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Rapport technique thématique no 9.- Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada

Ce rapport est aussi disponible en version PDF. Rapport technique thématique no 9. - Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l'écologie dans le nord du Canada (PDF, 1.2 Mo)

Information sur le document

Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada

Couverture de la publication

S. SmithFootnote[1]

Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010
Rapport technique thématique no 9
Publié par les Conseils canadiens des ministres des ressource

Catalogage avant publication de Bibliothèque et Archives Canada

Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada.

Publ. aussi en anglais sous le titre :
Trends in permafrost conditions and ecology in northern Canada.

Monographie électronique en version PDF.
ISBN 978-1-100-97771-3
No de cat. : En14-43/9-2011F-PDF

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Ce rapport devrait être cité comme suit :
Smith, S. 2011. Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada. Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010, Rapport technique thématique no 9. Conseils canadiens des ministres des ressources. Ottawa, (Ont.). iii + 23 p.

© Sa Majesté la Reine du chef du Canada, 2011
Also available in English

Footnotes

Footnote 1

Commission géologique du Canada, Ressources naturelles Canada

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Préface

Les Conseils canadiens des ministres des ressources ont élaboré un Cadre axé sur les résultats en matière de biodiversitéFootnote1 en 2006 pour mettre l’accent sur les mesures de conservation et de restauration conformément à la Stratégie canadienne de la biodiversitéFootnote2. Le rapport Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010Footnote3 a été le premier rapport rédigé suivant ce cadre. Il permet d’évaluer les progrès réalisés en vue d’atteindre l’objectif du cadre, à savoir des « écosystèmes sains et diversifiés » et d’obtenir les deux résultats souhaités en matière de conservation : i) des écosystèmes productifs, résilients et diversifiés capables de se rétablir et de s’adapter et ii) la restauration des écosystèmes endommagés.

Les 22 constatations clés récurrentes présentées dans Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010 sont issues de la synthèse et de l’analyse des rapports techniques préparés dans le cadre du présent projet. Plus de 500 experts ont participé à la rédaction et à l’examen de ces documents de base. Le présent document, Tendances relatives aux conditions du pergélisol et à l’écologie dans le nord du Canada, s’inscrit au nombre de plusieurs rapports préparés sur la situation et les tendances de thèmes nationaux intersectoriels. Il a été préparé et révisé par des experts du domaine d’étude et reflète les points de vue des auteurs.

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Remerciements

Un soutien a été fourni par Ressources naturelles Canada et par le programme de l’Année polaire internationale du gouvernement fédéral. Je remercie également l’examinateur du présent rapport.

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Système de classification écologique – écozones+

Une version légèrement modifiée des écozones terrestres du Canada, décrite dans le Cadre écologique national pour le CanadaFootnote4, a permis de déterminer les zones représentatives d’écosystèmes pour tous les rapports compris dans le présent projet. Les modifications comprennent : un ajustement des limites terrestres pour tenir compte des améliorations résultant des activités de vérification au sol; la fusion des trois écozones de l’Arctique en une seule écozone; l’utilisation de deux écoprovinces, à savoir le bassin intérieur de l’Ouest et la forêt boréale de Terre-Neuve; l’ajout de neuf zones marines représentatives d’écosystèmes; et l’ajout de l’écozone des Grands Lacs. Ce système de classification modifié est appelé « écozones+ » dans ces rapports afin d’éviter toute confusion avec les « écozones » mieux connues du cadre initialFootnote5.

Cadre de classification écologique pour le Rapport sur l'état et les tendances des écosystèmes du Canada.

carte

Description longue pour la carte de l'écozone+ du Canada

Cette carte du Canada montre le cadre de classification écologique pour le Rapport sur l'état et les tendances des écosystèmes, appelé « écozones+ ». Cette carte illustre la répartition des 15 écozones+ terrestres, deux grandes écozones+ de lacs et neuf écozones+ marines.

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Introduction

Le pergélisol désigne un sol, de la roche ou des sédiments dont la température demeure inférieure à 0 °C durant au moins deux années consécutives. L’influence majeure du pergélisol sur l’environnement et les processus biophysiques tient surtout à la glace qu’il renferme sous forme de glace interstitielle, de lentilles de glace, de coins de glace ou d’autres masses de glace (Mackay, 1972). La région de pergélisol couvre plus ou moins la moitié de la masse terrestre du Canada (Figure 1). Dans la partie nord de cette région, le pergélisol est continu et peut atteindre plusieurs centaines de mètres de profondeur et des températures inférieures à −5 °C (Heginbottom et al., 1995; Smith et al., 2001a). Dans la partie sud, le pergélisol devient discontinu et irrégulier et s’amincit jusqu’à n’avoir plus que quelques mètres de profondeur. À la limite sud de la région de pergélisol, la température souterraine s’approche de 0 °C (par exemple Smith et al., 2008).

Figure 1. Carte du pergélisol au Canada.

carte

Description longue pour la figure 1

Cette carte montre la zone de pergélisol au Canada, divisée en quatre zones de pergélisol. La zone de pergélisol continue comprend l'Arctique, la majeure partie de la taïga de la Cordillère et les parties nordiques des écozones+ de la taïga des plaines, de la taïga du bouclier et des plaines hudsoniennes. La grande zone discontinue de pergélisol comprend la partie nord de la Cordillère boréale, les régions du Grand lac de l'Ours et du Grand lac des Esclaves, elle s'étend au sud de la baie d'Hudson et le long de la frontière nord de l'est du bouclier de la taïga. La zone de pergélisol sporadique comprend la partie sud des écozones+ de la cordillère boréale, des plaines de la taïga, des plaines hudsoniennes et du bouclier de la taïga de la Cordillère et s'étend aussi loin au sud que les parties nord des écozones+ maritime du Pacifique, de la cordillère montagnarde, des plaines boréales et du bouclier boréal. La zone montagnarde de pergélisol comprend la partie sud de l'écozone+ de la Cordillère montagnarde et des parties des écozones+ maritime du Pacifique, maritime de l'Atlantique, et de la forêt boréale de Terre-Neuve.

Source : Adapté de Heginbottom et al. (1995)

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La couche active est la partie supérieure du sol qui dégèle chaque été et qui regèle en hiver. Elle repose sur le pergélisol et son épaisseur dépend d’un certain nombre de facteurs, notamment les facteurs climatiques et locaux tels que la couverture de neige, la végétation, la présence d’une couche organique, l’humidité du sol et les matériaux de surface (Smith et al., 2001a). L’épaisseur de la couche active varie de moins de 0,5 m dans les sols organiques végétalisés à plusieurs mètres dans les secteurs d’affleurements rocheux (Smith et al., 2001a). En général, l’humidité et les flux de gaz demeurent confinés à la couche active, soumise au dégel saisonnier. Ainsi, le pergélisol et les caractéristiques de la couche active peuvent avoir des effets sur les processus physiques et chimiques qui, combinés au climat, façonnent le paysage, les communautés végétales et les écosystèmes, de la forêt boréale à la toundra (par exemple Mackay, 1995; Walker et al., 2004; Kokelj et Burn, 2005; Lewkowicz et Harris, 2005; Kokelj et al., 2007a).

Dans le passé, la superficie et la profondeur du pergélisol ont évolué sous l’effet des changements climatiques qui se sont produits à l’échelle de quelques décennies, de plusieurs siècles, voire de millénaires. Sous un climat froid, la superficie et l’épaisseur du pergélisol augmentent, tandis que le réchauffement climatique provoque l’épaississement de la couche active et l’amincissement ou même la disparition du pergélisol. L’évolution des conditions du pergélisol durant les quelques derniers millénaires a été étudiée par Smith et Burgess (2004) et Smith et al. (2001a). Dans des conditions plus chaudes du milieu de l’Holocène, entre 6 000 et 9 000 ans passés, la limite sud du pergélisol était au nord de son emplacement actuel et les couches actives étaient généralement plus épaisses aux endroits où le pergélisol était présent (par exemple Burn et al., 1986; Zoltai, 1995). Après cette période douce, le froid qui s’est installé, il y a environ 3 700 à 5 000 ans, a provoqué une nouvelle augmentation de la superficie du pergélisol (par exemple Zoltai, 1993; Vardy et al., 1998).

Au cours du Petit Âge glaciaire, soit entre les années 1550 à 1850, sous des températures environ 1 °C plus basses qu’aujourd’hui, le pergélisol s’étendait plus au sud (par exemple Vitt et al., 1994). À l’extrémité sud de la zone de pergélisol discontinu, une partie de ce pergélisol a persisté dans les sols organiques, en particulier dans les tourbières peuplées de Sphagnum (Halsey et al., 1995). Cette situation s’explique par la présence d’une épaisse couche de tourbe isolante qui a préservé le pergélisol jusqu’à ce jour, et ce, malgré le réchauffement du climat. Depuis les 20 à 30 dernières années, un réchauffement du pergélisol a été observé dans l’ensemble de la zone de pergélisol. Nous examinerons ici l’évolution récente des conditions du pergélisol.

Au cours du prochain siècle, le réchauffement climatique devrait modifier les conditions du pergélisol. Dans la partie sud de la zone de pergélisol discontinu, le pergélisol déjà plus chaud et mince qu’ailleurs pourrait finir par disparaître complètement, tandis que dans les zones de pergélisol plus profond et froid, le réchauffement prévu pourrait fort bien faire épaissir la couche active et réduire la profondeur du pergélisol (Smith et Burgess, 2004). D’après des simulations réalisées dans le cadre d’une étude à l’échelle circumpolaire, l’épaisseur de la couche active pourrait s’accroître de 20 à 60 % d’ici un siècle (ACIA, 2005). Signalons toutefois que les modèles à cette échelle ont souvent recours à des représentations généralisées des conditions de végétation et des caractéristiques des matériaux géologiques, deux facteurs qui influencent fortement la réponse thermique du pergélisol. D’après les résultats d’études de modélisation des milieux boréaux et de toundra de la vallée du Mackenzie, une des régions qui connaissent depuis quelque temps les plus fortes hausses de température atmosphérique, tout indique que le réchauffement climatique entraînera d’ici un siècle une augmentation de 15 à 40 % de la profondeur du dégel, légèrement atténuée dans les zones recouvertes d’une épaisse couche organique (Woo et al., 2007).

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Notes

Note 1

Environnement Canada. 2006. Un cadre axé sur les résultats en matière de biodiversité pour le Canada. Conseils canadiens des ministres des ressources. Ottawa, ON.p.

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Note 2

Groupe de travail fédéral-provincial-territorial sur la biodiversité. 1995. Stratégie canadienne de la biodiversité : réponse du Canada à la Convention sur la diversité écologique. Environnement Canada, Bureau de la Convention sur la biodiversité. Ottawa, ON. 80 p.

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Note 3

Les gouvernements fédéral, provinciaux et territoriaux du Canada. 2010. Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010. Conseils canadiens des ministres des ressources. Ottawa, ON. vi + 148 p.

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Note 4

Groupe de travail sur la stratification écologique. 1995. Cadre écologique national pour le Canada. Agriculture et Agroalimentaire Canada, Direction générale de la recherche, Centre de recherches sur les terres et les ressources biologiques et Environnement Canada, Direction générale de l’état de l’environnement, Direction de l’analyse des écozones. Ottawa/Hull, ON. 144 p. Rapport et carte nationale 1/7 500 000.

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Note 5

Rankin, R., Austin, M. et Rice, J. 2011. Système de classification écologique pour le Rapport sur l’état et les tendances des écosystèmes. Biodiversité canadienne : état et tendances des écosystèmes en 2010, Rapport technique thématique no 1. Conseils canadiens des ministres des ressources. Ottawa, ON.

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Figures et table

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Conséquences de l’évolution des conditons de pergélisol

Caractéristique importante du paysage du Nord canadien, le pergélisol a des effets sur l’environnement biophysique. Les conditions du pergélisol, les processus hydrologiques, les conditions du sol et la végétation sont fortement interdépendants (Jorgenson et al., 2001; Hinzman et al., 2005). Le pergélisol et son sol chargé de glace forment essentiellement le fondement physique de plusieurs communautés végétales et écosystèmes. Voilà pourquoi l’évolution des conditions du pergélisol, qu’elle soit le résultat de processus naturels, de changements climatiques ou d’activités anthropiques, risque d’avoir des répercussions sur les écosystèmes aquatiques et terrestres.

Plusieurs publications récentes (par exemple Woo et al., 1992; Brown et al., 2004; Smith et Burgess, 2004; Conseil du bassin du fleuve Mackenzie, 2004; ACIA, 2005) examinent les relations entre les conditions du pergélisol, l’hydrologie et la végétation, y compris les répercussions du réchauffement et du dégel du pergélisol sur les écosystèmes aquatiques et terrestres. De grandes quantités d’humidité restent emprisonnées dans le pergélisol sous forme de glace souterraine, à peine recouverte d’une mince couche (souvent inférieure à 1 mètre [m]) de sol superficiel, la couche active, soumise au gel et au dégel annuels. Là où l’on trouve du pergélisol, les échanges d’humidité et de gaz ainsi que les processus biologiques se limitent en grande partie à la couche active en période de dégel. Par l’influence qu’il exerce sur l’infiltration, le ruissellement, les réserves d’eau souterraine et l’écoulement de ces dernières, le sol gelé joue un rôle de premier plan dans l’hydrologie des régions nordiques (Woo et al., 1992).

L’épaisseur de la couche gelée et de la couche active a des effets sur la profondeur de la zone d’enracinement et sur les conditions d’humidité du sol, deux facteurs importants pour assurer la succession et la croissance des végétaux, mais aussi indirectement liés au cycle hydrologique par le biais de l’évapotranspiration (Woo et al., 1992; Hinzman et al., 2005).

La modification du bilan énergétique de surface qui résulte, par exemple, des variations de la couverture végétale dues à des processus naturels (par exemple les incendies), à des activités anthropiques (par exemple le défrichage à des fins de construction d’infrastructure) ou à des changements climatiques (température atmosphérique et précipitations) peut provoquer une hausse de température à la surface du sol, ainsi que le réchauffement et le dégel du pergélisol (par exemple Mackay, 1995; Burgess et Smith, 2003; Smith et al., 2008). Le dégel du pergélisol et des grandes quantités de glace qu’il renferme s’accompagne parfois de formation de thermokarsts par suite de l’affaissement du sol (Jorgenson et al., 2008). Comme les conditions de glace souterraine varient d’un endroit à l’autre, on observe parfois un affaissement différentiel qui crée de nouvelles irrégularités topographiques. Les conséquences de la formation de ces thermokarsts dépendent de l’état de la glace souterraine et des conditions de drainage. Des étangs thermokarstiques peuvent se former lorsqu’un sol chargé de glace et mal drainé s’affaisse.

Dans les régions subarctiques et boréales, l’inondation des racines des arbres peut se produire lorsque le drainage est mauvais et entraîner un changement dans la structure de l’écosystème, lorsque les forêts sont remplacées par des prairies humides de carex, des tourbières ainsi que des étangs et des lacs thermokarstiques (Jorgenson et al., 2001; Hinzman et al., 2005; Jorgenson et Osterkamp, 2005). La modification des conditions souterraines et le passage d’un type d’écosystème à un autre s’accompagnent inévitablement de changements dans la productivité biologique, la biomasse, les échanges gazeux, le cycle nutritif, la végétation et la biodiversité (Racine et al., 1998; Lloyd et al., 2003; Lantz et al., 2009). Dans les zones de tourbières, les plateaux de tourbe gelés qui sont normalement boisés peuvent être remplacés par des étangs ou des milieux humides de carex lorsque la tourbière riche en glace et le sol minéral sous-jacent dégèle et s’affaisse (Burgess et Tarnocai, 1997; Smith et al., 2008). C’est ainsi que des tourbières boisées se transforment en tourbières minérotrophes (Aylsworth et Kettles, 2000; Christensen et al., 2004; Hinzman et al., 2005). Globalement, la formation de thermokarsts peut donner naissance à un nouvel écosystème favorable aux oiseaux et autres espèces aquatiques, remplaçant ainsi l’écosystème boisé où vivaient des oiseaux et des mammifères terrestres (Hinzman et al., 2005). Il a également été observé que des processus thermokarstiques, y compris l’expansion des lacs résultant de l’effondrement dû au dégel (Kokelj et al., 2009a), modifient la composition chimique des lacs de la toundra, ce qui pourrait avoir des répercussions sur les écosystèmes aquatiques (Kokelj et al., 2009b).

Par ailleurs, les tourbières gelées renferment une grande quantité de carbone. Le réchauffement climatique dans les régions de pergélisol peut donc avoir une incidence sur le cycle du carbone en raison de leurs effets sur les sources et les puits de gaz à effet de serre associés au dégel ou à l’incendie des tourbières affectées par le pergélisol (par exemple Robinson et Moore, 2000).

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Plus le pergélisol dégèle en profondeur, plus les barrières qui empêchent l’eau de s’infiltrer dans le sol se désagrègent. Suivant les précipitations et les conditions du sol (c’est-à-dire les caractéristiques de drainage), les couches superficielles du sol risquent de se dessécher, une éventualité susceptible d’avoir des répercussions sur la dynamique des écosystèmes (Yoshikawa et Hinzman, 2003). Cette sécheresse pourrait bien augmenter la vulnérabilité de la végétation aux incendies de forêt (Hinzman et al., 2004; Hinzman et al., 2005).

Si la couche active s’épaissit et des brèches se forment dans le pergélisol, le drainage vers la subsurface risque d’augmenter et de toucher éventuellement les milieux humides, les étangs et les lacs (Smith et al., 2005a). Plusieurs études signalent une tendance à l’assèchement de lacs thermokarstiques et d’autres plans d’eau de diverses régions, par exemple dans la plaine Old Crow du Yukon (Labrecque et al., 2001), en Alaska (Yoshikawa et Hinzman, 2003) et en Sibérie (Smith et al., 2005a). Dans les endroits où le pergélisol renferme une grande quantité de glace souterraine, le dégel et l’érosion des chenaux d’écoulement risquent d’entraîner le drainage catastrophique de lacs, comme cela s’est déjà produit dans le nord-ouest du Canada (Marsh et Neumann, 2001; Marsh, 2008; Marsh et al., 2009).

Toute modification du pergélisol qui entraîne une transition vers des milieux plus secs, comme la toundra arbustive ou forestière, peut causer la perte d’écosystèmes aquatiques. Certaines communautés végétales incapables de coloniser les sols froids et mal drainés qui reposent sur le pergélisol pourraient prospérer sous des conditions plus chaudes et plus sèches. Sur la rive des étangs thermokarstiques, par exemple, l’assèchement qui découlerait d’une amélioration du drainage pourrait favoriser la croissance d’arbres et de grands arbustes (Lloyd et al., 2003; Hinzman et al., 2004; Hinzman et al., 2005). Signalons en outre que la croissance de ces arbres et arbustes pourrait aussi avoir des effets sur le régime thermique du sol et les conditions du pergélisol en favorisant l’accumulation de neige, ce qui créerait des conditions propices au réchauffement de la subsurface en hiver et à une nouvelle dégradation du pergélisol (Smith, 1975).

Dans le désert polaire de l’Extrême Arctique, les milieux humides épars, dont les conditions hydrologiques et écologiques sont essentielles à la survie des végétaux, des insectes, des oiseaux et des rongeurs, ont absolument besoin d’une nappe phréatique de niveau suffisamment élevé (Woo et Young, 1998). En limitant le drainage, une couche active mince aide à maintenir le niveau de la nappe phréatique. Par contre, tout épaississement de la couche active qui résulterait du réchauffement du sol risque d’améliorer le drainage et d’abaisser le niveau de la nappe phréatique. En outre, si le dégel du pergélisol sous-jacent, chargé de glace, provoque un effondrement et de l’érosion, la nappe phréatique risque fort de disparaître et des processus thermokarstiques viendront disséquer le paysage et vider les milieux humides de leur eau (Woo et al., 2006; Woo et Young, 2006). La perte de ces milieux humides aurait pour effet de modifier la composition végétale de l’écosystème et pourrait entraîner la perte d’habitat pour les espèces sauvages (Woo et al., 2006), en particulier le bœuf musqué, habitant estival des milieux humides.

En temps normal, l’écoulement fluvial réagit rapidement à la fonte des neiges et aux épisodes pluvieux en présence de pergélisol, puisque la couche active devient vite saturée et que la majeure partie de l’eau s’écoule en surface jusqu’au cours d’eau (Woo, 1976). C’est ce qui explique que, dans les régions de pergélisol, les bassins hydrographiques affichent un rapport ruissellement-pluie élevé et que l’écoulement fluvial diminue rapidement après un épisode de précipitations ou de dégel. En effet, le pergélisol limite l’écoulement de l’eau souterraine (le débit de base) vers le cours d’eau (Kane et al., 1998; Lilly et al., 1998). Plus le pergélisol se dégrade et la couche active s’épaissit, plus l’écoulement hypodermique prend de l’importance et uniformise la répartition annuelle du débit (Woo et al., 1992; Michel et Vaneverdingen, 1994; Hinzman et al., 2005). Dans de nombreux cours d’eau de la région de pergélisol, il n’existe souvent aucun ou très peu de débit hivernal, mais avec la dégradation du pergélisol (en particulier dans la zone où le pergélisol est sporadique), qui pourrait mener à la formation de talik (zones non gelées), le débit de base hivernal augmentera pour maintenir l’écoulement fluvial hivernal (Hinzman et Kane, 1992; Yoshikawa et Hinzman, 2003; Janowicz, 2008). Les débits de pointe en été devraient également diminuer au fur et à mesure que le pergélisol se dégrade en raison de l’augmentation de l’infiltration (et de la diminution du ruissellement) et de l’écoulement hypodermique (Yoshikawa et Hinzman, 2003; Hinzman et al., 2005).

Cette modification de l’écoulement fluvial et des niveaux d’eau pourrait entraîner des changements au sein des écosystèmes aquatiques et de l’habitat du poisson. Par ailleurs, à cause de l’apport accru de l’écoulement hypodermique et de l’écoulement souterrain aux plans d’eau de surface, la composition chimique de l’eau pourrait changer avec l’arrivée d’une charge accrue d’élément dissous, ce qui risque aussi de nuire aux poissons et à d’autres organismes aquatiques (Hinzman et Kane, 1992; Michel et Vaneverdingen, 1994; Hinzman et al., 2005; Frey et McClelland, 2009). L’affaissement et l’érosion qui risquent de se produire le long des cours d’eau par suite du dégel du pergélisol chargé de glace, ainsi que la perte de solidité qui s’ensuivrait, pourraient donner lieu à un envasement accru et à la formation de barrages, entraînant la dérivation de ces cours d’eau, voire des inondations en amont (Aylsworth et al., 2000; Lamoureux et Lafreniere, 2009). Toutes ces possibilités constituent des menaces pour les habitats aquatiques.

La perte de force portante, le tassement des sols et l’augmentation de leur perméabilité, trois conséquences possibles du dégel du pergélisol chargé de glace, auraient des répercussions majeures sur l’infrastructure des régions nordiques (par exemple Smith et al., 2001a; Couture et al., 2003). Il faut s’inquiéter particulièrement de la perte d’intégrité des structures de confinement, notamment les albraques, les bassins et amas de résidus et les autres lieux de stockage de déchets, qui ont souvent besoin du pergélisol pour isoler les contaminants du milieu environnant. L’incapacité à maintenir un sol gelé en permanence risque d’augmenter la perméabilité du sol, provoquant ainsi une perte d’intégrité des barrages de confinement et la mobilisation des contaminants, au détriment probable des écosystèmes terrestres et aquatiques (par exemple Dyke, 2001; Hayley et Horne, 2008; Furgal et al., 2008).

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Tendances des conditions du pergélisol dans les différentes écozones+

Des résultats récents provenant des sites de surveillance thermique du pergélisol indiquent que le réchauffement du pergélisol se produit dans l’ensemble des zones de pergélisol (par exemple Smith et al., 2005b), bien que l’ampleur de ce réchauffement varie selon le secteur. Depuis les années 1980, le pergélisol peu profond se réchauffe de 0,3 à 0,6 °C par décennie dans le centre et le nord de la région du Mackenzie, découlant d’une augmentation généralisée de la température atmosphérique. Un réchauffement du pergélisol peu profond a aussi été observé dans l’est de l’Arctique et l’Extrême Arctique, essentiellement à la fin des années 1990. L’étude de la perte de tourbières gelées nous donne de nouvelles preuves du réchauffement et du dégel du pergélisol depuis quelques décennies, en particulier dans la partie sud de la région de pergélisol. Voici, en résumé, les changements récemment observés dans les conditions du pergélisol des différentes écozones+.

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Écozone+ de la taïga des plaines

Grâce au vaste réseau de surveillance du pergélisol mis en place dans la vallée du Mackenzie, dans l’ouest du Canada, il existe des registres des températures du pergélisol de cette région, jusqu’à des profondeurs de 20 à 30 m. Certains de ces registres remontent à plus de 20 ans. Dans le centre de la vallée du Mackenzie (près de Norman Wells), où le pergélisol atteint jusqu’à 50 md’épaisseur et se maintient à des températures d’environ −1 °C, un réchauffement de 0,3 °C par décennie a été observé depuis le milieu des années 1980, à une profondeur de 10 m, comme il est illustré dans la Figure 2 (Smith et al., 2005b; Romanovsky et al., 2007). Des augmentations semblables de température du pergélisol de 0,1 à 0,2 °C par décennie, à une profondeur de 15 m, se sont produites depuis les années 1960 dans un pergélisol plus froid (−2 à −3 °C) dans des forêts d’épinettes de la partie nord de l’écozone+ dans le delta du Mackenzie (Kanigan et al., 2008). Kokelj et al., (2007b) ont constaté que les coins de glace étaient inactifs dans les forêts d’épinettes de l’est du delta de Mackenzie, ce qui suggère un réchauffement des conditions hivernales.

Figure 2. Températures du sol de 1984 à 2007 à une profondeur de près de 10 m, dans la vallée du Mackenzie, au sud de Norman Wells.

graphique

Description longue pour la figure 2

Ce graphique linéaire montre les températures du sol de 1984 à 2007 à une profondeur de près de 10 m, dans la vallée du Mackenzie, au sud de Norman Wells. Les sites de Norman Wells et Wrigley (mesurés à 12 mètres) présentent des températures d'environ -1 °C avec une tendance au réchauffement de 0,3 °C et 0,1 °C par décennie, respectivement. Les sites de Fort Simpson et du nord de l'Alberta (mesurés à 10 mètres) présentent des températures ambiantes d'environ 0 °C.

Signalons que la fréquence de la prise de mesures a été réduite au milieu des années 1990 dans les deux sites les plus au sud.
Source : Adapté et mis à jour de Smith
et al. (2005b)

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Dans le sud de la vallée du Mackenzie (près de Fort Simpson) et le nord de l’Alberta, où le pergélisol devient irrégulier et plus chaud qu’au nord (températures avoisinant 0 °C), le pergélisol subit des augmentations de température beaucoup moins marquées (Figure 2). Cette absence de tendance ou cette réduction de l’augmentation de la température du pergélisol dans un pergélisol chaud est probablement attribuable à la grande quantité de chaleur latente nécessaire au changement de phase dans les sédiments non consolidés riches en glace (Smith et al., 2005b). Dans la partie sud de l’écozone+, le pergélisol se trouve presque essentiellement sous des sols organiques. Une grande partie de ce pergélisol date vraisemblablement du Petit Âge glaciaire et a survécu au climat doux grâce à l’épaisse couche de tourbe isolante qui le recouvre (par exemple Halsey et al., 1995). Étant donné que le pergélisol de ces tourbières renferme habituellement une forte proportion de glace, il a tendance à devenir isotherme en profondeur lorsque la température avoisine 0 °C (Smith et al., 2008). Des augmentations de la profondeur du dégel ont été observées (Burgess et Smith, 2003), et certains sites où la couche de pergélisol est particulièrement mince (moins de 5 md’épaisseur) se sont complètement dégradés au cours des 10 à 20 dernières années (Figure 3) (Burgess et Smith, 2003).

Figure 3. Profil des températures du sol en septembre, de 1985 à 2001, dans une tourbière en dégradation près de Fort Simpson (Territoires du Nord-Ouest).

graphique

Description longue pour la figure 3

Ce graphique linéaire montre le profil des températures du sol en septembre, de 1985 à 2001, dans une tourbière en dégradation près de Fort Simpson (Territoires du Nord‐Ouest). Les profils sur cinq ans indiquent clairement une tendance générale de réchauffement pour la période. En 1998, la température monte en flèche à 0,5 mètre, atteignant environ 4,6 °C, mais retourne à 1 °C, comme pour les années précédentes, en 2000. Le profil de 2001 montre un changement important à partir de 2000 pour les mesures à des profondeurs de 1,5, 2 et 2,5 mètres, augmentant à environ 1,6, 2 et de 0,8 °C, respectivement.

Source : Adapté de Smith et al.(2008)

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D’autres manifestations de l’évolution des conditions du pergélisol dans le sud de la taïga des plaines ressortent de l’analyse de photographies aériennes, réalisée pour déterminer la variation de la superficie de tourbières gelées au fil du temps. Après l’examen de quatre sites du sud de la vallée du Mackenzie, Beilman et Robinson (2003) ont conclu que, durant la deuxième moitié du 20e siècle, la superficie des tourbières gelées avait diminué de 10 à 50 %. En moyenne, 22 % des plateaux tourbeux se sont dégradés au cours de cette période.

Cette modification de la répartition et de l’état thermique du pergélisol au sein de l’écozone+ de la taïga des plaines concorde avec l’évolution de la température atmosphérique depuis quelques décennies, mais pour déterminer la réaction du pergélisol face au réchauffement climatique, il faut aussi tenir compte des variations de l’enneigement. En effet, la couche de neige joue un rôle d’isolant et limite la perte de chaleur du sol durant l’hiver. Ainsi, les sols très enneigés ont une température hivernale plus élevée que celle des sols où la couche de neige est minime (par exemple Goodrich, 1982; Burgess et Smith, 2000; Burn et al., 2009). Par ailleurs, les tourbières gelées subissent une évolution naturelle en trois temps : dans un premier temps, le pergélisol se forme; il devient stable durant la période de maturité; et enfin, la dégradation thermique qui survient à la phase de surmaturité provoque le dégel du pergélisol et l’affaissement de la tourbière en superficie (Burgess et Tarnocai, 1997). Les feux de friche peuvent aussi modifier les conditions du pergélisol (Mackay, 1995). Dans le cas d’incendies graves, l’élimination de la végétation peut s’accompagner de dommages à la couche organique superficielle isolante. Cette réduction de la capacité d’isolation, conjuguée à l’accroissement de l’albédo en surface, crée des conditions propices au réchauffement et au dégel du sol, comme cela s’est produit dans les terres organiques du nord de l’Alberta après les incendies de 2004 (Smith et al., 2008).

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Écozone+ de la taïga du Bouclier

Payette et al.(2004) ont quantifié l’évolution de la répartition des tourbières gelées du nord du Québec et de la côte est de la baie d’Hudson. À l’aide de photographies aériennes, les chercheurs ont caractérisé l’évolution du pergélisol et des étangs thermokarstiques entre 1957 et 2003. Comme il est démontré dans le Tableau 1, les résultats obtenus témoignent de la dégradation du pergélisol depuis 1957 et de l’accélération de la perte de superficie des tourbières gelées depuis 1993 (5,3 % par année). Le dégel de la glace souterraine a provoqué un affaissement de 1 à 1,5 m de la surface. D’après Payette et al. (2004), l’accélération du dégel du pergélisol est principalement attribuable à l’augmentation des précipitations neigeuses et de la température atmosphérique. Par ailleurs, la superficie des étangs thermokarstiques a aussi augmenté durant cette période (Beaulieu et Allard, 2003; Vallee et Payette, 2007). D’après l’analyse de photographies aériennes et d’images satellites, Fortier et Aubé-Maurice (2008) concluent que la perte de pergélisol se poursuit dans cette région; entre 1957 et 2005, on note un recul de 40 % de la superficie du pergélisol près d’Umiujaq et une augmentation de 175 % des phénomènes thermokarstiques. Dans le nord du Québec, la surveillance de la température du pergélisol peu profond témoigne aussi du réchauffement en cours depuis 1993 (Allard et al., 2007).

Tableau 1. Taux de dégradation du pergélisol dans les tourbières gelées du nord du Québec.
PériodeTaux de dégradation du pergélisol
1957-19832,5 % par an
1983-19932,8 % par an
1993-20035,3 % par an

Source : Payette et al. (2004)

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Écozone+ des plaines boréales

Dans les plaines boréales, le pergélisol est irrégulier et se limite aux tourbières. Le pergélisol de cette zone a connu une grande activité depuis le dernier millénaire (Vitt et al., 2000). Vraisemblablement formé sous le climat froid du Petit Âge glaciaire, il a persisté grâce à l’isolation que lui procure la tourbe. Après analyse de photographies aériennes, Beilman et al. (2001) et Beilman et Robinson (2003) ont conclu que le pergélisol de certaines régions, en particulier à la limite sud de la zone de pergélisol, avait complètement fondu au cours du siècle dernier. Selon Beilman et Robinson (2003), entre 32 et 70 % de la superficie des palses observées sur le terrain en Alberta a subi une dégradation au cours des 100 à 150 dernières années.

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Écozone+ du Bouclier boréal

Comme dans les plaines boréales, le pergélisol du Bouclier boréal se limite essentiellement aux sols organiques. L’analyse de photographies aériennes et la mesure du taux d’affaissement des tourbières témoignent du dégel qui affecte le pergélisol du nord de la Saskatchewan et du Manitoba depuis 50 à 100 ans (Beilman et al., 2001; Beilman et Robinson, 2003; Camill, 2005). D’après Beilman et Robinson (2003), de 53 à 64 % de la superficie des palses observées sur le terrain en Saskatchewan et au Manitoba a subi une dégradation au cours des 100 à 150 dernières années. Cette dégradation du pergélisol a été attribuée aux changements climatiques, bien que les tourbières gelées passent par un cycle naturel de formation et de fonte du pergélisol (voir la section sur la taïga des plaines).

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Écozone+ de la Cordillère boréale

Les renseignements disponibles semblent insuffisants pour caractériser l’évolution du pergélisol dans le sud du Yukon et le nord de la Colombie-Britannique. Cependant, quelques données sont disponibles relativement à certains sites du corridor de la route de l’Alaska. Dans la vallée de la rivière Takhini, au Yukon, les données de température du pergélisol peu profond enregistrées de 1983 à 1996 ne révèlent aucune tendance claire (Burn, 1998). Dans le centre du Yukon, à Mayo, les mesures de profondeur de dégel recueillies à un site forestier dans les années 1990 n’indiquent aucune augmentation de cette profondeur (Haeberli et Burn, 2002).

D’après les résultats préliminaires d’études de terrain réalisées en 2007 dans le corridor de la route de l’Alaska, entre Whitehorse (Yukon) et Fort St. John(Colombie-Britannique), pour mesurer la profondeur jusqu’au niveau supérieur du pergélisol (James et al., 2008), la profondeur du dégel aurait augmenté par rapport aux mesures effectuées en 1964 par Brown (1967). Ces résultats indiquent en outre qu’à plus de la moitié des points d’observation, le pergélisol a subi une certaine dégradation depuis 40 ans.

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Écozone+ de l’Arctique

Le réseau de sites de surveillance établis de l’est à l’ouest de l’Arctique et dans l’Extrême Arctique nous renseigne sur les tendances récentes des températures du pergélisol de l’écozone+ de l’Arctique. En général, les changements observés dans les températures du pergélisol peu profond au cours de la dernière décennie sont plus importants dans l’Arctique comparativement aux zones situées au sud de la limite forestière (taïga et zones boréales) en raison de l’absence d’une zone tampon créée par la végétation et d’épaisses couches de neige. En outre, vu l’absence de changements de phase et d’eau non gelée, rien ne vient obstruer les signaux du climat dans ce pergélisol froid, ce qui explique le lien direct entre les variations de la température atmosphérique et celles de la température du pergélisol.

Dans l’ouest de l’écozone+ de l’Arctique, les données de température du pergélisol recueillies depuis la fin des années 1990 dans le nord du bassin du fleuve Mackenzie indiquent que le pergélisol se réchauffe depuis le début des années 1990. Dans la péninsule de Tuktoyaktuk, par exemple, la température du pergélisol à une profondeur de 28 m a augmenté de 0,02 à 0,06 °C par année entre 1990 et 2002 (Smith et al., 2005b). Une analyse de Burn et Kokelj (2009) révèle que les températures du sol près de la surface de la toundra des hautes terres dans la région du delta de Mackenzie ont augmenté de 1 à 2 °C depuis le début des années 1970 à 2007. D’après les résultats de la modélisation effectuée pour un site de surveillance du pergélisol de l’île Herschel, au Yukon, la température du pergélisol à une profondeur de 20 m s’est accrue de 1,9 °C depuis 100 ans (Burn et Zhang, 2009). De récentes observations sur le terrain réalisées dans ce même site témoignent en outre d’un épaississement de la couche active depuis 1985.

Dans le centre-sud de l’écozone+ de l’Arctique, on effectue des relevés de température du pergélisol jusqu’à 3 m de profondeur depuis 1997, à Baker Lake (Nunavut). De 1997 à 2007, un accroissement général de la profondeur de dégel a été observée (Figure 4), même si quelques variations interannuelles ressortent de cette série relativement courte de données (Smith et al., 2005b; Throop et al., 2008). L’augmentation la plus forte de la profondeur de dégel, entre 1997 et 1998, concorde avec la plus longue saison de dégel, survenue en 1998 (Smith et al., 2001b).

Figure 4. Profondeur maximale du dégel en période estivale pour un site (bh4) à Baker Lake, de 1997 à 2007.

graphique

Description longue pour la figure 4

Ce diagramme à barres montre la profondeur maximale du dégel en période estivale pour un site (bh4) à Baker Lake, de 1997 à 2007. Une augmentation générale de la profondeur du dégel a été observée bien qu'il y ait une certaine variabilité interannuelle dans les courtes périodes d'enregistrement. La plus forte augmentation de la profondeur du dégel a eu lieu entre 1997 et 1998 avec une augmentation de 0,45 mètres. Une autre augmentation aussi importante de la profondeur de dégel de 0,39 mètres a eu lieu entre 2004 et 2005, à la suite d'une diminution de 0,27 mètres entre 2003 et 2004.

Source : Adapté et mis à jour de Smith et al. (2005b) et de Throop et al.(2008)

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Les données de température du pergélisol recueillies depuis 1978 à la station des Forces canadiennes Alert, au Nunavut, peuvent servir à caractériser l’évolution du pergélisol dans l’Extrême Arctique. Malgré une augmentation générale des températures atmosphériques observée depuis les années 1980, ce n’est que depuis le milieu des années 1990 qu’une nette tendance au réchauffement se dessine dans le pergélisol peu profond. De 1994 à 2001, la température du pergélisol a subi une hausse d’environ 0,15 °C par année à 15 m de profondeur (Smith et al., 2005b). Même si un certain refroidissement du pergélisol a été observé entre 2000 et 2002, de récentes données recueillies sur le site indiquent que le réchauffement du pergélisol se poursuit à un taux global d’environ 0,1 °C par année depuis 1994 (Figure 5). D’autres régions arctiques, comme la Scandinavie et l’archipel de Svalbard, affichent aussi une hausse des températures de subsurface (Isaksen et al., 2007a; Isaksen et al., 2007b; Harris et Isaksen, 2008). Bien que ces régions de l’Extrême Arctique soient rarement recouvertes d’une épaisse couche de neige, la variabilité de l’enneigement peut s’avérer déterminante dans les variations de température du pergélisol en réponse aux changements de température atmosphérique (Smith et al., 2003). Les variations de l’enneigement peuvent parfois neutraliser les changements de température atmosphérique qui se produisent au même moment, de telle sorte que la température du pergélisol augmente parfois dans l’Extrême Arctique durant les périodes très froides, mais également très enneigées (Taylor et al., 2006).

Figure 5. Températures du sol observées et annuelles moyennes à une profondeur de 15 m à Alert, de 1978 à l’été 2008.

graphique

Description longue pour la figure 1

LONG DESC.

Signalons qu’avant juillet 2000, les températures ont été mesurées manuellement à intervalles de plus ou moins un mois.
Après juillet 2000, la température mensuelle moyenne a été déterminée à partir de données enregistrées automatiquement.
Source : Adapté et mis à jour de Smith
et al. (2005b)

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Dans l’est de l’Arctique, un refroidissement du pergélisol peu profond a été observé jusqu’au début des années 1990, ce qui concorde avec la baisse générale de la température atmosphérique que cette région a connue jusqu’en 1992. En 1993, la température atmosphérique a commencé à remonter, une tendance bientôt suivie par la température du pergélisol. À Iqaluit, on remarque un réchauffement du pergélisol peu profond (5 m) dès 1993, puis tout au long des années 1990 (Figure 6). En effet, à une profondeur de 5 m, la température s’est accrue de 0,4 °C par année de 1993 à 2000. La même tendance est apparue dans le nord du Québec, où on note un refroidissement d’environ 0,1 °C par année du milieu des années 1980 au 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 cette même année, 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 6. Températures mensuelles du sol à une profondeur de 5 m, de 1988 à 2002, au puits d’Environnement Canada à Iqaluit.

graphique

Description longue pour la figure 6

Ce graphique présente les températures mensuelles du sol à une profondeur de 5 m, de 1988 à 2002, au puits d'Environnement Canada à Iqaluit. Les températures du sol varient selon les saisons, bien que les moyennes mobiles montrent une tendance de réchauffement, de -8,9 °C en 1989 à -7,4 °C en 2001. La moyenne mobile de la température de l'air suit des fluctuations similaires, avec une tendance de refroidissement de 1988 à 1993, suivie d'une tendance de réchauffement général jusqu'à 2001.

Le graphique montre aussi la moyenne mobile sur 12 mois de la température du sol et de l’air.
Source : Adapté de Smith et al.(2005b)

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Écozone+ de la taïga de la Cordillère

Il existe peu de renseignements sur l’évolution des conditions du pergélisol dans cette écozone+. L’analyse des photos aériennes séquentielles, prises depuis le début des années 1940, et des relevés sur le terrain effectués par Kershaw (2003) ont facilité l’examen de la dégradation du relief du pergélisol. Dans la région du col Macmillan (Territoires du Nord-Ouest), il a été établi que la réduction de la superficie totale des plateaux de tourbe gelée et des palses dépasse 1 % par année. Cette dégradation du pergélisol s’accompagne de la formation d’étangs thermokarstiques. Le réchauffement du pergélisol se confirme en outre par l’augmentation d’environ 0,1 °C par année de la température mesurée de 1991 à 2000 près du niveau supérieur du pergélisol (Kershaw, 2003).

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