Répercussions de l’évolution du climat sur l’environnement arctique

De toutes les composantes de l'environnement arctique, c'est la cryosphère qui est la plus sensible aux effets de l'évolution du climat. Elle comprend la glace de mer, la couverture nivale saisonnière, les glaciers et les calottes glaciaires, le pergélisol, ainsi que la glace de lac et de cours d'eau. Tous ces éléments sont de bons indicateurs des tendances du climat. Ils jouent également un rôle actif dans les rétroactions climatiques en agissant sur les flux d'énergie, d'humidité et de gaz (p. ex., Anisimov et al., 2007; Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat, 2007; Lemke et al., 2007; Trenberth et al., 2007). Les écosystèmes terrestres, dulcicoles et marins seront touchés par les transformations de la cryosphère et par d'autres aspects du changement climatique (Arctic Climate Impact Assessment, 2004, 2005). Le r ésumé qui suit de certains des changements les plus importants subis par la cryosphère et les écosystèmes qui lui sont reliés puise largement dans les chapitres pertinents d'une évaluation portant sur l'impact du changement climatique dans l'Arctique (Arctic Climate Impact Assessment; Callaghan et al., 2005; Walsh et al., 2005; Wrona et al., 2005).

3.1 GLACE DE MER

La superficie de la glace de mer varie généralement entre 5 ou 6 millions de kilomètres carrés, à la fin de l'été, et 14 millions de kilomètres carrés à la fin de l'hiver (Parkinson et al., 1999). L'épaisseur de la couche de glace de mer varie selon son mode de dérive et de convergence d'ouest en est (du côté sibérien de l'Arctique vers l'archipel Arctique canadien). La superficie moyenne annuelle de la glace de mer dans l'hemisphère Nord a diminué de 7,4 p. 100 (3 p. 100 par décennie) entre 1978 et 2003 (Johannessen et al., 2004). La superficie maximum annuelle de la glace de mer, par contre, a diminué moins rapidement, soit d'environ 2 p. 100 par décennie, tandis que la diminution de la superficie minimum annuelle a été plus rapide, soit de 5,6 p. 100 par décennie. La diminution de la superficie mimimum annuelle de la glace de mer est surtout due à une réduction de 14 p. 100 environ (6,7 p. 100 par décennie) de la glace de mer pluriannuelle entre 1978 et 1999 (Johannessen et al., 1999). La perte de cette quantité de vieille banquise de l'ensemble des glaces polaires a mené à une diminution manifeste de l'épaisseur de la couche de glace au centre de l'océan Arctique (Rothrock et al., 1999; Holloway et Sou, 2002).

La diminution de l'épaisseur de la glace et de sa superficie à la fin de l'été est principalement due à une sortie accrue de glace pluriannuelle de l'Arctique par le détroit de Fram entre 1989 et 2003, et non au réchauffement de l'atmosphère (Rigor et al., 2002; Fowler et al., 2004; Rigor et Wallace, 2004; Belchansky et al., 2005). Des données recueillies en Sibérie et dans le Nord canadien pendant la deuxième moitié du XXe siècle ne révèlent aucun changement significatif dans l'épaisseur de la glace de première année (Brown et Coté, 1992; Polyakov et al., 2003). Bien que le taux de diminution de la superficie de la glace à la fin de l'été soit compatible avec la tendance constatée pour la glace de mer pluriannuelle (Comiso, 2002), cette diminution s'est surtout fait sentir au nord des côtes de la Russie et de l'Alaska, et beaucoup moins dans les eaux canadiennes (Walsh et al., 2005). Même au milieu du XIXe siècle, soit pendant une période beaucoup plus froide que la période actuelle, la superficie de la glace de mer estivale dans l'archipel Arctique canadien était, selon les journaux de bord des explorateurs, semblable à celle d'aujourd'hui (Wood et Overland, 2003).

Tous les MCGAO prévoient une réduction de la superficie de la glace de mer au cours du XXIe siècle. Les projections du modèle MCCG2 indiquent que l'Arctique sera libre de glace en septembre à partir du milieu du XXIe siècle. Les autres modèles prédisent des étés arctiques sans glace à partir de 2100. Les modèles, même s'ils ne s'entendent pas sur le moment où les étés arctiques seront sans glace, indiquent tous néanmoins que ces conditions apparaîtront un jour ou l'autre. En 2100, les diminutions de la superficie de la glace de mer annuelle prévues par les modèles varient environ entre 2 et
4 millions de kilomètres carrés. Aucun modèle ne prédit une absence de glace en mars. Un faible recul hivernal de la banquise à l'avenir est prévu, là où elle côtoiera des eaux tempérées (p. ex., dans les mers du Labrador, du Groenland, de Barents, d'Okhotsk et de Bering).

Les modèles de circulation générale à couplage atmosphère-océan sont limités dans leur capacité de prédire les changements de la glace de mer. La dynamique de cette dernière est encore mal comprise dans les milieux scientifiques, et la représentation du système atmosphère-glace-océan de l'Arctique dans les modèles de circulation générale est relativement primitive. La modélisation du comportement de la glace de mer est également très sensible aux rétroactions positives entre la glace de mer et le climat, et de petites erreurs de repr ésentation de cette rétroaction peuvent avoir des répercussions importantes (Walsh et al., 2005). Par exemple, la grille spatiale de l'océan modélisé est généralement trop grossière pour représenter l'archipel Arctique canadien (voir le tableau 4.1 de Kattsov et al., 2005). Il est donc particulièrement important, si on veut prédire les changements à venir dans les régimes de la glace de mer, de disposer de données d'observation sur la superficie des glaces dans les eaux de l'Arctique canadien et de comprendre les processus physiques en jeu.

3.2 COUVERTURE NIVALE

Dans les régions arctiques, la neige peut représenter jusqu'à 80 p. 100 des précipitations annuelles. Elle isole le sol et a donc un effet sur son régime thermique et sur la répartition du pergélisol (Marsh, 1990). Elle agit aussi sur les bilans radiatifs de la surface et sur les bilans hydriques (Gray et Prowse, 1993), en plus d'avoir des effets sur l'habitat des biotes terrestres et aquatiques (p. ex., Adams, 1981).

Entre 1972 et 2003, la superficie annuelle moyenne de la couverture nivale de l'hémisphère Nord a diminué d'environ 10 p. 100, et les diminutions les plus importantes ont eu lieu au printemps et en été, ce qui correspond bien au réchauffement printanier constaté dans les régions nordiques (Brown, 2000; Walsh et al., 2005). Les changements les plus importants dans l'épaisseur de la neige dans le Nord canadien pendant la période de 1946 à 1995 ont été constatés dans le bassin du Mackenzie (Brown et Braaten, 1998), même si des observations plus récentes (de 1955-1956 à 2002-2003) révèlent également des réductions significatives de l'épaisseur moyenne et maximale de la couverture nivale aux stations de l'est et de l'ouest de l'Arctique (Environnement Canada, 2007). Ces diminutions de l'épaisseur de la neige ont été accompagnées d'un raccourcissement de la durée de la couverture nivale au printemps et en été et de fortes baisses de sa superficie au printemps (Brown et al., 2004).

Les hausses de température projetées entraîneront une réduction du temps disponible pour l'accumulation d'une couverture nivale hivernale et auront donc une incidence sur l'importance de la fonte printanière, qui constitue, dans la plupart des systèmes nordiques, le principal événement hydrologique de l'année (Marsh, 1990). Bien qu'on ne s'attende pas à ce que la couverture nivale annuelle moyenne change de façon importante au cours du XXIe siècle, même pendant la période de 2071 à 2090, pour laquelle on prévoit des changements variant entre –9 et –18 p. 100 (Walsh et al., 2005), les changements les plus prononcés à sa superficie devraient se produire au cours des mois de novembre et d'avril, l'importance de ce dernier se faisant sentir surtout durant l'écoulement printanier.

3.3 GLACIERS ET INLANDSIS

On estime le volume total de la glace terrestre de l'Arctique circumpolaire à environ 3,1 millions de kilomètres cubes, ce qui équivaut à environ 8 m de en termes d'élévation du niveau de la mer (Dowdeswell et Hagen, 2004). Même si ces glaces sont surtout concentrées au Groenland, le Canada possède d'importants glaciers et inlandsis dans l'Extrême-Arctique et au Yukon. En général, malgré d'importantes variations régionales, les glaciers et les inlandsis de l'Arctique (à l'exception de celui du Groenland) ont subi, depuis 1920, un recul du front glaciaire et une baisse de volume (Walsh et al., 2005). Dans l'Extrême-Arctique canadien (selon des données recueillies depuis les années 1960), la surveillance des glaciers et calottes glaciaires des îles de la Reine-Élisabeth (à l'exception de celle de l'île Meighen, qui peut être refroidie par un océan voisin de plus en plus libre de glace) a permis de déceler une tendance faible, mais significative, vers des bilans de masse de plus en plus n égatifs, surtout à cause d'un léger réchauffement estival (Koerner, 2005).

On estime que le bilan de masse de toutes les calottes glaciaires de l'archipel Arctique canadien au cours des cinq dernières années du siècle dernier est de –25 km3/an de glace, ce qui correspond à une élévation globale du niveau de la mer de 0,064 mm/an (Abdalati et al., 2004). Bien que cela soit significatif, on a enregistré une ablation encore plus prononcée dans le réseau de glaciers du Yukon et de l'Alaska, où la fonte accélérée de 1,5 ± 0,5 mm/an représente presque 9 p. 100 de l'élévation constatée du niveau global de la mer au cours des 50 dernières année et un apport pouvant atteindre 3,2 mm/an pendant la dernière décennie environ (Arendt et al., 2002). Pour la période allant du milieu des années 1990 à 2000-2001, l'amenuisement des glaciers du Yukon et de l'Alaska équivaut probablement à une hausse du niveau de la mer deux fois plus élevée que celle estimée pour la fonte de l'inlandsis du Groenland au cours de la même période (Rignot et Thomas, 2002).

On prévoit qu'à long terme l'inlandsis du Groenland fournira l'apport le plus important au changement du niveau de la mer, même si on prévoit que l'eau de la fonte des glaciers de l'Alaska et du Yukon y contribuera elle aussi de façon significative (Arendt et al., 2002; Meier et Dyurgerov, 2002). Les apports futurs de l'Extrême-Arctique ne sont pas encore quantifiés, mais ils pourraient eux aussi être importants (Abdalati et al., 2004). La fonte des glaciers a aussi un effet sur l'ampleur et le rythme des écoulements des rivières et sur la configuration du drainage (p. ex., Clague et al., 2006).

3.4 PERGÉLISOL

La surveillance thermique du mollisol et du pergélisol effectuée depuis 20 à 30 ans indique que le pergélisol s'est récemment réchauffé dans nombre de régions de la zone de pergélisol canadienne (p. ex., Broll et al., 2003; Couture et al., 2003; Kershaw, 2003; Smith et al., 2003, 2005) et que la profondeur du dégel estival s'est accrue pendant les années 1990 (p. ex., Smith et al., 2001b, 2005; Mackay et Burn, 2002; Nixon et al., 2003; Tarnocai et al., 2004). L'ampleur du réchauffement du pergélisol varie à la fois selon la région (Smith et al. 2005) et dans le temps. Le réchauffement le plus important a généralement été constaté dans l'Arctique occidental et le réchauffement le plus tardif, dans l'Arctique oriental ou dans l'Extrême-Arctique (Brown et al., 2000; Smith et al., 2005). La réaction du mollisol au temps très chaud, comme celui de 1998 (p. ex., Smith et al., 2001b), concorde avec celle constatée pour les autres composantes de la cryosphère (Atkinson et al., 2006).

Figure 12

FIGURE 12 : Variation de la température annuelle moyenne à la surface du sol dans les zones de pergélisol du Canada (Smith et Burgess, 2004).

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Version textuelle - figure 12

Carte du Canada illustrant la température annuelle moyenne du sol près de la surface dans la zone canadienne de pergélisol (en °C). Les codes couleur commencent au nord de la limite méridionale du pergélisol, qui se trouve environ au milieu des provinces. La plus grande partie des provinces a une moyenne supérieure à -0,5 oC, mais la progression vers la fourchette de -2 oC à -5 oC se produit rapidement, et les surfaces qui ont des températures moyennes du sol dans les intervalles de -0,5 oC à -1 oC et de -1 oC à -2 oC sont extrêmement limitées. L’Arctique canadien, c’est-à-dire les régions continentales nordiques et les îles, a des températures annuelles moyennes du sol près de la surface inférieures à -5 oC.

 

Environ la moitié de la zone de pergélisol du Canada est constituée de pergélisol dont la température est supérieure à –2 °C et sensible au réchauffement climatique prévu qui pourrait donc, à terme, le faire disparaître (voir la figure 12; Smith et Burgess, 2004). Là où le pergélisol est plus épais  et plus froid, il se produira probablement un épaississement du mollisol, accompagné d'un réchauffement et d'un amincissement du pergélisol. Les prévisions d'épaississement du mollisol vont de 0 p. 100 à plus de 50 p. 100 au cours des 50 prochaines années (Walsh et al., 2005). Les augmentations les plus importantes devraient avoir lieu au Yukon. On pr évoit une dégradation du pergélisol continu en pergélisol discontinu, ainsi que la disparition du pergélisol discontinu, aux limites sud de ces zones de pergélisol. Le dégel du pergélisol est susceptible de libérer de grandes quantités de carbone, ce qui pourrait avoir un effet de rétroaction sur le système climatique (p. ex., Tarnocai, 2006; Callaghan et al., 2005; Zimov et al., 2006).

La sensibilité du pergélisol au dégel et son tassement ont une grande influence sur la stabilité du paysage et sur le rendement des infrastructures sus-jacentes. Les cartes à l'échelle nationale de Smith et Burgess (2004; voir la figure 13) ont démontré que la sensibilité au dégel est de modérée à élevée dans environ 50 p. 100 des zones de pergélisol actuelles (à l'exclusion de celles où des quantités de glace massive sont présentes et où la sensibilité pourrait être plus élevée que celle indiquée). Les terrains argileux et organiques de la région du Mackenzie et les tourbières du nord des Prairies et des basses terres de la baie d'Hudson font partie des régions où les sols gelés sont sensibles au dégel.

Figure 13

FIGURE 13 : Réaction physique relative (sensibilité au phénomène de fonte) du pergélisol au réchauffement climatique (Smith et Burgess, 2004).

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Version textuelle - figure 13

Carte du Nord canadien illustrant par des codes couleur les réactions physiques relatives – faible, modérée ou forte – au réchauffement. La plus forte réaction au réchauffement se produit dans le nord de l’Ontario et du Manitoba, tandis que les réactions faibles et modérées sont observées dans toutes les autres régions du Canada. Un diagramme circulaire illustre les pourcentages de chaque niveau de réaction physique au réchauffement : 13 % de réaction forte, 34 % de réaction modérée et 53 % de réaction faible. Une petite carte des zones à forte présence de glace massive, principalement dans les Territoires du Nord-Ouest et le Nunavut, accompagne la carte des réactions physiques.

 

Le pergélisol joue un rôle important dans l'hydrologie du Nord à cause de son influence sur l'infiltration, sur l'écoulement de surface et sur le stockage et l'écoulement de l'eau souterraine. Les effets sur l'hydrologie du Nord des transformations du pergélisol causées par le climat ont été résumés dans les études de Woo et al. (1992), Michel et van Everdingen (1994), Brown et al., (2004), Mackenzie River Basin Board (2004) et Smith et Burgess (2004). L'épaississement du mollisol et la dégradation du pergélisol causés par le réchauffement climatique peuvent entraîner une augmentation de l'infiltration et de l'accumulation d'eau souterraine, une réduction de l'écoulement printanier et un accroissement du débit de base (Woo et al., 1992). L'eau souterraine jouera donc dorénavant un rôle plus important dans l'écoulement fluvial, phénomène qui aura une incidence sur la qualité de l'eau de surface (Michel et van Everdingen, 1994). La fonte de la glace dans le sol pourrait entra îner un tassement non uniforme et la formation d'étangs, ce qui aura des répercussions sur le drainage et sur la répartition de l'eau de surface. Le dégel du pergélisol riche en glace pourra également entraîner l'assèchement de lacs et de terres humides, et donc une perte d'habitat pour les poissons et les espèces sauvages (Labrecque et Duguay, 2001; Marsh et Neumann, 2001).

3.5 GLACE DE LACS ET DE COURS D'EAU

FLa glace d'eau douce est responsable du moment de survenue et de la gravité de nombreux phénomènes hydrologiques extrêmes dans les systèmes nordiques, comme, les basses eaux et les inondations correspondant aux périodes de prise et de rupture de la glace (p. ex., Beltaos et Prowse, 2001; Prowse et Carter, 2002). La glace de cours d'eau joue aussi un rôle très important dans l'écologie des cours d'eau (Prowse et Culp, 2003), en particulier dans le delta du Mackenzie (Marsh et Lesack, 1996).

Pour la période de 1846 à 1995, des données d'observation sur la prise et la rupture de la glace des lacs et des cours d'eau de l'hémisphère Nord recueillies, entre autres, sur une longue durée à un site du Mackenzie indiquent un retard moyen de 5,8 jours par siècle de la prise de la glace et une avance moyenne de 6,3 jours par siècle de la rupture (Magnuson et al., 2000). Les données canadiennes pour la période de 1947 à 1996 révèlent que les sites de l'ouest ont tendance à avoir des ruptures plus précoces et qu'il existe une tendance nationale à une prise de la glace plus précoce (Zhang et al., 2001a). Cependant, les tendances de rupture et de prise de la glace présentent une certaine complexité et sont fonction de l'intervalle de temps au cours duquel on en tient compte, mais elles reflètent de façon générale des tendances propres aux températures de l'air à l'automne et au printemps (p. ex., Lacroix et al., 2005; Duguay et al., 2006).

Prowse et Beltaos (2002) décrivent les complexités de la réaction de la glace d'eau douce aux changements des conditions climatiques. Bien que les changements soient difficiles à prédire (Bonsal et Prowse, 2003), le réchauffement à venir entraînera probablement un raccourcissement de la saison des glaces et un amincissement de la couche de glace sur les lacs et les cours d'eau. Il se peut aussi que la composition de la couche de glace soit modifiée par l'augmentation des chutes de neige en hiver (c.-à-d. pourcentage de glace blanche). Les changements relatifs aux chutes de neige hivernales auront une influence d éterminante sur l'augmentation ou la diminution de la gravité des événements liés aux glaces de rivière, comme les inondations causées par les embâcles (Walsh et al., 2005).

3.6 APPORT D'EAU DOUCE

Les cours d'eau qui se déversent dans l'océan Arctique ont un faible écoulement hivernal, de forts débits printaniers (à cause de la fonte de la neige) et des crues estivales et automnales causées par la pluie. C'est la fonte de la neige qui alimente la plus grande partie des débits des cours d'eau de l'Extrême-Arctique (Woo, 1990). L'écoulement des grands fleuves, comme le Mackenzie, subit davantage l'influence des régimes hydrologiques de leurs cours supérieurs méridionaux non arctiques (Prowse et al., 2006).

Les tendances constatées des débits varient selon la région; en effet, des études signalent, depuis les années 1960, aussi bien des augmentations que des diminutions de débit. De 1964 à 2003, le débit annuel total de 64 rivières qui se déversent dans la mer du Labrador, la baie d'Hudson, l'océan Arctique et le détroit de Béring a diminué de 10 p. 100 (Dery et al., 2005). Zhang et al. (2001a) ont décelé, pour la période allant de 1967 à 1996, une tendance à l'augmentation de l'écoulement fluvial dans l'inlet Chesterfield, tandis que les rivières du nord de l'Ontario et du Québec affichent, elles, une diminution de l'écoulement. Pour la période de 1964 à 2000, il a été impossible d'identifier une tendance significative pour le fleuve Yukon (McClelland et al., 2006). Les projections des modèles pour 2050 indiquent des augmentations du débit fluvial. Arnell (1999), par exemple, a conclu que l'écoulement annuel total du Mackenzie pourrait augmenter de 12 à 20 p. 100 par rapport à la moyenne de la période de référence de 1961 à 1990, alors que celui du Yukon augmenterait de 20 à 30 p. 100. En gros, les prévisions quant au climat à venir indiquent que, d'ici à 2050 environ, l'écoulement annuel total vers l'océan Arctique en provenance des territoires arctiques pourrait augmenter de 10 à 20 p. 100 et l'écoulement hivernal, de 50 à 80 p. 100. On prévoit aussi qu'entre 55 et 60 p. 100 de l'écoulement annuel vers l'océan Arctique se fera entre avril et juillet (saison d'écoulement maximal; Arnell, 1999; Arora et Boer, 2001).

3.7 ÉLÉVATION DU NIVEAU DE LA MER ET STABILITÉ DU LITTORAL

Le changement climatique entraînera une hausse du niveau de l'océan Arctique (Proshutinsky et al., 2001) et des autres mers septentrionales. Le réchauffement climatique agit sur le niveau de la mer par l'internmédiaire de l'expansion thermique des océans et des apports d'eau additionnels générés par la fonte des glaciers et des inlandsis. Le Quatrième rapport d'évaluation du Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (2007a) prévoit que le niveau moyen de la mer (NMM) montera de 0,18 à 0,59 m d'ici à 2100 (NMM pour 2090 à 2099 par rapport au NMM pour 1980 à 1999). Cette élévation ne se fera pas partout de façon uniforme et quelques zones, dont certaines régions de l'Arctique, pourraient faire face à des augmentations plus rapides. En outre, le changement relatif du niveau de la mer le long d'une côte donnée (mesuré par un marégraphe) est une combinaison du changement de niveau de la mer et du mouvement vertical des terres. Dans l'Arctique, la source principale de mouvement vertical est le relèvement isostatique postglaciaire, qui entraîne, à certains endroits, un soulèvement pouvant atteindre 1 m par siècle. D'autres zones situées autour des limites des anciens inlandsis (le littoral de la mer de Beaufort, la limite ouest de l'archipel Arctique canadien et une bande étroite dans l'est de l'île Devon et sur la côte est de l'île de Baffin), par contre, subissent un affaissement (Forbes et al., 2004).

L'élévation du niveau de la mer fait croître les risques d'inondation et d'érosion des côtes de l'Arctique et peut contribuer à d'autres dangers pour les côtes, comme le chevauchement et l'accumulation de la glace sur les berges. Dans l'Arctique occidental, l'élévation du niveau de la mer et l'érosion des côtes menacent des sites patrimoniaux (anciennes habitations et lieux d'inhumation) de la côte du Yukon (p. ex., l'île Herschel), des établissements saisonniers (p. ex., Shingle Point au Yukon) et des collectivités côtières (p. ex., Tuktoyaktuk, dans les Territoires du Nord-Ouest; Colette, 2007). L'érosion des côtes cause problème dans d'autres collectivités de l'Arctique occidental, dont Sachs Harbour, et, de façon moins préoccupante, Ulukhaktok, dans les  Territoires du Nord-Ouest (Manson et al., 2005). On a aussi noté que le niveau élevé de l'eau est source d'inquiétude à Cambridge Bay, au Nunavut (Shirley, 2006). Dans l'Arctique oriental, des problèmes liés au niveau élevé de l'eau et à l'érosion ont été relevés à Hall Beach, Iqaluit, Pond Inlet et Arctic Bay, au Nunavut, ce qui a donné lieu à des discussions sur les possibilités d'adaptation (Shirley, 2006; Ford et al., 2006a; Bhabesh Roy, ingénieur régional, Gouvernement du Nunavut, communication personnelle, 14 mars 2007). À l'exception de Hall Beach, les collectivités touchées sont dans des zones de croûte presque stable ou subsidente, où la hausse du niveau de la mer est susceptible de dépasser le soulèvement résiduel ou de s'ajouter au taux de subsidence. La diminution de la glace de mer, l'accroissement des eaux libres et l'augmentation de l'énergie des vagues peuvent s'avérer des facteurs importants à un certain nombre d'endroits, dont Hall Beach, marqués par le soulèvement postglaciaire et l'émersion côtière en cours.

Dans les localités de faible altitude, telles que Tuktoyaktuk, les risques d'inondation les plus élevés sont associés aux fortes ondes de tempête, qui peuvent parfois atteindre une hauteur de plus de 2 m au-dessus du niveau moyen de la mer (Manson et al., 2005). En un seul événement, les ondes de tempête peuvent faire reculer les côtes de 10 m ou plus. L'élévation du niveau de la mer entraînera une hausse de la limite supérieure de la possibilité d'inondation par les ondes de tempête et une augmentation de la fréquence des inondations dans les zones de faible altitude. On ne constate aucune tendance claire quant à la fréquence des tempêtes dans l'Arctique canadien au cours des 50 dernières années (Atkinson, 2005). Une hausse des températures du sol, un dégel estival plus profond et une perte de volume due à la fonte de la glace excédentaire et de la glace massive dans le sol aux endroits où elle est exposée dans les falaises côtières peuvent contribuer à l'accélération de l'érosion (Forbes, 2005). Même si certains indices laissent croire à une accélération de l'érosion dans l'Arctique occidental, y compris sur les côtes du Yukon et de l'Alaska, une analyse régionale du secteur sud de la mer de Beaufort n'a pas permis de déceler une tendance significative dans les régions où l'érosion a été rapide pendant la période de 1972 à 2000 (Solomon, 2005). Cependant, on peut s'attendre à ce que la combinaison d'un réchauffement, d'une hausse du niveau de la mer et d'une réduction de la glace de mer ait pour effet de maintenir ou d'accélérer le rythme déjà élevé du recul des côtes à cet endroit.

3.8 ZONES DE VÉGÉTATION TERRESTRE ET BIODIVERSITÉ

Les gradients thermiques extrêmes de l'Arctique font que les changements de température y entraîneront probablement une réaction rapide et importante des communautés végétales. La poursuite de la hausse des températures entraînera une augmentation de la productivité, une plus grande abondance et une expansion vers le nord de l'aire de répartition d'espèces actuellement répandues d'herbes, de carex et de plantes à fleurs, comme Carex bigelowii/arctisibirica, C. stans, Dryas octopetala/punctata, Cassiope tetragonal et la mousse Tomentypnum nitens. Par contre, on assistera probablement à un rétrécissement de la niche écologique des espèces trouvées exclusivement (hyperarctiques; p. ex., des herbes – Poa abbreviate) ou principalement (eurarctiques; p. ex., le saule arctique – Salix polaris) aux plus hautes latitudes (Callaghan et al., 2005).

La latitude et la quantité de lumière limitent, à l'heure actuelle, la répartition de certaines espèces végétales, qui ne seront pas en mesure de migrer vers le nord malgré la hausse des températures. Pour prévoir la réaction du système entier au climat en évolution, il faut également tenir compte : 1) de l'importance des interactions entre carbone et éléments nutritifs; 2) des interactions entre les cycles du carbone et des éléments nutritifs et la température, l'eau et la couverture nivale; 3) de l'importance des pertes de carbone organique et inorganique dissous dans l'eau du sol; 4) de l'ampleur et du rôle des processus hivernaux. Les effets cumulés du changement climatique sur ces facteurs entraîneront probablement l'apparition de nouvelles phytocénoses, avec des structures et des compositions taxinomiques différentes (Callaghan et al., 2005).

Pour le siècle actuel, les projections des modèles végétaux indiquent que la forêt boréale remplacera, selon l'endroit, de 11 à 50 p. 100 de la toundra arctique (Harding et al., 2002; Skre et al., 2002). Cependant, des constatations récentes sur la latitude de la limite des arbres révèlent un déplacement vers le sud, ce qui semble indiquer qu'il est peu probable qu'il se produise un déplacement vers le nord basé sur le seul fait d'une évolution des conditions climatiques (Callaghan et al., 2005). L'augmentation des perturbations, comme les proliférations de ravageurs et les feux de forêt, aura un effet localisé sur le sens du déplacement de la limite des arbres. En général, celle-ci réagira de façon différente selon l'ampleur des changements de température et l'évolution des précipitations, de l'état du pergélisol, de la composition des forêts et de l'utilisation des terres.

3.9 ÉCOSYSTÈMES DULCICOLES

Le changement climatique aura un effet sur la structure et la fonction des écosystèmes dulcicoles de l'Arctique. Les caractéristiques des communautés et des écosystèmes, notamment la diversité des espèces, la biodiversité, l'aire de répartition et la distribution, seront touchées par l'évolution des paramètres physiques et chimiques du milieu, ce qui entraînera des transformations des structures du réseau trophique et des niveaux de production (Rouse et al., 1997; Vincent et Hobbie, 2000; Poff et al., 2002; Wrona et al., 2006a).

La piscifaune dulcicole du Nord canadien est formée d'environ 35 espèces de poissons, auxquelles s'ajoutent 15 espèces anadromes (Richardson et al., 2001; Evans et al., 2002; Coad et Reist, 2004; Reist et al., 2006b). Les écosystèmes aquatiques du Nord se caractérisent par une faible productivité biologique, entre autres à cause des faibles intrants énergétiques. La biologie du biote aquatique est peu connue, surtout en ce qui a trait à la compréhension de ses rapports avec les facteurs climatiques et les réactions structurelles et fonctionnelles des écosystèmes (Wrona et al., 2006a). Bien que de grandes incertitudes persistent quant aux réactions propres des espèces et des systèmes, il est probable que des espèces adaptées à l'Arctique disparaîtront de certaines régions quand les conditions du milieu commenceront à dépasser leur seuil de tolérance physiologique ou leur optimum écologique. Les espèces les plus vulnérables sont celles dont la niche climatique est la plus restreinte. Même si l'on ne prévoit pas de disparitions d'espèces arctiques à la grandeur de leur aire de répartition, certaines d'entre elles seront marginalisées géographiquement ou écologiquement (Wrona et al., 2006b).

Un climat en évolution entraînera aussi une transformation des aires de répartition géographique des espèces dulcicoles en raison de la perte des habitats qui conviennent le mieux aux espèces « indigènes » de l'Arctique et de l'expansion vers le nord d'espèces plus méridionales (Wrona et al., 2006b). D'après des indices relevés par des trappeurs dans le delta des rivières de la Paix et Athabasca, dans le réseau du Mackenzie, le développement de la végétation aquatique entraînera probablement une plus grande abondance du rat musqué dans les lacs, les étangs et les terres humides des régions septentrionales (Thorpe, 1986). Les répercussions et les changements auxquels on peut s'attendre au sein des espèces marines sont couverts à la section 4.8.