde de 350 000 caribous de Bathurst faisait vivre environ 1 500 loups (Cluff, 2004, comm. pers.), lesquels tuaient probablement 40 000 caribous annuellement. De plus, on estimait que la harde nourrissait 500 à 1 000 grizzlis, les caribous constituant 80 % de l’alimentation de ces animaux. Un grizzli peut manger entre 9 et 18 caribous adultes en une année (Gau et al., 2002). Pour l’écozone du Haut-Arctique, Krebs et al. (2003) soutiennent que le type d’écosystème dominant est régulé plutôt par les variations météorologiques (régulation ascendante) que par la prédation (régulation descendante). Lagagneux et al. (2012) comparent l’écosystème de l’île Bylot, régulé par les prédateurs et manquant de grands ongulés, avec les systèmes où la régulation ascendante a des effets plus marqués, dans lesquels le caribou joue un rôle fonctionnel important.

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Herbivores et décomposeurs

Les herbivores de petite taille et de taille moyenne jouent un rôle critique dans les réseaux trophiques de l’Arctique. Les cycles des populations, qui s’échelonnent sur trois à cinq ans, sont bien documentés dans les publications sur l’écologie. Il a été démontré que les cycles des diverses espèces de lemmings [lemmings bruns (Lemmus trimucronatus)et lemmings variables (Dicrostonys spp.)] (Krebs, 1996; Predavec et al., 2001; Gilg et al., 2003) et de campagnols [campagnols nordiques (Microtus oeconomus)et campagnols boréaux (Myodes rutilus)] (Krebs et al., 2002; Krebs, 2011) sont fortement synchronisés dans l’Arctique canadien (Krebs et al., 2002). Les populations des grands herbivores comme le caribou peuvent aussi suivre un cycle de 40 à 70 ans (Gunn, 2003a) dans l’Arctique, mais le phénomène n’est pas bien documenté en raison de la longueur des cycles. Par contre, le savoir traditionnel atteste l’existence de cycles dans plusieurs régions. Par exemple, un récit traditionnel transmis de génération en génération chez les chasseurs chipewayans montre que la taille de la harde de Bathurst fluctue selon un cycle d’environ 30 ans depuis 120 ans (Nesbitt et Adamczewski, 2009).

Petits mammifères

Les populations de nombreux petits mammifères de l’Arctique circumpolaire décrivent des cycles plus ou moins réguliers. Certaines populations ne suivent pas de cycle, mais fluctuent plutôt sans périodicité, ou restent basses, les augmentations soudaines de densité étant inhibées par des conditions telles que le caractère épars de l’habitat, le taux élevé de prédation ou des hivers particulièrement rudes (par exemple, l’abondance des lemmings variables et des campagnols ne semblait pas décrire de cycle sur le Versant nord du Yukon (Krebs et al., 1995)). En Scandinavie, le cycle des petits mammifères a été bien étudié. Cependant, comme la plupart des lemmings des toundras de Norvège (Lemmus lemmus) vivent dans la toundra alpine, les mécanismes qui régissent les cycles de leurs populations ne s’appliquent pas nécessairement partout dans l’Arctique canadien. Les données provenant du nord de la Scandinavie indiquent que les cycles des lemmings peuvent être atténués ou disparaître pendant des décennies, tandis que les populations de campagnols respectent des cycles réguliers. Les populations de lemmings sont demeurées basses dans le nord de la Scandinavie au cours des dernières décennies, avant de connaître de récents essors, tandis que les populations de campagnols se sont affaiblies – selon les chercheurs, cela serait attribuable à la plus grande sensibilité des lemmings aux variations climatiques et à la prédation (Ims et al., 2011). Des études des petits mammifères et des interactions prédateurs-proies sur 20 ans susceptibles d’être plus pertinentes pour l’Arctique canadien ont été menées dans l’est du Groenland et indiquent que le changement climatique a pour effet d’allonger la durée du cycle des lemmings et de réduire les densités de population maximales, ce qui peut nuire aux populations de prédateurs dépendant des lemmings (Gilg et al., 2009).

Predavec et al. (2001) ont employé une méthode indirecte pour étudier les lemmings variables à 17 sites dans le Haut-Arctique canadien et à 1 site en Alaska; ils n’ont pas pu détecter de périodicité dans les fluctuations des populations de lemmings, même si la variabilité d’une année à l’autre était considérable. Les tendances relatives aux densités de petits mammifères à tous les sites surveillés dans le cadre de l’enquête sur les petits mammifères dans les Territoires du Nord-Ouest et au Nunavut montrent cependant que les fluctuations peuvent être synchronisées dans une vaste région (figure 52), du moins pendant la courte période ayant fait l’objet d’une surveillance. Une surveillance à long terme portant sur approximativement 10 cycles est nécessaire pour une analyse rigoureuse des populations cycliques (Predavec et al., 2001).

Il n’y a aucune tendance claire de changement à long terme des cycles au Canada. À l’île Bylot, la densité des lemmings bruns décrit des fluctuations cycliques de grande amplitude, la période du cycle étant de trois à quatre ans, mais pas la densité des lemmings variables. Peu d’éléments indiquent une tendance temporelle relative à la densité des lemmings, mais il est difficile de détecter une tendance à cause de l’importante variabilité interannuelle. Pour atténuer ces variations, Gauthier et al. (2013) ont examiné la moyenne mobile de la densité sur trois ans. L’analyse semble indiquer une possible tendance décroissante de la densité des lemmings à l’été. Les populations de lemmings étaient particulièrement faibles pendant la période de 2002 à 2009, mais le pic le plus récent (en 2011) était relativement élevé (Gauthier et al., 2013). La surveillance à long terme en continu des lemmings à un site en particulier demeure rare dans l’Arctique canadien (Krebs et al., 2002), alors on ne sait pas dans quelle mesure les résultats obtenus à l’île Bylot sont propres à ce site. Seulement trois pics correspondant à une abondance similaire ont été enregistrés entre 1994 et 2012 au seul autre site pour lequel on dispose de données à long terme sur les lemmings et les campagnols, c’est-à-dire la station de recherche du lac Daring, au centre des Barrenlands, qui est un site représentatif de l’écotone toundra-taïga (figure 36).

Figure 36. Tendances relatives aux petits mammifères (lemmings, campagnols et musaraignes) à des sites regroupés selon leur apparente synchronicité et selon les régions écologiques de l'écozone+ de l'Arctique, de 1990 à 2012.

Les indices d'abondance correspondent au nombre de captures pour 100 pièges-nuits, corrigé d'après Beauvais et Buskirk (1999), en modifiant les estimations de l'effort d'échantillonnage pour prendre en compte les pièges déclenchés. Les espèces sont les suivantes : campagnol boréal (Clethrionomys rutilus), campagnol nordique (Microtus oeconomus), campagnol des prés (Microtus pennsylvanicus), musaraignes (Sorex sp.), lemming brun (Lemmus sibiricus, et lemming du Groenland (Dicrostonyx groenlandicus). On n'a pas trouvé toutes les espèces à tous les sites.

Graphs and map
Sources : données coordonnées par l'enquête sur les petits mammifères des Territoires du Nord-Ouest et du Nunavut (NWT-Nunavut Small Mammal Survey), le gouvernement des Territoires du Nord-Ouest (GTNO) et le gouvernement du Nunavut (GNU). A baie Byron : C. Krebs (UBC, comm. pers.), lac One-Eyed Jack : R. Bromley (GTNO, recherches sur les oies, données non publiées). B Île Bylot : G. Gauthier (CEN, ULaval, données mises à jour par Gruyer (2007)), Pond Inlet : GNU (données non publiées). C et D GNU (données non publiées). E lac Baker : GNU (données non publiées), lac Daring : GTNO (station de recherche de l'Arctique, S. Matthews, données non publiées). F îles du détroit de Melville (lac Breakwater, lac Jameson, lac Hurd, lac Wilmot) : C. Krebs (UBC, comm. pers.), baie Hope : C. Shank (recherches sur les rapaces, GTNO, données non publiées), baie Walker : B. Bromley (GTNO, recherches sur les oies, données non publiées).
(La figure de trouve sur la page précédente.)
Description longue pour la figure 36

Cette figure montre une carte de l’écozone+ de l’Arctique et les emplacements des sites de surveillance où des données sur de petits mammifères ont été recueillies. Les points sont regroupés par zone géographique et chaque groupe de points est associé à un graphique linéaire simple qui présente l’indice d’abondance pour les petits mammifères dans la région. Les graphiques indiquent que les fluctuations des populations peuvent être synchronisées à l’échelle d’une grande région.

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Caribous

Dans les écozones+ de l’Arctique et de la zone boréale, les réseaux trophiques comportent relativement peu de liens. Par contre, ces liens peuvent être complexes du point de vue de la dynamique de leurs interrelations. Ces écosystèmes nordiques sont pauvres en éléments nutritifs puisqu’une grande partie du carbone est inaccessible : en effet, seule une mince couche active du sol dégèle chaque année. Le caribou, en broutant et en produisant des excréments (boulettes fécales), a des effets complexes, en cascade, qui suivent étroitement des profils spatiaux et temporels (Kielland et al., 2006). De plus, un groupe diversifié d’espèces dépendent du caribou, y compris des parasites externes, comme les moustiques se nourrissant de leur sang. Les moustiques, quant à eux, dont les larves se nourrissent par filtration de l’eau, sont un élément clé du cycle des éléments nutritifs en milieu aquatique. Si l’on regarde plus loin dans la chaîne alimentaire, on voit que le caribou est exploité par une série de prédateurs et de charognards de taille moyenne à grande. Les anciennes discussions au sujet de la régulation descendante (par les prédateurs) ou ascendante (par les plantes à brouter) des populations de caribou sont maintenant remplacées par l’étude des interactions entre la nutrition et la prédation (Brown et al., 2007a).

Les relations entre les plantes et les caribous comprennent les réponses des plantes au broutage sélectif par le caribou. Celui-ci privilégie fortement certaines espèces végétales, et il recherche les bourgeons et les feuilles non déployées afin de maximiser la valeur nutritionnelle de son alimentation (White et Trudell, 1980; Russell et al., 1993). Le comportement grégaire et migratoire des caribous migrateurs de la toundra fait que le rôle de cette espèce dans la structure et le fonctionnement de l’écosystème dépendent en grande partie de l’échelle géographique (Griffith et al., 2002). Le caribou transforme des tissus végétaux en masse corporelle et en boulettes fécales. Il redistribue les éléments nutritifs à l’intérieur des écozones+ et entre celles-ci lors de ses déplacements à petite échelle pour la quête de nourriture et de ses migrations saisonnières. Dans les écozones+ de la taïga, les effets de l’herbivorisme se font sentir à la saison suivante, puisque les caribous s’y nourrissent pendant l’hiver, lorsque la croissance de la plupart des plantes et le cycle des éléments nutritifs sont en quiescence à cause des températures sous le point de congélation. À l’échelle décennale, l’aire d’hivernage des caribous s’étend et se contracte, et la taille des hardes fluctue de manière cyclique entre des valeurs minimales et maximales : elle peut varier d’un facteur trois, ce qui a des effets en cascade sur les plantes et le cycle des éléments nutritifs, les peuplements végétaux passant d’un état à un autre. La succession des communautés végétales en réponse à l’intensité du broutage peut comprendre, par exemple, l’évolution d’une toundra dominée par les lichens à une toundra où les mousses sont plus abondantes, puis à une dominance accrue des graminées (Van der Wal, 2006).

L’azote est le facteur limitant pour la croissance des plantes. Le broutage par les caribous pendant l’été peut accroître la vitesse du cycle de l’azote dans le sol par la modification de la quantité de litière végétale, ce qui change le microclimat du sol pour la décomposition et les processus de minéralisation, et par l’apport d’azote soluble provenant des boulettes fécales et de l’urine (Olofsson et al., 2004). Les changements varient en fonction de la saison, du temps et de l’intensité du broutage (Kielland et al., 2006).

Décomposeurs

Les taux de décomposition sont faibles dans les écosystèmes de la toundra (voir la section sur le pergélisol , à la page 9, et la section sur le cycle des éléments nutritifs , à la page 78). La majeure partie de la production primaire entre dans la chaîne alimentaire détritique (Smith et Smith, 2001). Une étude menée sur l’île Devon a montré que, la plupart des années, les lemmings consommaient environ 3 à 4 % de la biomasse végétale, et que la plus grande partie du reste de la végétation finissait par être transformée par divers microbes et organismes du sol, principalement des bactéries et des champignons (Smith et Smith, 2001).

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Maladies et parasites des espèces sauvages
Ongulés

Cette section, dont une partie du contenu est empruntée au rapport technique thématique intitulé Pathogènes et maladies de la faune au Canada (Leighton, 2011) ainsi qu’au rapport technique thématique intitulé Tendances des populations de caribou des zones septentrionales du Canada (Gunn et al., 2011c), qui font partie du RETE, porte sur les maladies et les parasites touchant les ongulés en Arctique et sur les effets du changement climatique. Les ongulés de l’Arctique, en particulier le caribou, sont des composantes clés des écosystèmes terrestres de l’Arctique, et ils sont vulnérables aux changements relatifs aux maladies et aux infestations par les parasites. Il peut s’agir de changements du type de maladies ou de la fréquence de celles-ci, ainsi que de la gamme d’ongulés et d’autres espèces servant d’hôtes aux parasites. Le temps chaud peut favoriser les flambées de maladies chez les animaux adaptés au froid, et ce phénomène pourrait devenir plus fréquent à mesure que le climat changera. Par exemple, en 2006, une population de bœufs musqués introduite en Norvège a été frappée par une flambée de pasteurellose qui a tué 20 % de la population. L’épidémie a été attribuée à des conditions exceptionnellement chaudes et humides (Ytrehus et al., 2008). La flambée inhabituelle de yersiniose, une maladie d’origine bactérienne, survenue en 1986 chez les bœufs musqués de l’île Banks pourrait aussi avoir été causée par un été plus chaud que la normale (Blake et al., 1991).

Brucellose

La brucellose est le nom donné à toutes les maladies infectieuses causées par plusieurs bactéries du genre Brucella. Les manifestations cliniques de la brucellose sont nombreuses, mais les plus fréquentes sont l’infection et l’inflammation des voies génitales mâles et femelles, qui entraînent l’avortement et l’infertilité mâle, et l’infection des gaines articulaires et tendineuses, qui provoque une claudication progressive. L’infection persiste, souvent durant toute la vie de l’animal. Les humains sont également sensibles à l’infection à Brucella sp. Les animaux atteints de brucellose en contact avec les humains constituent donc un risque de santé publique (Chan et al., 1989; Forbes, 1991; Thorne, 2001).

Dans l’écozone+ de l’Arctique, l’infection à Brucella sp. est largement répandue, et elle constitue une source de préoccupation sur le plan écologique et celui de la santé publique chez les populations de caribous de la toundra (et dans une harde de rennes introduite près de Tuktoyaktuk, dans les Territoires du Nord-Ouest). Le biotype 4 du Brucella suis infecte des caribous un peu partout dans les écozones+ de l’Arctique, de la taïga de la Cordillère, de la taïga des plaines et de la taïga du Bouclier, de même qu’aux extrémités nord des écozones+ des plaines boréales, du Bouclier boréal et des planes hudsoniennes (Forbes, 1991). La brucellose est répandue chez les caribous de l’Arctique, les taux d’infection oscillant entre 20 et 50 %, selon les hardes (Leighton, données non publiées; Koller-Jones, 2006, comm. pers.). Toutefois, l’impact écologique de la maladie sur les populations infectées demeure inconnu, si tant est qu’il existe. Chez les collectivités nordiques, les gens peuvent contracter l’infection en consommant de la viande de caribou (Chan et al., 1989; Forbes, 1991). On ignore si le biotype 4 du B. suis est présent naturellement en Amérique du Nord ou s’il a été introduit d’Europe avec des rennes importés. L’infection n’a jamais été décelée chez le caribou des bois (Rangifer tarandus caribou), y compris chez la harde de la rivière George, dans le nord du Québec.

Au cours des années 1960, un relevé sérologique effectué chez une importante harde de rennes à la limite occidentale de l’écozone+ de l’Arctique et chez une harde de caribous de la toundra (Rangifer tarandus groenlandicus) (la harde de Qamanurjuaq) dans la taïga du Bouclier et dans les régions arctiques adjacentes, au Manitoba et au Nunavut, a révélé que seulement 9 % des rennes et 4 % des caribous étaient infectés (Broughton et al., 1970). Les taux d’infection de 20 à 50 % observés plus récemment reflètent peut-être une tendance à la hausse de la prévalence de l’infection ou une intensification de la surveillance, ou les deux. Tout changement environnemental susceptible d’accentuer le chevauchement entre les aires de répartition des caribous de la toundra et des caribous des régions boréales risque de favoriser l’établissement du biotype 4 du Brucella suis parmi les populations de caribous des régions boréales.

On considère que la brucellose est au moins en partie responsable du récent déclin de la harde de caribous de l’île Southampton. Depuis 1968, la sensibilité à la maladie et aux parasites due aux faibles différences génétiques a vraisemblablement été un catalyseur de la propagation de la brucellose, dont le premier cas a été détecté dans la harde de l’île Southampton en 2000. La prévalence de la maladie a atteint 58,8 % en 2011, et pourrait être à l’origine de la chute des taux de conception dans cette harde depuis 2000, le déclin de ces taux étant plus prononcé depuis 2008 (Department of Environment, 2013a).

Parasites

Les systèmes hôte-parasite sont particulièrement sensibles au changement climatique puisque de cycle de vie de nombreux macroparasites comporte des stades libres, pendant lesquels le développement et la survie dépendent grandement de la température et de l’humidité. De petites variations climatiques peuvent entraîner d’importantes répercussions (Kutz et al., 2004) en modifiant le développement et le taux de survie des parasites à ces stades libres de même que l’abondance et l’activité de leurs arthropodes vecteurs et des mollusques qui sont leurs hôtes intermédiaires. Selon les effets projetés et certaines observations empiriques, on prévoit une plus longue saison pour le développement et la transmission des parasites, un taux d’infection accru chez les populations hôtes, et une augmentation des flambées de maladies (Kutz et al., 2005; Kutz et al., 2008).

L’Umingmakstrongylus pallikuukensis est un ver nématode parasite qui est présent chez les bœufs musqués des parties continentales de l’ouest de l’écozone+ de l’Arctique. Ce ver pulmonaire a besoin d’un gastropode comme hôte intermédiaire pour se développer et atteindre le stade infectieux, ce qui prenait deux ans, dans le passé. Un modèle empirique a montré que les températures ont été assez élevées, depuis le début des années 19990, pour permettre au parasite de se développer en une seule saison. Cela pourrait accroître le risque d’infestation pour les bœufs musqués, et avoir des effets sur la fécondité et le taux de survie de ces derniers (Kutz et al., 2005). Cependant, on ne sait pas dans quelle mesure ce phénomène a affecté les populations de bœufs musqués.

Au Canada, le Besnoitia tarandi infecte le caribou et le renne, et probablement aussi le bœuf musqué, à l’échelle de l’aire de répartition de ces espèces. Sa présence est attestée depuis 1922 chez le caribou tant dans l’Arctique canadien que dans les régions subarctiques du pays (Ducrocq et al., 2013). L’infection est commune chez le caribou de la toundra, et elle a été décrite chez le caribou des bois. Chez le bœuf musqué, les taux d’infection sont inconnus (Choquette et al., 1967; Wobeser, 1976; Gunn et al., 1991a; Ayroud et al., 1995). Bien qu’elle provoque occasionnellement de graves manifestations cutanées, l’infection ne semble généralement entraîner aucun effet ou n’avoir que des effets bénins chez ces espèces. Selon des observations faites par des chasseurs, et confirmées par des vétérinaires, le protozoaire du genre Besnoitia est récemment apparu comme agent pathogène dans les hardes de caribous du Québec et du Labrador (Kutz et al., 2009; Ducrocq et al., 2013). En 2005, dans des groupes de discussion réunis au sein de collectivités d’Inuvialuits, de Gwich’ins et de Dénés des écozones du Bas-Arctique et de la taïga, des chasseurs ont signalé la présence accrue de lésions chez les animaux (Kutz, 2007), qui étaient probablement associée à des kystes de Besnoitia ou même à des larves d’hypodermes (Kutz et al., 2009).

Le changement climatique peut aussi entraîner des changements de l’aire de répartition des pathogènes, tant par l’expansion de la zone dans laquelle les températures sont assez élevées pour être propices aux pathogènes que par des changements de l’aire de répartition des animaux hôtes. Les connaissances actuelles sur l’aire de répartition de quatre nématodes protostrongles parasitant les ongulés sont illustrées à la figure 37 . Selon les projections des modèles, l’aire de répartition de l’U. pallikuuensis s’étendra probablement vers le nord et l’est à mesure que les températures monteront (Kutz et al., 2005). Des récentes observations laissent supposer que l’aire de répartition de ce parasite a déjà connu une expansion considérable au cours de la dernière décennie (Kutz et al., 2009), même si la surveillance accrue dont les parasites font l’objet peut brouiller l’interprétation des données. On n’a pas détecté de protostrongles chez des ongulés des îles de l’Arctique et du Groenland, et ils pourraient être exclus des zones de haute latitude dans les conditions climatiques actuelles; par contre, si, à la suite de l’élévation des températures, les populations d’orignaux, de bœufs musqués ou de caribous qui leur servent d’hôtes s’étendent vers le nord, les protostrongles pour fort bien envahir ces régions (Hoberg et al., 2008). Le Parelaphostrongylus odocoilei, un parasite dont l’aire de répartition est au sud du cercle arctique, pourrait se propager vers le nord. En 1999, soit l’année ayant suivi celle où l’on a enregistré les températures annuelles les plus élevées dans le district du Mackenzie, on a relevé le premier cas de pneumonie fatale associé au P. odocoilei chez le mouflon de Dall (Ovis dalli) dans les monts Mackenzie (tout juste au sud de l’écozone+) (Hoberg et al., 2008).

Figure 37. Aire de répartition de protostrongles parasitant les ongulés dans les régions nordiques.

On indique l'aire de répartition du Parelaphostrongylus andersoni chez le caribou; du P. odocoilei chez le mouflon de Dall, la chèvre de montagne, le caribou des bois et le cerf mulet; de l'Umingmakstrongylus pallikuukensis chez le bœuf musqué; et de ce que l'on présume être une espèce de Protostrongylidae chez l'orignal, le caribou et le bœuf musqué. On suppose que l'aire de répartition du P. andersoni dans le Nord coïncide avec celle du caribou, même les cas attestés par des relevés sont rares.

Carte
Source : Hoberg et al. (2008)
Description longue pour la figure 37

Cette carte indique les aires de répartition des parasites protostrongles chez les ongulés du Nord. P. andersoni est présent de l’Alaska et au nord du Canada, y compris au Yukon, dans les Territoires du Nord-Ouest, au Nunavut, en Colombie-Britannique, en Alberta, en Saskatchewan, au Manitoba, en Ontario, au Québec et à Terre-Neuve-et-Labrador. On retrouve P. odocoilei le long de la côte Ouest de l’Amérique du Nord, de l’Alaska à la Californie. U. pallikuukensis est présent dans la portion nord-ouest des Territoires du Nord-Ouest. Une nouvelle espèce présumée de protostrongle a été trouvée de façon éparse en Alaska, au Yukon, dans les Territoires du Nord-Ouest, au Nunavut, au nord du Québec et à Terre-Neuve-et-Labrador.

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Le changement climatique pourrait entraîner l’apparition de maladies, mais dans le cas des macroparasites en particulier, le phénomène ne se manifestera probablement pas tout de suite : le délai sera déterminé par le cycle vital des parasites, y compris la période de développement dans les hôtes (Hoberg et al., 2008). Les effets en cascade et les effets cumulatifs à long terme du changement climatique, y compris l’évolution des relations hôte-pathogène, pourraient faire partie des facteurs contribuant à la modification à grande échelle de l’abondance et de la répartition observée chez des espèces sauvages revêtant une importance cruciale (p. ex., le caribou des bois et le caribou de la toundra) dans le nord de l’Amérique du Nord.

Carnivores

La rage est encore présente chez les renards arctiques et les renards roux (Vulpes vulpes) de l’Arctique circumpolaire (Mork et Prestrud, 2004). Il est difficile d’évaluer les tendances de la maladie dans le nord du Canada, tout simplement parce que l’on n’envoie pas systématiquement des échantillons à des fins d’analyse une fois que la présence de la rage a été établie dans une région donnée au cours d’un hiver donné (J. Kush, laboratoire de l’ACIA à Lethbridge – Rage, comm. pers.). Des échantillons sont soumis à des fins de diagnostic si un animal susceptible d’être infecté a été ou pourrait avoir été en contact avec une personne ou un chien domestique. On a observé des cas de rage chez l’ours blanc, quoique rarement (P. Hale, gouvernement du Nunavut, comm. pers.).

On dispose de peu d’information sur les communautés de parasites des carnivores de l’Arctique. En l’absence d’une base de données empiriques de référence sur les parasites fréquents chez ces animaux, peu d’études permettront d’évaluer les effets du changement climatique sur les hôtes et les parasites (Brooks et Hoberg, 2007).

Toxoplasma gondii

À partir de modèles mathématiques prédisant les changements, on a émis l’hypothèse que la prévalence des infections à Toxoplasma gondii chez les humains augmentera à cause de facteurs environnementaux et anthropiques liés au changement climatique (Meerburg et Kijlstra, 2009). Le changement climatique provoquera une élévation des températures, qui favorisera la survie du T. gondii dans l’environnement, de même que des changements de la répartition écologique des vertébrés hôtes (un nombre croissant d’animaux se déplaçant vers les régions arctiques), ce qui accroîtra vraisemblablement la prévalence du T. gondii dans l’Arctique (Hueffer et al., 2013).

L’infection à Toxoplasma gondii est largement répandue chez les espèces sauvages, les animaux domestiques et les humains dans le monde entier, y compris dans l’Arctique canadien (Dubey et Beattie, 1988; Mcdonald et al., 1990; Philippa et al., 2004). Certaines données indiquent la présence du T. gondii chez des espèces sauvages dans l’Arctique, mais la prévalence du parasite dans les zones où le climat est froid est faible, comparativement à la prévalence dans les zones humides, tempérées et tropicales (Tenter et al., 2000). On a trouvé le T. gondii, ou des anticorps spécifiques de ce pathogène, chez certains animaux dont l’aire de répartition se trouve en partie dans les régions arctiques de l’Amérique du Nord ou à proximité de celles-ci, dont des orignaux (Kocan et al., 1986; Zarnke et al., 2001), des loups (Zarnke et al., 2001), des carcajous (Reichard et al., 2008; Dubey et al., 2010), des lynx du Canada (Lynx canadensis) (Labelle et al., 2001; Zarnke et al., 2001; Philippa et al., 2004), des bœufs musqués (Kutz et al., 2000), et des caribous (Kutz et al., 2001).

Dans l’Arctique, le lynx du Canada est l’hôte définitif le plus probable, parmi les espèces sauvages, pour le T. gondii, et ils sont responsables de la contamination de l’environnement par des oocystes. Des études menées sur le lynx du Canada ont révélé que 1 sujet sur 5 (20 %), en Nouvelle-Écosse, 47 sujets sur 106 (44 %), au Québec (Labelle et al., 2001), et 39 sujets sur 255 (15 %), en Alaska (Zarnke et al., 2001), possédaient des anticorps contre le T. gondii. Le lynx du Canada préfère en général rester en deçà de la limite des arbres, mais on observe et on récolte occasionnellement des sujets au nord de cette limite.

Il a été établi que l’étroite proximité avec la limite des arbres est un déterminant important de l’exposition au T. gondii. Des enquêtes menées par Kutz et al. (2000) pour établir la séroprévalence des anticorps dirigés contre le T. gondii chez les bœufs musqués ont révélé une plus grande proportion de sujets exposés au T. gondii dans une harde continentale (proche de la limite des arbres) que dans des populations insulaires (plus loin de la limite des arbres), de même qu’une prévalence plus élevée chez les adultes et les juvéniles que chez les veaux. On a noté une différence significative entre la séroprévalence des anticorps dirigés contre le T. gondii chez les bœufs musqués mâles et la séroprévalence chez les femelles de l’espèce (Kutz et al., 2000). Chez les caribous, Kutz et al. (2001) ont montré que la séroprévalence des anticorps dirigés contre le T. gondii était significativement plus élevée dans les populations continentales que dans les populations insulaires. Cependant, on n’a constaté aucune différence statistique de la séroprévalence des anticorps dirigés contre le T. gondii selon l’âge ou selon le sexe chez les caribous (Kutz et al., 2001). Reichard et al. (2008) ont constaté que l’exposition au T. gondii était courante chez les carcajous échantillonnés dans la région de Kitikmeot, au Nunavut. La prévalence des anticorps dirigés contre le T. gondii ne variait pas significativement selon le sexe et l’âge des carcajous, et l’exposition n’était pas fonction de la proximité du lieu de la prise par rapport à la limite des arbres (Reichard et al., 2008).

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Phénologie

Dans les systèmes terrestres nordiques, le début et la durée de la saison de croissance sont en grande partie dictés par le manteau neigeux. Les changements de l’épaisseur et de la durée de la couverture de neige au cours des 50 dernières années ont été abordés précédemment, dans la section sur la neige (page 36). La longueur de la saison sans neige a augmenté de manière considérable dans la plupart des régions de l’Arctique circumpolaire, y compris au Canada. Dans l’Arctique canadien, la date de la fonte nivale a été devancée en moyenne d’environ 8.5 jours entre 1950 et 2007 (Zhang et al., 2011).

On peut diviser les plantes de la toundra en deux groupes, selon la phénologie de la floraison : les plantes à floraison hâtive et les plantes à floraison tardive (Molau, 1993). La phénologie de la floraison est liée aux stratégies de reproduction des plantes : soit la pollinisation est risquée (espèces à floraison hâtive), soit la production des graines est risquée (espèces à floraison tardive) (Molau, 1993). Les espèces à floraison hâtive dont la pollinisation dépend des insectes peuvent fleurir avant ou après que les populations d’insectes aient atteint leur apogée, et tout décalage peut être exacerbé par le changement climatique (Molau, 1997). Le fait que la neige fonde plus tôt a hâté la floraison chez de nombreuses espèces (Callaghan et al., 2011b; Oberbauer et al., 2013), et on a observé que le réchauffement artificiel hâtait la floraison (Arft et al., 1999; Aerts et al., 2006a). Le réchauffement dans l’est du Groenland a hâté la floraison et a raccourci la période de floraison; parallèlement, on a assisté à un déclin du nombre d’insectes pollinisateurs (Høye et al., 2013). Toutefois, il s’agit là de la seule étude de surveillance à long terme des effets du réchauffement sur la floraison et la phénologie des insectes; des études plus systématiques sur les effets de la fonte hâtive de la neige sur les pollinisateurs dans les systèmes de la toundra sont nécessaires. Les espèces à floraison tardive risquent de produire moins de graines à cause du caractère imprévisible des conditions météorologiques en fin de saison, surtout dans le Haut-Arctique. En général, la fin de la saison de croissance et l’apparition du manteau neigeux n’ont pas changé autant que le moment de la fonte (Callaghan et al., 2011a), même si l’on a noté que le réchauffement artificiel retardait la sénescence à l’automne chez certaines espèces de la toundra (Marchand et al., 2004). Cependant, dans bien des régions côtières, du moins dans l’ouest de l’Arctique canadien, le principal changement de la longueur de la saison de croissance se produit à l’automne, la neige arrivant plus tard (à cause de l’effet de réchauffement dû à l’océan) (Dye, 2002).

La phénologie des feuilles varie aussi selon les espèces chez les arbustes à feuilles caduques et les plantes herbacées non graminoïdes, même si le débourrement des bourgeons à feuilles se produit quelques jours après la fonte de la neige chez la plupart des espèces (Shaver et Kummerow, 1992). Le réchauffement artificiel a montré que le débourrement des bourgeons à feuilles a lieu plus tôt chez la plupart des espèces (figure 38) (Henry et Molau, 1997; Arft et al., 1999; Oberbauer et al., 2013), et la télédétection a montré que les régions de la toundra de l’Arctique sont libres de neige et verdissent plus tôt qu’il y a 20 ans (Zhou et al., 2001; Parmesan, 2007; Bhatt et al., 2010). Une récente synthèse des réponses phénologiques au cours des 30 dernières années indique, sous la forme d’un graphique, que la floraison et le débourrement des plantes de la toundra surviennent plus tôt qu’auparavant, et que ce phénomène coïncide avec le réchauffement général au cours de la même période (Oberbauer et al., 2013).

Figure 38. Méta-analyse de l’effet du réchauffement artificiel sur le débourrement des bourgeons à feuilles à tous les sites de l’expérience internationale sur la toundra (ITEX), dans l’Arctique circumpolaire.

Les effets significatifs (P ≤ 0,05) sont indiqués par un astérisque (*). L'ampleur moyenne de l'effet est indiquée par un cercle de couleur; les barres correspondent aux intervalles de confiance à 95 %. « L'ampleur de l'effet » (axe des ordonnées) est un indice, les valeurs négatives indiquant que le débourrement des bourgeons à feuilles survient plus tôt. Les parcelles expérimentales ont été réchauffées à l'aide de serres à toit ouvrant.

Graphiques
Source : adapté de Arft et al. (1999)
Description longue pour la figure 38

Cette figure comprend trois graphiques qui représentent une méta-analyse de l’effet du réchauffement artificiel sur le débourrement des bourgeons à feuilles à tous les sites de l’expérience internationale sur la toundra (ITEX), dans l’Arctique circumpolaire. On y voit que le réchauffement artificiel entraîne un débourrement hâtif des bourgeons à feuilles chez la plupart des espèces.

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Cycle des éléments nutritifs

Les éléments nutritifs sont limités dans les écosystèmes de la toundra, comme le montrent les réponses relativement marquées à une fertilisation faible à modérée (Henry et al., 1986; Chapin et al., 1995; Shaver et Chapin, 1995). Cela est fondamentalement lié aux basses températures et aux faibles ressources de l’environnement dans l’Arctique, où la productivité primaire nette, la décomposition et la minéralisation sont restreintes (Hobbie, 1996; Nadelhoffer et al., 1997; Cornelissen et al., 2007). L’absorption d’azote sous forme organique par les plantes, par exemple, sous forme d’acides aminés, est importante pour les sols de la toundra, et elle constitue indubitablement une réponse aux faibles taux de décomposition et de minéralisation (Kielland et Chapin III, 1992; Schimel et Chapin III, 1996). Les recherches effectuées au sujet des effets du changement climatique sur le cycle des éléments nutritifs dans les systèmes de la toundra ont révélé que la disponibilité de l’azote inorganique et organique peut augmenter dans les parcelles chauffées de manière artificielle dans le cadre d’expériences (Schmidt et al., 2002; Rolph, 2003; Aerts et al., 2006b).

Les communautés microbiennes des sols et leur fonctionnement seront probablement perturbés par le changement climatique, à la fois directement, à cause des changements de la température et de l’humidité, et indirectement, à cause de la modification de la végétation, comme l’abondance accrue des arbustes en Arctique (Sturm et al., 2001; Bigelow et al., 2003; Stow et al., 2004; Deslippe et al., 2005; Tape et al., 2006; Myers-Smith et al., 2011a). Le régime de température du sol a de profondes répercussions sur les écosystèmes de l’Arctique. En Alaska, les processus biologiques se déroulant en hiver contribuent à la transformation de la toundra en communautés arbustives, cela par l’intermédiaire d’une rétroaction positive faisant intervenir la capacité de rétention de la neige des arbustes, les propriétés isolantes de la neige, une couche de sol dont la teneur en eau est élevée parce qu’elle se trouve au-dessus du pergélisol, qui est pratiquement imperméable, et des microorganismes rustiques capables de maintenir une activité métabolique à basse température (Sturm et al., 2005; Myers-Smith et al., 2011a). L’abondance accrue des arbustes fait augmenter l’épaisseur de la couche de neige, ce qui accroît la température du sol durant l’hiver, l’activité microbienne, et la quantité d’azote disponible pour les plantes (Schimel et al., 2004). La présence de concentrations élevées d’azote dans le sol favorise la croissance des arbustes l’été suivant.

Il a été démontré que le réchauffement artificiel modifie la structure des communautés microbiennes (Walker et al., 2008b; Deslippe et al., 2012), et que le changement de l’épaisseur de la neige perturbe, dans certains cas, les processus microbiens dans le Bas-Arctique (p. ex.,Schimel et al., 2004). Le réchauffement artificiel a modifié la composition microbienne au sein des sites mêmes, d’après la fréquence et l’abondance des génotypes participant à la transformation de l’azote, mais les différences étaient plus grandes entre les sites. Les effets les plus prononcés du réchauffement ont été enregistrés dans des communautés de la toundra humide à cypéracées (Walker et al., 2008b). Cependant, on a constaté que les communautés microbiennes résistaient au changement dans certaines études sur le réchauffement et sur le réchauffement et la fertilisation combinés de communautés de la toundra dans le Haut-Arctique (Deslippe et al., 2005; Lamb et al., 2011).

Dans des sols humides de cypéraçaies, on a constaté que la biomasse microbienne et la disponibilité des éléments nutritifs culminaient au début de la phase de gels et de dégel au printemps, puis chutaient une fois que les températures dépassaient 0 °C, ce qui laisse supposer que la compétition pour les nutriments livrée par les racines entraîne un écroulement du pool microbien (Edwards et al., 2006). Si la fonte et le réchauffement surviennent plus tôt au printemps, ces changements ne se produiront vraisemblablement plus au même moment, mais la croissance des plantes vasculaires continuerait de dépendre des éléments nutritifs disponibles et de l’humidité du sol (Nadelhoffer et al., 1997).

Chez de nombreuses espèces de plantes nordiques, l’absorption des éléments nutritifs dépend d’associations mycorhiziennes. Deslippe et al. (2011) ont noté que le réchauffement artificiel à long terme modifie la diversité des familles de champignons ectomycorhiziens sur les racines du bouleau nain (Betula nana), un arbuste à feuilles caduques. De manière similaire, Fujimura et al. (2008) ont remarqué un changement de la densité des génotypes de la communauté de champignons associée avec les racines du saule arctique (Salix arctica) dans les parcelles réchauffées de trois communautés de toundra du Haut-Arctique, même s’ils n’ont pas constaté de changement de l’abondance relative. Les effets de ces changements sur les communautés mycrohiziennes sont inconnus, mais ils auront vraisemblablement une incidence sur la capacité des arbustes et des autres types de plantes à absorber les éléments nutritifs à partir de sols plus chauds.

Les animaux de l’Arctique jouent un rôle déterminant dans le cycle des éléments nutritifs. Le caribou, qui est le plus grand herbivore de l’Arctique, a un effet net de retrait de plantes par broutage, de production de gaz à effet de serre et de retour des éléments nutritifs sous la forme de boulettes fécales. D’après la modélisation énergétique (Russell et al., 2005; Gunn et al., 2011c), un caribou, en une année, consomme 900 kg de nourriture (2,5 kg/jour), produit 20 kg de méthane (55 g/jour) et retourne 270 kg (30 g x 25 fois par jour) d’éléments nutritifs sous forme de boulettes fécales dans l’écosystème. À l’échelle d’une harde, sur une base annuelle, 170 000 à 350 000 caribous consomment 140 à 320 millions kg de plantes, produisent 3 à 7 millions kg de méthane, et retournent 38 à 77 millions kg de boulettes fécales dans l’ensemble de leur aire de répartition annuelle (150 à 300 kg/km2). Comme le caribou se déplace et se repose sur les cours d’eau gelés, les éléments nutritifs sont retournés sous forme de boulettes fécales tant dans les écosystèmes aquatiques que dans les écosystèmes terrestres (Gunn et al., 2011c).

Les oies, en plus de participer au cycle des éléments nutritifs en tant que brouteurs dans la toundra, importent de l’énergie et des éléments nutritifs dans les écosystèmes de l’Arctique lorsqu’elles reviennent dans leurs aires de reproduction après avoir passé l’hiver à se nourrir dans des champs et des milieux humides éloignés, au sud. Ces ressources importées se déplacent le long de la chaîne alimentaire lorsque les oies sont capturées par des prédateurs, comme les renards arctiques (Giroux et al., 2012a). Les oiseaux migrateurs peuvent aussi exporter des éléments nutritifs et de l’énergie; par exemple, ils peuvent retirer de l’azote des écosystèmes de la toundra lorsque les jeunes produits localement migrent vers le sud et y meurent (Gauthier et al., 2011). Même si ces échanges de ressources sont déterminants à l’échelle locale, on ne connaît pas leur importance globale pour l’écologie de la toundra (Gauthier et al., 2011; Giroux et al., 2012a).

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Stockage et libération du carbone

On estime que le pergélisol contient 1 400 à 1 589 Pg de carbone dans les couches gelées et dans les couches dégelant de manière saisonnière, ce qui représente 50 % du carbone des sols à l’échelle mondiale (McGuire et al., 2009; Tarnocai et al., 2009). Au Canada, on a estimé en 2008 que les systèmes de la toundra arctique renfermaient environ 76 Gt de carbone organique dans le premier mètre du profil pédologique (Ping et al., 2008) mais, selon des recherches plus récentes (Tarnocai et al., 2009; Grosse et al., 2011; Kuhry et al., 2013), cela pourrait constituer une sous-estimation. Le carbone du sol (C) pourrait réagir au changement climatique à court terme (Clein et al., 2000). Les écosystèmes de la toundra sont des puits de carbone depuis des dizaines de milliers d’années (Ping et al., 2008). Ce « service » était possible grâce aux sols à basse température, qui limitent le taux de décomposition, et à l’accrétion du pergélisol, qui contribuait à geler le carbone stocké dans le sol. À cause du réchauffement du climat, les écosystèmes de la toundra pourraient cesser d’être des puits de carbone et devenir des sources de carbone dans l’atmosphère, et cela est inquiétant (Oechel et Vourlitis, 1997; Ping et al., 2008; Grosse et al., 2011; Lund et al., 2012).

De vastes quantités de C et d’azote (N) pourraient être libérées sous des formes inorganiques à mesure que les sols de l’Arctique se réchauffent, que la couche active devient plus épaisse, que les taux de décomposition grimpent et que la saison de croissance s’allonge (Nadelhoffer et al., 1997; Grosse et al., 2011). Les rejets importants de dioxyde de carbone (CO2) à partir de ces sols pourraient accroître les concentrations atmosphériques de CO2, ce qui accroîtrait la vitesse et l’ampleur du changement climatique (rétroaction positive). Les rejets d’autres gaz à effet de serre, en particulier de méthane et d’oxyde de diazote, à partir du pergélisol pourraient augmenter si celui-ci se réchauffe, et cela contribuerait à la rétroaction positive (Vincent et al., 2011).

Une étude concertée sur la production nette des écosystèmes, menée à des sites de toundra arctique, dans l’Arctique canadien, a montré que tous les sites étaient des puits de CO2 pendant l’été, et les variations des taux de stockage suivaient les profils attendus en fonction de la latitude et de la proximité de zones côtières froides (Lafleur et al., 2012). La variabilité annuelle de la productivité nette des écosystèmes à un site humide et à un site mésique (modérément humide) de la toundra dans le Bas-Arctique était considérable, et elle était étroitement liée aux différences de climat pendant la saison de croissance (Humphreys et Lafleur, 2011).

Jusqu’ici, les expériences de réchauffement artificiel ont montré que les systèmes de toundra humide demeurent des puits lorsqu’on les réchauffe, puisque tant la photosynthèse que la respiration y sont alors accrues; cependant, le réchauffement accroissait considérablement les pertes de carbone dans les écosystèmes de toundra sèche (Oberbauer et al., 2007) (figure 39). De plus, on a relevé un gradient des échanges nets de carbone, les systèmes du Haut-Arctique demeurant des puits, mais les systèmes du Bas-Arctique produisant des rejets croissants de carbone. Très peu d’études ont été menées sur la réaction du flux de carbone au réchauffement artificiel et à d’autres perturbations environnementales dans les écosystèmes de la toundra au Canada.

Figure 39

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Pollinisation

Les changements phénologiques et les changements chez les animaux jouant un rôle de pollinisateurs pourraient avoir un effet sur la végétation. Cela n’est pas nécessairement aussi préoccupant dans l’écozone+ de l’Arctique que dans d’autres écozones+, puisque de nombreuses plantes à fleurs de l’Arctique peuvent s’autopolliniser ou être pollinisées par le vent (Callaghan et al., 2005b). Néanmoins, la plupart des plantes à fleurs de la toundra dépendent de la pollinisation par les insectes pour la grenaison (Kevan, 1972), et les croisements hétérogènes grâce à la pollinisation par les insectes sont importants pour préserver la diversité génétique. La pollinisation par les insectes joue également un rôle déterminant dans le succès de la reproduction des plantes à fleurs de l’Arctique parce qu’elle procure davantage de variabilité génétique aux graines que l’auto-pollinisation ou que la reproduction asexuée. La pollinisation par les insectes est plus efficace pour le transfert du pollen que l’action du vent ou que le transfert par d’autres animaux (Kevan, 1972; Crawford, 2008).

Aux quelques sites de l’Arctique où les pollinisateurs ont été étudiés, les principaux pollinisateurs étaient des mouches (diptères), les bourdons et les papillons jouant également un rôle important (île d’Ellesmere : Kevan, 1972; Zackenberg, Groenland : Klein et al., 2008; Høye et al., 2013). Des études menées au Groenland indiquent que la plupart des insectes pollinisateurs sont généralistes, même s’ils montrent une prédilection pour certaines plantes (Klein et al., 2008). On ne sait pas dans quelle mesure les changements de la répartition des espèces de plantes et d’insectes, l’arrivée de nouvelles espèces en Arctique et les changements phénologiques pourraient perturber la pollinisation (Klein et al., 2008). Cependant, Høye et al. (2013) ont constaté que, au cours des 15 dernières années, la saison de floraison est devenue plus courte, et la visite des fleurs par les insectes a décliné à Zackenberg, Greenland.

Les relations de pollinisation ont été peu étudiées dans l’Arctique canadien, et on en sait peu sur l’état et les tendances actuelles de ces relations par rapport au changement climatique. La synchronisation entre les insectes et les plantes à fleurs de l’Arctique est complexe, et il est difficile de prédire l’incidence du changement climatique sur ces relations, mais on s’attend à ce que les effets varient selon les espèces (Danks, 1992; Danks, 2004). Les insectes dépendent fortement des microclimats où ils vivent et, dans l’Arctique, ils se trouvent déjà à la limite de leur capacité d’adaptation pour ce qui est de leur résistance au froid, de leurs besoins en lumière solaire et de leur sensibilité à la déshydratation (Danks, 2004). L’expansion de l’aire de répartition des arbustes vers le nord crée de nouveaux microhabitats pour les insectes, en particulier pour les pollinisateurs qui pourraient être adaptés pour se propager dans les milieux arctiques (Klein et al., 2008). Les insectes ont la capacité de s’adapter assez rapidement aux changements environnementaux en se déplaçant vers des endroits où les conditions leur sont plus favorables, et on a déjà observé le déplacement rapide d’insectes vers de nouveaux habitats créés par le retrait des glaciers, à la fin de la dernière glaciation (Danks, 2004; Klein et al., 2008).

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Productivité primaire

En Arctique, la productivité est faible, si on la compare à celle d’autres écosystèmes (figure 40). La productivité primaire se situait entre 3 kg masse sèche/ha/année et 334 kg masse sèche/ha/année à 12 sites de l’Arctique canadien (Krebs et al., 2003). En Arctique, la plus grande biomasse de plantes vasculaires se trouvait dans l’ouest de l’Arctique, tandis que la plus grande biomasse de mousses se trouvait à des sites du Haut-Arctique tels que l’île Melville et l’île Ellef Ringnes (Krebs et al., 2003).

Figure 40. Productivité primaire nette relative de grands écosystèmes dans le monde.
Graphique
Source : adapté de Schultz (2005)
Description longue pour la figure 40

Ce diagramme à barres montre les informations suivantes :

Productivité primaire nette relative de grands écosystèmes dans le monde.
grands écosystèmes dans le mondeProductivité primaire nette relative
Toundra polaire1
Régions boréales2
Zones tempérées des latitudes moyennes3
Régions subtropicales4

On a de plus en plus d’éléments probants indiquant que l’Arctique devient plus vert et que la productivité des écosystèmes de l’Arctique augmente.

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Productivité primaire dans les lacs et étangs

Plusieurs études ont révélé que la productivité primaire avait augmenté dans les lacs et les étangs de l’Arctique, et que ce phénomène s’était accompagné de changements des assemblages d’espèces d’algues (Smol et al., 2005; Antoniades et al., 2007). Dans une étude conçue pour évaluer les tendances à long terme relatives à la productivité primaire des lacs de l’Arctique (Michelutti et al., 2005), les chercheurs ont utilisé la spectroscopie par réflectance pour déduire les concentrations de chlorophylle a dans des carottes de sédiments. Les résultats de l’enquête sur six lacs de l’île de Baffin indiquent que la productivité primaire a connu des hausses marquées au XXe siècle (les changements survenus à long terme dans les lacs de l’Arctique sont décrits dans l’encadré ci-dessous et à la figure 41 qui l’accompagne). Les changements semblent être synchronisés avec les relevés du récent changement climatique. Voir également, à ce sujet, la section sur les changements des assemblages d’espèces d’algues et d’invertébrés dans les lacs et les étangs (page 112).

Productivité primaire dans les lacs de l’Arctique
Lac Lost Pack (Nunavut)
Figure 41. Productivité primaire du lac Lost Pack Lake, telle que mesurée par les variations de la concentration de chlorophylle a dans les sédiments lacustres.

Remarque : La chlorophylle a est le principal pigment contenu dans les plantes et les algues, et elle constitue une mesure de la productivité primaire. Les valeurs ont été déduites de l'analyse de carottes de sédiments lacustres par spectroscopie. La valeur moyenne de la concentration de chlorophylle a est la moyenne sur l'ensemble de données au complet.

Graph and map
Source : adapté de Michelutti et al. (2005)
Description longue pour la figure 41

Ce graphique linéaire simple représente l’écart entre la valeur de la chlorophylle a, exprimée en mg/g, et la valeur moyenne issue de la reconstitution des concentrations de chlorophylle a dans le lac Lost Pack, sur l’île de Baffin, pour les 5 000 dernières années. Le graphique laisse voir que l’augmentation de la production primaire a été marquée à la fin du XIXe siècle.

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La figure montre une reconstitution des concentrations de chlorophylle a dans le lac Lost Pack, l’un des six lacs de l’île de Baffin étudiés afin de déterminer les tendances à long terme. Dans tous les lacs, on a constaté des hausses substantielles de la production primaire inférée dans les sédiments le plus récemment déposés, alors que les valeurs étaient auparavant demeurées faibles, en comparaison, pendant une très longue période (Michelutti et al., 2005). La datation des carottes de sédiments indique que ces hausses rapides ont commencé à la fin du XIXe siècle, et qu’elles se sont poursuivies jusqu’à ce jour. Les hausses constituent, pour la plupart des lacs, un changement soudain par rapport à des valeurs de productivité primaire qui étaient restées relativement stables pendant des millénaires. On déduit également une hausse généralisée de la production des milieux d’eau douce dans une grande partie du Nord canadien, d’après les importantes transformations de la composition en espèces d’algues des étangs et des petits lacs dans bien des régions (phénomène également détecté dans les études sur les carottes de sédiments) (Smol et al., 2005; Antoniades et al., 2007).

La meilleure explication à ce changement touchant les algues est que le réchauffement du climat entraîne un allongement des saisons de croissance dans les eaux libres de glace, ainsi que des modifications connexes dans les écosystèmes lacustres (Antoniades et al., 2005; Smol et Douglas, 2007b). Ces transformations sont plus marquées dans le Haut-Arctique, mais des changements similaires des espèces d’algues ont été constatés à de nombreux endroits dans l’hémisphère Nord – ces changements étant plus récents dans les zones tempérées (Rühland et al., 2008).

Source : gouvernements fédéral, provinciaux et territoriaux du Canada (2010)

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Productivité primaire sur la terre ferme

Sur la terre ferme, les changements relatifs à la productivité primaire et à la structure physique de la biomasse se manifestant par une expansion de l’aire de répartition des arbustes et par un accroissement de leur hauteur ou de leur vigueur (Elmendorf et al., 2012b) auront des effets sur les herbivores et, en conséquence, sur les prédateurs. La hausse de la productivité de même que l’expansion de la couverture d’arbres et d’arbustes pourraient modifier les interactions prédateurs-proies, et faciliter l’expansion de l’aire de répartition de certaines espèces, comme les oiseaux percheurs qui ne pouvaient pas occuper la toundra auparavant, ainsi que de celle de leurs prédateurs, de leurs maladies et de leurs parasites. Les changements environnementaux de ce genre pourraient expliquer les tendances au déclin noté dans la section sur la composition des écosystèmes (page 120).

Plusieurs mesures de la productivité primaire accusent des hausses marquées et généralisées, et les observations sur le terrain de même que les études expérimentales confirment et expliquent la nature de ce changement. Dans la présente section, on examine les tendances relatives à la productivité tirées de plusieurs études, et on aborde les changements connexes dans le biome de la toundra à la section portant sur la structure des écosystèmes (page 104).

Dans une étude entreprise pour les besoins du présent rapport (Ahern et al., 2011), on a utilisé l’analyse de l’indice de végétation par différence normalisée (IVDN) pour mesurer les tendances relatives à la productivité dans toutes les écozones+ du Canada. L’IVDN est une mesure de la capacité de photosynthèse de la couverture végétale d’après des observations faites depuis l’espace. Les couverts végétaux denses ont des IVDN positifs, tandis que la neige et la glace ont des IVDN négatifs. La carte qui résulte de cette analyse (figure 42) révèle des tendances significatives des IVDN en Arctique pour la période de 1985 à 2006. On a enregistré une tendance négative de l’IVDN seulement pour un faible pourcentage du territoire canadien, alors que la tendance était positive pour 22 % du territoire, les tendances positives les plus marquées étant associées aux régions de la toundra arctique, de la toundra alpine, de la côte du Pacifique et des prairies de l’Est.

Figure 42. Tendances relatives aux indices de végétation par différence normalisée (IVDN) dans l’écozone+ de l’Arctique, de 1985 à 2006.

Carte produite par by TerraVista Earth Imaging à partir des données fournies par le CCT.

Carte
Source : Ahern et al. (2011)
Description longue pour la figure 42

Cette carte montre la répartition spatiale des tendances des indices de végétation par différence normalisée (IVDN), de 1985 à 2006. La grande majorité des régions présentent une tendance positive des IVDN, ce qui dénote une augmentation générale de la productivité primaire.

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Tendances dans l’écozone+ de l’Arctique

Cordillère arctique : tendance à la hausse dans 9,2 % de la région; tendance à la baisse dans 0 % de la région
Le seul secteur où l’on trouve une végétation importante est la péninsule du Labrador. On enregistre une forte tendance positive de l’IVDN dans toute la péninsule, surtout dans les zones de basse altitude bordant la baie d’Ungava. Dans ce secteur, on trouve une végétation basse, caractéristique de la toundra.
Haut-Arctique : tendance à la hausse dans 6,8 % de la région; tendance à la baisse dans 0,1 % de la région
Les zones où l’on remarque particulièrement des hausses de l’IVDN sont la portion nord de l’île Banks, les péninsules Dundas et Sabine de l’île Melville, la rive sud de la baie Bowman, sur l’île de Baffin, ainsi que le secteur le long de la rive nord-ouest de la baie d’Hudson. Toutes ces zones sont dominées par une végétation de toundra.
Bas-Arctique : tendance à la hausse dans 23,8 % de la région; tendance à la baisse dans 0,3 % de la région
Des IVDN à la hausse sont associés à de vastes portions du Bas-Arctique, principalement le long de la rive nord-ouest de la baie d’Hudson, au nord-est du Grand lac de l’Ours, et dans la portion sud de la péninsule d’Ungava, où la tendance est particulièrement prononcée. Toutes les hausses ont été enregistrées dans des zones possédant une végétation de toundra.

Les changements notés sont présentés dans une perspective circumpolaire à la figure 43. Cette figure illustre les tendances régionales à l’accroissement des IVDN dans les écosystèmes de la toundra et de la taïga – les principales hausses ayant été enregistrées dans l’ouest de l’Arctique canadien, en Alaska et en Sibérie.

Figure 43. Tendances relatives à la productivité primaire établies d'après les données de télédétection, illustrées dans une perspective circumpolaire, pour la période de 1982 à 2008.

Dans les zones en gris, on n'a relevé aucune tendance significative (P ≤ 0,05); les zones en blanc ont été exclues de l'analyse. D'après les IVDN (indices de végétation par différence normalisée) des GIMMS (Global Inventory Modeling and Mapping Studies). Il est à noter que la plupart des hausses des IVDN indiquées à la figure 42 sont aussi visibles sur cette carte.

Carte
Source : Beck et Goetz (2011) (version corrigée, 2012)
Description longue pour la figure 43

Cette carte montre les tendances relatives à la productivité primaire, qui ont été établies d’après les données de télédétection recueillies de 1982 à 2008, dans la région polaire européenne et nord-américaine. Cette figure illustre les tendances régionales à l’accroissement des IVDN dans les écosystèmes de la toundra et de la taïga – les principales hausses ayant été enregistrées dans l’ouest de l’Arctique canadien, en Alaska et en Sibérie.

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Productivité primaire (biomasse) dans les écosystèmes de la toundra

La productivité primaire est généralement faible dans les écosystèmes de la toundra, et elle dépend de la latitude et de la position topographique (Bliss et Matveyeva, 1992). Gould et al. (2003) ont établi une carte de la végétation dans l’Arctique canadien (figure 44) et fourni des estimations de la biomasse (figure 45) et de la production nette des écosystèmes de la toundra (figure 46). Ils ont estimé que la production primaire nette se situait entre moins de 20 g/m2/année, dans la toundra de graminoïdes et de plantes herbacées non graminoïdes du désert polaire du Haut-Arctique, et 1 000 g/m2/année dans les zones riveraines des basses terres du Bas-Arctique (Gould et al., 2003).

Figure 44. Carte de la végétation en fonction des types fonctionnels de plantes dominants dans l’Arctique canadien.

D'après des données de radiomètre perfectionné à très haute résolution (AVHRR).

Carte
Source : Gould et al. (2003)
Description longue pour la figure 44

Cette carte de l’écozone+ Arctique montre la couverture spatiale des types fonctionnels dominants de plantes de l’Arctique canadien à l’aide de données générées par un radiomètre perfectionné à très haute résolution (AVHRR). En règle générale, la végétation plus dressée (p. ex., les arbres et les arbustes de grande taille) occupe la partie sud de l’écozone+, tandis que les arbustes nains ou de petite taille et les graminoïdes sans butte de gazon sont répartis au centre de l’écozone+; la partie nord est largement dominée par les arbustes nains prostrés cryptogames.

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Figure 45. Biomasse végétale aérienne dans l'Arctique canadien.

La biomasse est estimée en déterminant la plage de valeurs de biomasse publiées pour le type de végétation dominant dans chaque polygone de la figure 44.

Carte
Source : Gould et al. (2003)
Description longue pour la figure 45

Cette carte de l’écozone+ de l’Arctique montre la répartition spatiale de la biomasse aérienne. Selon la tendance générale, la biomasse aérienne est plus abondante (2000 à 4000 g/m2)  dans les parties sud de l’écozone+.

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Figure 46. Productivité primaire nette dans l'Arctique canadien.
Carte
Source : Gould et al. (2003)
Description longue pour la figure 46

Cette carte de l’écozone+ de l’Arctique montre la répartition spatiale de la productivité primaire nette. Selon la tendance générale, la productivité primaire des parties aériennes et souterraines combinées des plantes est plus importante (250 à 1000 g/m2/an) dans les parties méridionales de l’écozone+.

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Les recherches sur le réchauffement artificiel menées au fjord Alexandra, sur l’île d’Ellesmere, ont montré qu’une légère augmentation de la température pendant la période estivale (d’environ 1 °C) entraîne un accroissement significatif de la croissance des plantes (Jones et al., 1997; Jones et al., 1999). Des augmentations notables de la croissance ont également été notées dans des études similaires menées dans l’ensemble du biome de la toundra, dans le cadre de l’expérience internationale sur la toundra (ITEX) (Henry et Molau, 1997; Arft et al., 1999; Hollister et al., 2005; Jónsdóttir et al., 2005; Wahren et al., 2005; Walker et al., 2006; Elmendorf et al., 2012a). Une méta-analyse des changements de la phytocénose dans le réseau de l’ITEX a montré que jusqu’à huit ans de réchauffement artificiel entraînait des augmentations significatives de la croissance des arbustes et des graminoïdes (Walker et al., 2006). Elmendorf et al. (2012a) ont obtenu les mêmes profils généraux après près de 20 ans de réchauffement artificiel à certains sites (figure 47).

Figure 47. Résultats de la méta analyse des changements de la phytocénose aux sites circumpolaires de l'ITEX, après 1 à 6 ans de réchauffement artificiel.

L'abondance des espèces et la hauteur du couvert végétal ont été mesurées à l'aide des protocoles normalisés de l'ITEX (100 dénombrements ponctuels de plantes dans une parcelle de 1 m2). En moyenne, la température de l'air au-dessus du sol le jour a été augmentée de 1,5 °C par rapport à la température ambiante dans les parcelles témoins. Le pourcentage médian de changement est fondé sur la comparaison entre les parcelles expérimentales et les parcelles témoins. Les nombres entre parenthèses correspondent au nombre d'études incluses dans les calculs pour chaque catégorie. Au total, 61 études menées en milieu arctique et alpin ont été utilisées dans cette méta-analyse, dont 5 études réalisées au Canada. La majorité des études portaient sur un réchauffement artificiel pendant une période inférieure à six ans.

Graphique
Source : adapté de Walker et al. (2006)
Description longue pour la figure 47

Ce diagramme à barres montre le pourcentage de changement médian pour six catégories de la croissance de végétaux et des graminoïdes. Ces catégories sont : la hauteur moyenne du couvert végétal (35 études); les arbustes (55 études) ; les graminées, les joncs et les cypéracées (59 études) ; les plantes herbacées non graminoïdes (58 études) ; les lichens (54 études) et les mousses (56 études). On y voit que jusqu’à huit ans de réchauffement artificiel a entraîné des augmentations significatives de la croissance des arbustes et des graminoïdes.

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Les récents résultats issus d’études à long terme menées au fjord Alexandra, sur l’île d’Ellesmere, révèlent qu’il s’est produit un accroissement considérable de la biomasse (production nette) dans la toundra du Haut-Arctique canadien au cours des 20 dernières années et plus, cela en réponse au changement climatique (Hill, 2006; Hudson et Henry, 2009; Hill et Henry, 2011).

  • La biomasse de la toundra humide à cypéracées a augmenté tant au-dessus du sol que dans le sol, la hausse entre le début des années 1980 et 2005 représentant 158 %, dans le cas de la biomasse constituée par les parties aériennes de la végétation, 67 % dans le cas de la biomasse constituée par les racines, et 139 % dans le cas de la biomasse constituée par les rhizomes (figure 48) (Hill et Henry, 2011).
  • La biomasse de la communauté d’éricacées d’une combe à neige (au même site) a augmenté de 160 %, passant de 33 g/m2, en 1981, à 87 g/m2, en 2008 (Hudson et Henry, 2009). La figure 49 illustre les changements survenus dans les principaux groupes de plantes de cette communauté d’éricacées depuis 1995.

L’accroissement de la biomasse dans la communauté d’éricacées contrastait avec les effets du réchauffement artificiel à long terme au même site, où l’on n’a pas enregistré d’augmentation de la biomasse globale en réponse à un réchauffement d’environ 1 °C pendant la saison estivale (Hudson et Henry, 2010). La hausse de la température moyenne de l’air à proximité de la zone d’étude a atteint près de 2 °C au cours de la même période, et cela pourrait indiquer que certaines communautés végétales de la toundra résisteront à des élévations relativement faibles de la température (figure 50 ; voir aussi la figure 14 , portant sur les tendances du climat depuis 1950 , à la page 20).

Figure 48. Variation de la biomasse de la toundra humide à cypéracées (parties aériennes et parties souterraines) sur 25 ans au fjord Alexandra, sur l'île d'Ellesmere.
Graphique
Source : d'après Hill et Henry (2011)
Description longue pour la figure 48

Ce diagramme à barres illustre la variation des parties aériennes et souterraines de la biomasse de la toundra humide à cypéracées sur 25 ans au fjord Alexandra, dans l’île d’Ellesmere. La biomasse de la toundra humide à cypéracées a augmenté tant au-dessus du sol que dans le sol, la hausse entre le début des années 1980 et 2005 représentant 158 %, dans le cas de la biomasse constituée par les parties aériennes de la végétation, 67 % dans le cas de la biomasse constituée par les racines et 139 % dans le cas de la biomasse constituée par les rhizomes.

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Figure 49. La couverture a été mesurée dans des parcelles permanentes établies en 1992, à l'aide des protocoles de l'ITEX pour les cadres ponctuels.

La couverture a été mesurée dans des parcelles permanentes établies en 1992, à l'aide des protocoles de l'ITEX pour les cadres ponctuels.

Graphique
Source : Hudson et Henry (2009)
Description longue pour la figure 49

Ce diagramme à barres empilées montre la variation de la couverture ponctuelle (indice de biomasse) des principaux groupes fonctionnels de plantes dans la communauté d’éricacées d’une combe à neige au fjord Alexandra, dans l’île d’Ellesmere, de 1995 à 2007. Ces groupes sont : les bryophytes, les lichens, les plantes herbacées non graminoïdes, les graminoïdes, les arbustes à feuilles et les arbustes à feuilles caduques. Le diagramme montre que la biomasse de la communauté d’éricacées d’une combe à neige a augmenté, et est passée d’un indice de la biomasse totale autour de 80 en 1995 à environ 100 en 2000 et à environ 120 en 2007. Les augmentations ont été plus marquées pour les arbustes sempervirents et les bryophytes.

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Figure 50. Température annuelle moyenne de l'air à quatre sites du Haut-Arctique canadien, de 1970 à 2005.

« AF » désigne le fjord Alexandra. La variation de la température annuelle moyenne de l'air est proche de 1 °C par décennie.

Graphique
Source : Hill (2006)
Description longue pour la figure 50

Ce graphique linéaire simple montre la température annuelle moyenne de l’air à quatre sites (Eureka, Fjord Grise, Resolute, Fjord Alexandra) du Haut-Arctique canadien, de 1970 à 2005. On y voit que la variation de la température annuelle moyenne de l’air dans la région est proche d’une hausse de 1 °C par décennie.

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Étude de cas sur les fonctions et les processus écosystémiques : l’île Bylot

Cette étude de cas a été préparée par G. Gauthier et D. Berteaux aux fins de l’évaluation de la biodiversité en Arctique (CAFF, 2013), et a été révisée d’après Gauthier et al. (2013).

Description du site

L’île Bylot est située dans l’archipel arctique canadien, à 73° de latitude N et 80° de longitude O. Sur cette île de 11 067 km2, on trouve des montagnes culminant à 1 905 m, une calotte glaciaire et plusieurs glaciers. La partie sud de l’île Bylot est une plaine de 1 600 km2 décrivant une pente douce depuis le pied des montagnes (400 m d’altitude environ) jusqu’à la côte (au niveau de la mer); elle est traversée de plusieurs cours d’eau glaciaires, grands et petits (figure 51). Les polygones humides sont très nombreux dans les basses terres. La plaine est couverte d’une végétation de toundra qui est riche pour cette latitude, cela parce qu’elle est exposée au sud et qu’elle est protégée contre les vents du nord par les hautes montagnes. On y trouve surtout des arbustes nains prostrés, des graminoïdes, des plantes herbacées non graminoïdes et, dans les polygones, des milieux humides moussus à cypéracées ou graminées.

Des espèces de taille petite à moyenne dominent l’assemblage d’espèces sauvages, puisque le (Rangifer tarandus) et le bœuf musqué (Ovibos moschatus) sont absents de l’île. La faune aviaire est particulièrement riche (71 espèces recensées, dont 45 se reproduisent sur l’île) et comprend une colonie d’Oies des neiges (Chen caerulescens) comptant environ 20 000 couples. Les oies, les lemmings bruns (Lemmus trimucronatus) et les lemmings du Groenland (Dicrostonyx groenlandicus) sont les herbivores les plus abondants. Plusieurs espèces de prédateurs s’attaquant aux oiseaux, comme le renard arctique (Vulpes lagopus) et l’hermine (Mustela erminea), sont présentes.

La température annuelle moyenne est de -14,5 °C : 4,5 °C pendant la période estivale, et -32,8 °C pendant la période hivernale (Gauthier et al., 2011). De 1976 à 2010, dans la région, on a enregistré une forte tendance au réchauffement pendant l’automne (septembre à novembre), la température pendant cette saison ayant grimpé de 4,3 °C sur une période de 35 ans, de même que pendant le printemps et l’été (hausse de température de 2,8 °C pendant ces saisons au cours de la même période), mais pas pendant l’hiver (décembre à février) (Gauthier et al., 2011). Le Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC) (2007) prévoit que, dans la région, les températures annuelles moyennes de l’air en surface pour la période de 2080 à 2099 auront connu une hausse de 3 à 6 °C par rapport à la période de 1980 à 1999.

Figure 51. Île Bylot et emplacement de la station de recherche.
Photo
Photo : D. Berteaux
Description longue pour la figure 51

La partie sud de l'île Bylot, où l'on mène des études de surveillance continue et des études intensives dans les domaines de la climatologie, de l'écologie végétale et animale, de la géomorphologie et de la limnologie depuis 1989, est une plaine en pente douce, traversée de plusieurs cours d'eau glaciaires, petits et grands. La flèche indique l'emplacement de la station de recherche principale

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Surveillance et recherche

Deux zones d’étude de 100 km2 centrées dans les vallées glaciaires sont le lieu d’études de surveillance continue et d’études observationnelles et expérimentales intensives dans les domaines de la climatologie, de l’écologie végétale et animale, de la géomorphologie et de la limnologie depuis 1989. Les espèces le plus intensivement étudiées comprennent l’Oie des neiges, le renard arctique, le Harfang des neiges (Bubo scandiacus), le Labbe à longue queue (Stercorarius longicaudus), le Bruant lapon (Calcarius laponnicus) et, plus récemment, plusieurs espèces d’oiseaux de rivage. On surveille également la production végétale annuelle dans les milieux humides, la phénologie des plantes et l’abondance saisonnière des insectes. On a recueilli les connaissances traditionnelles sur les renards et les oies auprès de membres de la communauté de Pond Inlet, située au sud de l’île Bylot (Gagnon et Berteaux, 2006; Gagnon et Berteaux, 2009).

Principaux résultats

Sur l’île Bylot, la dynamique trophique est dominée par les cycles réguliers, d’une durée de trois à quatre ans, de l’abondance des lemmings (figure 52). Les populations de lemmings bruns fluctuent de manière importante (d’un facteur supérieur à 40), mais celles de lemmings variables changent relativement peu (d’un facteur 4) (Gruyer et al., 2008). Les prédateurs, comme les renards, les hermines, les harfangs et les labbes, suivent étroitement ces fluctuations, et on voit leur nombre, leur activité reproductrice et leur taux de consommation de lemmings augmenter énormément les années où l’abondance des lemmings connaît un pic (Therrien, 2012; Tarroux et al., 2012). Cela a des effets indirects sur d’autres espèces, comme les Oies des neiges, en partie parce que les prédateurs communs aux lemmings et à ces autres espèces changent de proies (Bety et al., 2002). Le broutage par les oies a une incidence importante sur la végétation des milieux humides pendant l’été, mais la consommation de végétaux par les lemmings semble avoir peu d’effet sur la productivité végétale, même les années où leur abondance est forte (Gauthier et al., 2004). Un modèle de l’équilibre trophique a montré que moins de 10 % de la production primaire annuelle totale est consommée par les herbivores, mais que 20 à 100 % de la production d’herbivores est consommée par les prédateurs (Legagneux et al., 2012). Cela laisse supposer que la prédation joue un rôle déterminant dans le fonctionnement de cet écosystème.

Figure 52. Tendances temporelles relatives à l’abondance des lemmings et à l’activité reproductrice des renards arctiques et des Harfangs des neiges.

La figure montre, pour l'île de Bylot : les tendances relatives aux lemmings (lemmings bruns et lemmings variables combinés), l'activité reproductrice du renard arctique, et l'activité reproductrice des Harfangs des neiges.

Graphique
Source : Fourni par G. Gauthier et D. Berteaux
Description longue pour la figure 52

Ce graphique hybride à barres et linéaire indique les tendances temporelles relatives à l’abondance du lemming et aux activités reproductrices du renard arctique et du harfang des neiges pour la période de 1992 à 2012. À l’aide des données sur la densité de la population de lemmings, les tanières de renard arctique connues, les tanières de renard arctiques avec petits et les nids de harfang des neiges, le graphique révèle que la dynamique trophique sur l’île Bylot est dominée par des cycles réguliers de trois à quatre ans d’abondance du lemming. Bien que le nombre total de tanières de renard arctique ait constamment augmenté au cours de cette période, le nombre de tanières avec petits a fluctué en fonction des tendances relatives à la densité de la population de lemmings. L’abondance de nids de harfang des neiges correspondait aux tendances liées à la densité de la population de lemmings.

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Les apports allochtones (énergie et ressources importées de l’extérieur de l’écosystème) peuvent être importants pour maintenir des populations de prédateurs élevées. Par exemple, les fortes populations d’oies, qui sont en partie alimentées par les sources de nourriture en milieu agricole exploitées pendant l’hiver, peuvent aider à maintenir les populations de renards, surtout les années où l’abondance des lemmings est faible (Giroux et al., 2012a). L’hiver, les prédateurs comme les Harfangs des neiges et les renards arctiques utilisent la glace de mer pendant de longues périodes, même si ce comportement peut varier d’une année à l’autre dans le cas des renards (Therrien et al., 2011; Tarroux et al., 2012), et leur survie peut donc dépendre du milieu marin.

Pendant la durée de l’étude, l’environnement de l’île Bylot a connu de profonds changements du point de vue de la température et des caractéristiques de la neige (Gauthier et al., 2013). Le nombre cumulatif de degrés-jours de dégel a augmenté de 37 % (figure 53) entre 1989 et 2011, et les températures moyennes ont connu une hausse pendant le printemps et l’été, dont une hausse de 3 °C par décennie en juin, au cours de la même période. La date de la fonte des neiges a avancé de 4 à 7 jours entre 1989 et 2012, et l’épaisseur de neige s’est accrue de 48 % entre 1994 et 2010. On n’a enregistré aucune tendance relative à la température annuelle moyenne du sol à une profondeur de 10 cm.

Figure 53. Nombre cumulatif de degrés-jours de dégel (température supérieure à 0 °C) dans la vallée Qarlikturvik, sur l'île Bylot, de 1989 à 2011.

Les lignes avec les points indiquent la moyenne pour la période entière.

Graphique
Source : Gauthier et al. (2013)
Description longue pour la figure 53

Ce graphique linéaire simple illustre le nombre cumulatif de degrés-jours de dégel (température supérieure à 0 °C) dans la vallée Qarlikturvik, sur l’île Bylot, de 1989 à 2011. On constate que le nombre cumulatif de degrés-jours de dégel par année a connu une augmentation de 37 % au cours de cette période.

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La tendance temporelle la plus marquée que l’on a détectée sur l’île Bylot est le quasi-doublement (accroissement de 87 %) de la production annuelle des parties aériennes des graminoïdes (surtout le Dupontia fisheri et l’Eriophorum scheuchzeri) dans les milieux humides sur une période de 20 ans (figure 54). Ce phénomène est en grande partie attribuable à la hausse des températures estivales – la somme des degrés-jours de dégel explique une portion significative de la variation annuelle de la croissance des plantes (Gauthier et al., 2011). La fraction de la production primaire consommée par les herbivores a également connu un déclin au fil du temps. La variation climatique annuelle est le principal déterminant de la production annuelle de jeunes chez plusieurs oiseaux migrateurs, dont l’Oie des neiges, puisque les températures élevées au printemps accroissent leur effort de reproduction et avancent leur phénologie (Dickey et al., 2008; Morrissette et al., 2010).

Figure 54. Tendances temporelles relatives à la biomasse sèche vivante constituée par les parties aériennes des graminoïdes dans les milieux humides de l'île Bylot, de 1990 à 2010.

Moyenne ± écart-type (n = 12 échantillons par année; équation de la tendance fondée sur les échantillons individuels).

Graphique
Source : Gauthier et al. (2011)
Description longue pour la figure 54

Ce graphique linéaire simple montre les tendances temporelles de la biomasse sèche vivante constituée par les parties aériennes des graminoïdes, mesurée en grammes par mètre carré, dans les milieux humides de l’île Bylot, de 1990 à 2010. On constate un quasi-doublement (accroissement de 87 %) de la production annuelle de la biomasse sèche vivante constituée par les parties aériennes des graminoïdes dans les milieux humides sur une période de 20 ans, atteignant son plus haut niveau en 2000.

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Malgré ces liens puissants avec la température et la tendance au réchauffement observée, on n’a pas encore noté de tendances induites par le climat dans la plupart des populations d’espèces sauvages (Gauthier et al., 2013). Rien n’indique que les cycles des lemmings se soient atténués ou aient disparu au cours des récentes années, comme cela s’est produit à d’autres sites. Cependant, de récentes analyses laissent supposer que l’épaisseur et la qualité (densité) de la neige peuvent avoir une incidence sur l’abondance des lemmings en hiver de même que sur l’amplitude des fluctuations cycliques (Duchesne et al., 2011; Bilodeau et al., 2013a; Bilodeau et al., 2013b). La population d’Oies des neiges a augmenté de manière considérable au cours des 25 dernières années, mais cela est attribuable à des phénomènes qui ne sont pas liés à ce qui se passe en Arctique (par exemple la modification des pratiques culturales dans leurs aires d’hivernage) (Gauthier et al., 2005).

Néanmoins, le fait que les organismes des niveaux trophiques inférieurs (plantes) réagissent plus rapidement au réchauffement du climat que ceux des niveaux supérieurs (herbivores et prédateurs) pourrait créer un décalage trophique. On a déjà relevé des signes de ce phénomène chez les oies. Les années où le printemps est précoce, la croissance des oisons est réduite, parce que les plantes arrivent à maturité trop tôt et que les œufs éclosent trop tard, c’est-à-dire après le pic de qualité nutritive des plantes (Dickey et al., 2008; Gauthier et al., 2013) (M. Doiron, données non publiées). La date médiane à laquelle les oies pondent leurs œufs est liée à la fonte nivale : plus la neige fond tôt, plus les oies pondent tôt (figure 55) (Gauthier et al., 2013). Cependant, il y a sous-compensation par les oies : quand la date de la fonte de la neige avance de 10 jours, la date de la ponte n’avance que de 3,8 jours chez les oies. La croissance des plantes suit beaucoup plus étroitement les variations de la fonte des neiges, ce qui indique une possible désynchronisation du moment de la ponte et de l’approvisionnement en nourriture riche en éléments nutritifs, les années où la fonte est précoce.

Figure 55. Date de ponte annuelle moyenne chez les oies, et lien entre la date de ponte chez les oies et la date à laquelle le manteau neigeux a fondu à 50 % dans la vallée Qalikturvik, sur l'île Bylot, de 1989 à 2012.

À la figure (a), les barres correspondent aux valeurs du 25e et du 75e centile. La droite de régression, à la figure (a), n'est pas significative.

Graphiques
Source : Gauthier et al. (2013)
Description longue pour la figure 55

Cette figure comprend deux graphiques linéaires simples. Le premier montre la date de ponte annuelle moyenne chez les oies de 1989 à 2012 et le deuxième est un diagramme de dispersion qui indique la date à laquelle le manteau neigeux a fondu de 50 %. En se basant sur ces deux graphiques, on peut établir un lien entre la date moyenne de ponte chez les oies et la fonte nivale : plus la neige fond tôt, plus les oies pondent tôt.

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Les changements écosystémiques comprennent également des modifications touchant la répartition des espèces et les milieux humides. Le renard roux (Vulpes vulpes) a fait son apparition sur l’île Bylot à la fin des années 1940 (Gagnon et Berteaux, 2009), et il s’y reproduit maintenant régulièrement. L’assèchement et la disparition de certains milieux humides productifs à cause de la rapide érosion thermique des veines de glace formant des polygones pendant les périodes de fort écoulement printanier sont des phénomènes préoccupants dans la région, parce que ceux-ci sont susceptibles de s’accentuer avec le réchauffement du climat (Fortier et al., 2007). La majeure partie de l’île Bylot fait partie du parc national Sirmilik depuis 2001, et cette étude a été une source de données importante pour l’évaluation des possibles changements de l’intégrité écologique du parc (McLennan et al., 2012). Cependant, l’Unité de gestion du Nunavut, qui fait partie de Parcs Canada, a maintenant adopté un protocole beaucoup moins détaillé pour la surveillance de l’intégrité écologique, qui ne comprend pas la surveillance de espèces sauvages sur l’île Bylot (D. Berteaux, comm. pers.).

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Facteurs de stress anthropiques touchant les fonctions et les processus écosystémiques

Changement climatique

Le changement climatique est un facteur de stress important pour les écosystèmes de la toundra en général (ACIA, 2005). À l’échelle locale, les effets des routes et les autres possibles perturbations d’origine humaine ne sont pas non plus négligeables.

On s’attend à ce que le changement climatique touche la planète entière, mais les modèles de circulation générale indiquent invariablement que c’est dans les régions polaires que le réchauffement du climat sera le plus grave (ACIA, 2005; IPCC, 2007). Actuellement, la vitesse du réchauffement en Arctique est deux fois plus grande que la vitesse moyenne à l’échelle du globe, et certains des changements les plus prononcés se sont produits dans des régions de l’Arctique canadien (IPCC, 2007; AMAP, 2011). Les données paléoécologiques confirment que le réchauffement du climat en Arctique au cours du dernier siècle s’éloigne considérablement de la normale des 400 précédentes années; même si l’origine du changement climatique comporte une composante naturelle, notamment les changements aux échelles régionales et temporelles qui sont liés aux oscillations, il est évident que l’augmentation des gaz à effet de serre dans l’atmosphère, qui est attribuable à l’activité humaine, constitue un facteur de stress anthropique considérable pour les processus et les fonctions des écosystèmes en Arctique. Les effets de ce facteur de stress sont évoqués dans la présente section et dans d’autres parties du présent rapport. Voir également la section sur les tendances du climat depuis 1950 (page 20).

Le changement climatique est causé par l’augmentation des gaz à effet de serre attribuable à l’activité humaine (IPCC, 2007). Les tendances décrites par le principal gaz à effet de serre, c’est-à-dire le dioxyde de carbone, sont illustrées à la figure 56. Les échantillons d’air recueillis à Alert, au Nunavut, à l’écart de toute interférence provenant de sources locales, sont représentatifs des concentrations atmosphériques de dioxyde de carbone à l’échelle planétaire. Les fluctuations annuelles sont dues aux rejets saisonniers de dioxyde de carbone liés à la croissance des plantes dans l’hémisphère Nord. Les échantillons de gaz provenant de carottes de glace prélevées en Antarctique révèlent une hausse rapide des concentrations de dioxyde de carbone, qui étaient auparavant stables, à partir de la fin du XIXe siècle.

Figure 56. Tendances des concentrations atmosphériques de dioxyde de carbone mesurées à Alert, au Nunavut, de 1975 à 2010, et tendances sur un millénaire, d’après des carottes de glace prélevées en Antarctique.

Les mesures faites à Alert sont fondées sur des échantillons d'air prélevés sur une base hebdomadaire.

Les tendances à long terme sont fondées sur l'analyse des gaz contenus dans des carottes de glace prélevées à trois emplacements en Antarctique.

Graphiques
Source : (A) Environnement Canada (2012b); (B) Ahn et al. (2012)
Description longue pour la figure 56

Cette figure est composée de deux graphiques linéaires. Le premier indique les tendances liées au dioxyde de carbone atmosphérique observées à Alert, au Nunavut, entre 1975 et 2010. La ligne de tendance indique que le dioxyde de carbone atmosphérique a constamment augmenté au cours de cette période, passant de 335 ppm approximativement à un peu moins de 390 ppm. Le deuxième graphique indique les quantités de dioxyde de carbone atmosphérique mesuré sur trois sites antarctiques, soit WAIS Divide (OSU), Law Dome (CMAR, 2006) et Dronning Maud Land (Bern, 2005) au cours du dernier millénaire. Le dioxyde de carbone a augmenté rapidement sur ces sites après 1800.

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Autres facteurs de stress à l’échelle mondiale

Il existe d’autres facteurs de stress anthropiques liés à des changements à grande échelle qui ont des effets avérés ou présumés sur la biodiversité en Arctique, souvent par l’intermédiaire de leur interaction avec le changement climatique. On ne les abordera pas de manière approfondie puisque cela dépasse la portée du présent rapport. Les changements atmosphériques susceptibles d’affecter la biodiversité comprennent l’appauvrissement de la couche d’ozone et l’augmentation du rayonnement UV-B qui en découle (ACIA, 2005), de même que la brume arctique (voir l’encadré ci-dessous). L’effet du carbone noir (suie) provenant de sources naturelles et industrielles constitue une nouvelle source de préoccupation. L’effet net du carbone noir (tant le carbone noir dans l’atmosphère que celui qui se dépose sur la neige) sur le climat de l’Arctique est complexe, et il n’est pas bien compris, la plupart des études à son sujet étant fondées sur la modélisation des facteurs d’interaction. Les analyses par modélisation montrent que l’effet du carbone noir atmosphérique varie considérablement en fonction de l’altitude à laquelle il se trouve dans l’atmosphère (Flanner, 2013).

Brume arctique

Dans les années 1990, on a remarqué la présence d’une brume inhabituelle dans l’Arctique, que l’on a ensuite reliée à des émissions d’aérosols contenant soufrés et nitrés. Les émissions atmosphériques produites par la fusion du fer, surtout en Russie, constituaient la principale source de ces aérosols. Grâce à la mise en œuvre de normes internationales plus strictes à l’égard des émissions, on a réduit les sources de soufre. La production de métaux non ferreux demeure la principale source d’émissions de gaz acidifiants dans l’atmosphère en Arctique (AMAP, 2006). Les installations de production d’énergie et l’industrie minière sont d’autres sources anthropiques importantes d’émissions de soufre en Arctique ou à proximité de l’Arctique. Parmi les sources d’émissions d’azote en Arctique figurent les transports, en particulier le transport des marchandises ainsi que les activités pétrolières et gazières. La surveillance exercée à Alert a montré que, même si les aérosols soufrés ont diminué, les concentrations d’aérosols contenant du nitrate augmentent pendant la période où se forme la brume. Les feux de forêt produisent de la suie, ce qui contribue à générer la brume.

Les sources et les effets des polluants atmosphériques acidifiants et de la brume arctique sont étroitement liés à d’autres problèmes environnementaux, même si on ne comprend pas bien la nature de ces relations. Par exemple, on ne sait pas exactement quelle incidence le changement climatique aura sur l’acidification et sur la pollution causant la brume arctique dans le futur. Les effets des aérosols générant la brume sur le climat de l’Arctique sont compliqués par les rétroactions entre les aérosols, les nuages, le rayonnement, la neige et la couverture de glace, de même que par les processus de transport vertical et horizontal. On ne sait pas encore si les aérosols polluants entraînent un réchauffement ou un refroidissement global, ou si la brume elle-même pourrait avoir un effet sur les écosystèmes de l’Arctique (AMAP, 2006).

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