Atlas climatique des glaces de mer pour les eaux du Nord canadien de 1981 à 2010 : chapitre 2


Le régime des glaces

En général, la glace est présente pendant une partie importante de l'année dans les eaux septentrionales du Canada. Dans certains secteurs, la majeure partie de la glace ne fond pas complètement chaque année. Par conséquent, lorsqu'on regarde une carte qui montre la couverture de glace en été et celle en hiver dans l'océan Arctique, les différences se situent au niveau de la concentration de glace et de la présence d'ouvertures dans la banquise et autour de la côte. Dans l'archipel Arctique canadien, la période pendant laquelle la température de l'air dépasse le point de congélation est très courte; l'englacement peut donc débuter dès le mois d'août.

La glace de mer se trouve à l'interface entre l'océan et l'atmosphère; la glace peut entrer en collision avec la terre ferme ou y être fixée. La glace peut avoir des répercussions énormes sur les activités humaines, soit en les rendant possibles, soit en les gênant ou en les empêchant. La glace réduit également les interactions directes entre l'atmosphère et l'océan - elle peut donc influer sur l'atmosphère, et inversement. L’étude de la glace et de ses interactions avec l'atmosphère et l'océan constitue un sujet complexe et fascinant.

Facteurs influant sur la glace de mer

Facteurs atmosphériques

La glace de mer se forme principalement à la suite d'une perte d'énergie thermique par la mer et se dégrade surtout lors d'un apport d'énergie thermique provenant du rayonnement solaire. Ce sont en grande partie les phénomènes atmosphériques qui contrôlent les variations de ces processus de transfert d'énergie.

Le plus important processus de perte de chaleur est l'évaporation d'eau dans l'atmosphère. De façon générale, le taux de dégagement d'énergie thermique dans l'atmosphère est proportionnel à la différence entre la température de l'eau et celle de l'air. Il dépend également du taux auquel la vapeur d'eau est éliminée de l'interface, lequel est fondamentalement lié au vent et à la stabilité de l'atmosphère. Dans la pratique, la température de l'air et la connaissance de ses variations peuvent être utiles pour estimer la date du début de la formation de la glace. Si la glace forme une couverture relativement complète, l'épaississement de la glace continue de s'effectuer par la perte de chaleur à la surface de la glace. Par ailleurs, la neige peut s'accumuler sur la glace et, en raison de sa capacité d'isolation qui réduit la perte de chaleur, toute variation de la couverture nivale pourra avoir un effet important sur l'épaississement de la glace. En l'absence d'une couverture nivale, la température de l'air peut être utilisée seule pour obtenir une estimation raisonnable de l'épaississement de la glace pendant l'hiver.

La glace est sujette à l'action des vents et des courants, dans la mesure où elle n'est pas fixée au rivage. On peut effectuer des calculs complexes pour évaluer les interactions dynamiques des forces exercées par l'air et l'eau, ainsi que les forces à l'intérieur même de la glace. En pratique, la glace flottant librement réagit très rapidement à tout mouvement de l'eau qui l'entoure. D'autre part, la glace réagit lentement à la force exercée par le vent en raison de la grande différence de densité entre l'air et la glace. La composante du déplacement des glaces due au vent est assimilable au courant engendré in situ par le vent - en fait, la glace de dérive lâche et la rugosité de la surface de la glace peuvent contribuer à engendrer un courant dû au vent.

Après que la glace se soit formée le long d'un rivage, elle est souvent entraînée au large par des vents froids. De là, deux choses peuvent se produire, soit elle fond, soit elle continue à épaissir, selon la quantité d'énergie thermique disponible dans l'eau.

Pour la majeure partie de la zone illustrée dans le présent atlas, la couverture de glace augmente à l'automne et au début de l'hiver pour atteindre un point où l'énergie thermique disponible dans la colonne d'eau de mer ne permet plus qu'elle prenne de l'expansion. L'état des glaces demeure ensuite sensiblement le même pendant plusieurs mois, bien qu'il y ait des variations dans les détails.

Au printemps, c'est le rayonnement qui constitue le principal processus de transfert de chaleur. Le soleil qui s'élève de plus en plus dans le ciel permet au rayonnement solaire d'ajouter de l'énergie thermique à l'eau au moment où diminuent l'intensité des incursions d'air froid et les pertes de chaleur par évaporation. La neige commence à fondre et des incursions d'air chaud de plus en plus fréquentes permettent un bilan positif net d'énergie thermique à la surface. Par suite de la fonte de la neige, il se forme des mares à la surface de la glace. Les mares captent avec beaucoup plus d’efficacité que la glace ou la neige le rayonnement incident de courtes longueurs d'onde; elles accélèrent par conséquent la fonte. De même, lorsqu'une étendue d'eau, comme une polynie ou un chenal côtier ou de séparation, est présente, l'absorption du rayonnement incident est grandement améliorée. Cette eau réchauffée répond aux marées et à d'autres courants et l'énergie thermique sert à réchauffer la surface inférieure de la glace adjacente. Par conséquent, les polynies agissent comme des centres à partir desquels le processus de déglacement se propage. Une fois que la température de la glace a atteint le point de fusion, la glace commence à fondre. La température de la glace et de l'eau sous la glace demeure essentiellement égale au point de fusion jusqu'à ce que la glace soit fondue. Aussi, à mesure que la glace se réchauffe, elle commence à se contracter et des contraintes résiduelles se développent à l'intérieur de la glace. Ce processus s'amplifie lorsqu'il y a des discontinuités dans la glace; il se forme des fissures et des ouvertures qui peuvent être agrandies par les vagues, les courants, les vents et les marées pour entraîner une dislocation accrue de la couverture de glace.

Facteurs océanographiques

Comme il a été mentionné à la section sur les facteurs atmosphériques, la glace commence à se former lorsque l'eau perd une quantité suffisante d'énergie thermique. L'ampleur du refroidissement nécessaire avant la formation de la glace dépend des caractéristiques de la colonne d'eau. Tant que l'eau refroidie à la surface est plus dense que l'eau qui se trouve en dessous, il se produit un mélange ascendant avec de l'eau plus chaude et la glace ne se forme pas, sauf dans des circonstances exceptionnelles.

De même, la glace fond si le vent la pousse vers des eaux plus chaudes. La glace refroidit les eaux de surface. Ensuite, un renversement convectif dans la colonne d'eau ramène l'eau plus chaude en contact avec la glace, et celle-ci continue de fondre. Si les incursions de la glace dans l'eau plus chaude se poursuivent, et si l'eau est suffisamment peu profonde, la colonne d'eau tout entière se refroidit et il se forme alors une nouvelle lisière de glace.

Les courants dans l'océan sont très importants pour comprendre à quel endroit la glace peut se former et ensuite la façon dont elle se déplace. En raison de la faible différence de densité (environ 10 %) entre la glace et l'eau, la glace réagit très rapidement aux variations du courant. À proximité du rivage, les déplacements de l'eau sont grandement influencés par les mouvements des marées et les variations du ruissellement des eaux de surface, ainsi que par les vents locaux.

La principale force motrice pour la circulation de l'eau dans la région couverte par le présent atlas est le système de la dérive nord-atlantique. Entraînés par les vents et les différences de densité, le Gulf Stream et son prolongement, la dérive nord-atlantique, déplacent de grandes quantités d'eau dans le bassin arctique, entre l'Islande et la Scandinavie. Après avoir circulé dans l'océan Arctique, la majeure partie de cet excès d'eau est entraînée à l'extérieur de cet océan par le courant de l'est du Groenland, et qui déplace aussi la banquise épaisse de l'Arctique vers le sud entre le Groenland et l'Islande. La majeure partie de cette glace fond, mais une partie continue de se déplacer vers l'ouest, dépasse le cap Farewell et se déplace ensuite à nouveau vers le nord dans le courant de l'ouest du Groenland avant de fondre complètement. Une partie de ce courant tourne en direction ouest dans le détroit de Davis et l'autre partie continue vers le nord, dans la baie de Baffin, entraînant un important tourbillon qui circule dans le sens antihoraire à une vitesse d'environ 10 à 20 km par jour. Dans le nord-ouest de la baie de Baffin, ce tourbillon est rejoint par presque tout le volume restant du débit sortant du bassin arctique, qui a filtré entre les îles de l'archipel Arctique ou dans le détroit de Nares. La portion du tourbillon de la baie de Baffin qui circule en direction sud atteint le détroit de Davis, parcourant jusqu'à 20 à 30 km par jour et acceptant une partie des eaux du courant de l'ouest du Groenland, tel qu'il est décrit ci-haut, avant de devenir le courant du Labrador. Le principal courant du Labrador a deux tributaires, le courant provenant de l'île de Baffin, qui est le moins salé et qui coule le plus proche du rivage, à environ 10 km par jour, et la portion extérieure du courant provenant de l'ouest du Groenland, qui se déplace à une distance d’environ 100 km de la côte à une vitesse d'environ 20 à 30 km par jour.

Du nord de la baie de Baffin au sud de la mer du Labrador, le déplacement moyen des glaces à long terme se décrit généralement comme suivant la ligne de rivage à environ 10 à 15 km/jour. Les variations de la vitesse du vent peuvent accélérer ce déplacement ou l'arrêter complètement pendant de courtes périodes. En maintenant une vitesse moyenne de 15 km/jour, de la glace de plusieurs années qui quitterait l'île Devon au début du mois d'octobre arriverait à proximité de l'embouchure du fjord Hamilton vers la mi-février, ce qui correspond aux dates établies par la surveillance aérienne des glaces signalant la présence de vieille glace dans ce secteur.

Au large du nord-ouest de l'archipel Arctique canadien, un lent et large courant en direction sud s'incurve graduellement vers l'ouest dans les parties septentrionales de la mer de Beaufort. Toutefois, on pourrait dire que dans l'archipel ou à proximité de celui-ci, un courant circule dans le sens horaire autour de chaque île ou groupe d'îles important. En raison d'un transport net vers le sud dans l'archipel, et pour des raisons de dynamique, les portions de ces courants qui se déplacent vers le sud et vers l'est sont à la fois plus larges et plus fortes que les autres portions.

Dans les eaux peu profondes de la baie d'Hudson, un tourbillon circule dans le sens antihoraire, engendré en partie par les vents et en partie par le ruissellement, pour sortir de la baie en longeant la rive sud du détroit d'Hudson et rejoint la partie intérieure du courant du Labrador.

Le long de la plupart des côtes, la glace peut se fixer au rivage (banquise côtière) et s'étendre. Toutefois, l'expansion de la banquise côtière vers la mer est limitée si l'action de la marée est forte et la glace fixée est généralement observée dans les zones moins profondes. À moins qu'une étendue d'eau soit très large ou que les déplacements d'eau y soient très forts, la glace peut former une couverture continue d'une rive à l'autre, comme c'est le cas entre les îles de l'archipel Arctique. Dans les passages plus larges ou plus dynamiquement actifs, l'emplacement de la lisière de la banquise côtière peut changer beaucoup de mois en mois et d’une année à l’autre. Dans la plupart des passages, la banquise qui relie une rive à l’autre se détache durant l'été, mais dans la partie nord du détroit de Nansen, elle reste fixée à la côte la plupart des années.

Géographie terrestre

La topographie du terrain a un impact sur les glaces étant donné qu'elle influe sur le comportement des vents de surface et, dans certains cas, elle engendre même les vents. Pendant la saison froide, des vents très forts peuvent souffler au-dessus des terres surélevées ou des glaciers, ce qui a des répercussions sur la glace se trouvant à proximité du rivage. Pour certaines conditions de stabilité atmosphérique, la canalisation du vent par des entités topographiques peut engendrer des vents violents et même, dans certains cas, disloquer une étendue de glace consolidée.

Bathymétrie

La plate-forme continentale est la plus importante entité du fond océanique qui influe sur les régimes des glaces au Canada. Dans l'Est du Canada, la plate-forme s'étend à environ 300 km de la côte à la hauteur du détroit de Belle-Isle et elle devient graduellement plus étroite vers le nord, d'une largeur de 130 km vers le 56° de latitude nord, et sa largeur redevient d'environ 200 km au large du cap Chidley et du cap Dyer. Une crête submergée s'étend de la côte de l'île de Baffin jusqu'au Groenland par 66° de latitude nord environ. Au large de cette ligne, les eaux profondes offrent un réservoir d'énergie thermique qui peut facilement atteindre la surface et faire fondre toute glace qui s'y avance. Un tel réservoir d'énergie thermique n'est présent qu'à cet endroit dans la région couverte par le présent atlas.

Par ailleurs, les eaux sont relativement peu profondes dans la partie est du bassin Foxe et dans une bonne partie des voies d’eau à l'ouest. La plate-forme continentale au sud de la mer de Beaufort est d'une largeur de 100 km, sauf à proximité de l'île Barter et de l'île Herschel où le rebord de la plate-forme continentale se situe à moins de 50 km du rivage. Les eaux très peu profondes s'étendent jusqu'à 20 km vers le large et la glace de mer s'y échoue souvent.

Dans l'archipel Arctique, la profondeur excède généralement les 100 m. Toutefois, les eaux entourant l'île du Roi-Guillaume sont reconnues pour être peu profondes.

Description générale du régime des glaces

Déglacement

Voici une description générale de la saison de déglacement pour une année normale. Pendant l'hiver, des masses d'air glacial se forment au-dessus des régions continentales; les systèmes météorologiques déplacent ensuite l'air froid au-dessus des mers adjacentes. Au printemps, alors que le soleil est plus haut dans le ciel et que la terre se réchauffe, l'intensité des poussées d'air froid diminue rapidement. Dans les parties méridionales de la région couverte par le présent atlas, il n'y a plus de glace qui se forme, mais en général, les vents continuent de faire dériver la glace vers des eaux plus chaudes où la convection dans la colonne d'eau entraîne toujours un apport d'eau chaude pour faire fondre la glace. Les premiers signes de déglacement apparaissent donc vers la fin du mois d'avril dans les eaux au sud du Labrador et dans la baie James. En mai et en juin, le déglacement progresse graduellement vers le nord. Pendant ce temps, dans les zones de glace consolidée, des mares de neige fondue commencent à se former alors que la glace mince des polynies disparaît. En juin, la décroissance de la glace débute dans toute la région couverte par l'atlas. En raison de l'absorption de chaleur solaire par les polynies, particulièrement la polynie des eaux du Nord et également les parties nord-ouest de la baie d'Hudson et du bassin Foxe, la décroissance des glaces et le déglacement s'étendent aussi, en juin et en juillet, vers le sud et vers l'est de ces régions. À la fin de la saison de la fonte, généralement au début de septembre, on observe des concentrations élevées de glace dans les étendues d'eau suivantes et au nord-ouest de ces dernières : détroit de Nares, baie Norwegian, détroit de la Reine, détroit du Vicomte de Melville, détroit de M'Clintock et détroit de Victoria. La banquise de l'océan Arctique s'étend de 50 à 100 km au large de la côte sur la mer de Beaufort. La glace demeure généralement dans la baie Comité et dans le sud du golfe de Boothia.

Toutefois, il faut souligner que dans bon nombre d'années, la glace ne fond pas complètement dans d'autres secteurs, notamment dans le bassin Foxe et au nord-ouest du détroit de Davis. La glace de mer fond toujours complètement dans la baie James, les deux tiers sud de la baie d'Hudson et la mer du Labrador.

Englacement

En août, l'été prend fin rapidement dans les parties au nord du chenal Parry. De la nouvelle glace peut se former autour des floes restants des hivers précédents dès que la température de l'air tombe dessous le point de congélation. Comme cette nouvelle glace épaissit rapidement, la glace de première année de la nouvelle saison des glaces se mélange avec la glace de première année restante de l'hiver précédent dès le début octobre. Le 1er octobre, cette glace restante de l’hiver précédent est reclassée en glace de deuxième année. Elle ne contient presque pas de sel et est beaucoup plus dure que la glace formée récemment. En décembre, la glace de première année devient généralement une couverture consolidée formée de glace de plusieurs années et de glace de deuxième année; cette vieille glace prédomine souvent dans l'archipel Arctique, sauf autour de l'île de Baffin. Le reste de la région couverte par l'atlas devient occupé par de la glace qui se déplace au gré des systèmes météorologiques et des courants, à l'exception des zones au large dans la mer du Labrador.

La banquise côtière, pour sa part, s'installe le long des côtes de l'île de Baffin, du Groenland et du Labrador. À certains endroits, la largeur de cette glace peut atteindre 50 km. Au large, la banquise demeure mobile pendant l'hiver et des floes de toutes les dimensions se soudent ensemble et se disloquent de manière répétée.

La glace de mer de l'Arctique qui est transportée par le courant de l'est du Groenland autour du cap Farewell (pointe sud du Groenland) en janvier atteint son étendue maximale à près de 63° de latitude nord en mai, mais disparaît des eaux à l'ouest du cap Farewell en août. Cette glace de mer se trouve habituellement à moins de 100 km de la côte du Groenland.

Variations

D'importantes variations des conditions glacielles peuvent se produire d'une année à l'autre et, dans certaines régions, d'une semaine à l'autre. De plus, la nature de la couverture de glace peut changer avec les années. Par exemple, la glace du golfe Amundsen demeure peu épaisse et mobile certaines années; d'autres années, elle peut s'amalgamer, voire se consolider avec de la vieille glace. Dans le Grand Nord, un été chaud entraîne une plus importante dislocation de la vieille glace dans le bassin Sverdrup, ce qui produit une glace plus épaisse au cours du printemps et de l'été suivants dans le chenal Parry. Une couverture consolidée se forme régulièrement dans le chenal Parry, à l'ouest du détroit de Barrows, mais la lisière est peut se trouver au niveau de l'île Bylot ou de l'île Somerset, ou à peu près n'importe où entre les deux, et se disloquer pour se reformer plus d'une fois au cours de la saison hivernale. Des variations semblables en ce qui concerne le moment de la consolidation sont observées dans le détroit de Nares, mais l'étendue de la consolidation y est extrêmement régulière. La largeur de la banquise au large du Labrador et dans le détroit de Davis varie en fonction des périodes prolongées de vent du large ou de vent de terre.

La couverture totale de glace est définie comme la superficie multipliée par la concentration de la glace; elle est un indicateur servant à comparer la sévérité de la glace. Dans cet atlas, nous avons choisi de comparer la couverture totale (ou conditions glacielles) pour chaque année de l'atlas pendant la période allant du 25 juin au 15 octobre. L’année 2010 a connu la couverture minimale dans l'ensemble des eaux du Nord canadien alors que l’année 1983 a connu la couverture maximale. Le graphique illustrant les variations de la couverture accumulée totale au cours de la période de 30 ans est inclus dans le présent atlas. 

Épaisseur de la glace

Dans les parties septentrionales de l'archipel Arctique, la glace nue non perturbée peut atteindre une épaisseur maximale d'environ 240 cm au cours d'un seul hiver. Dans le centre et dans l'ouest de l'Arctique, l'épaisseur maximale de la glace est d'environ 200 cm. Plus au sud, dans la baie James et le long de la côte du Labrador, la glace qui se forme peut atteindre une épaisseur d'environ 120 cm.

La glace de plusieurs années dans l'archipel atteint une épaisseur de 300 à 450 cm. Cependant, l'épaisseur de fragments d’un plateau de glace peut atteindre 2 000 cm. Les plateaux de glace sont constitués de glace d'eau douce et de glace d'eau de mer et se forment le long de la rive nord-ouest de l'île d'Ellesmere sur de nombreuses années. Des morceaux de plateau se sont détachés au cours des dernières années et ils constituent des entités glacielles très distinctes qu'on retrouve à l'occasion à des endroits très éloignés de leur point d'origine. Ils sont semblables à des icebergs tabulaires, sauf qu'ils ne sont pas constitués de neige.

Vieille glace

Dans une zone où on trouve principalement de la glace de première année, la présence de vieux floes a un impact direct sur la pénétrabilité d'une étendue de glace, et ce, même pour les navires les plus puissants. Pour cette raison, on trouve dans le présent atlas des cartes des glaces portant sur la concentration et la fréquence d'occurrence de vieux floes à l'intérieur d'une banquise.

En septembre, il peut y avoir de la vieille glace des années précédentes, de la glace de première année de l'hiver précédent (qui n'a pas fondu) et aussi de la glace récemment formée, qui en est à la première année de son stade de formation. Bien qu'il soit difficile de différencier la glace de deuxième année et la glace de plusieurs années, il peut être utile de séparer les trois types de glace dont la dureté est très différente. Pour cette raison, toute glace de première année devient une glace de deuxième année si elle a survécu jusqu'au 1er octobre. C'est ce qui explique l'augmentation de la quantité de vieille glace sur les cartes d'octobre.

En mai, la concentration médiane de vieille glace représente une zone allongée de un à trois dixièmes de vieille glace dans le sud-ouest de la baie de Baffin qui s'étend vers le sud jusqu'à l'ouest du détroit de Davis. Ce schéma varie peu du mois de juin à la mi-juillet. Cette vieille glace fond après la mi-juillet et la majeure partie de la région devient exempte de vieille glace à partir du mois d'août et tout au long de l'automne.

On pourrait au départ penser que l'augmentation de la quantité de vieille glace au cours de la saison de la fonte n'est pas correcte, mais il se produit ici une fonte des formes plus minces de glace, ce qui fait en sorte que les vieux floes s'accumulent dans une zone plutôt que de se trouver dispersés dans la banquise.

Deux séries de cartes montrent la fréquence en pourcentage de la présence de vieille glace : la première, suivant une échelle allant de 4 à 10 dixièmes, et la deuxième, suivant une échelle allant de 1 à 10 dixièmes. Il est à noter que les très faibles quantités ne sont pas prises en considération pour ces cartes. Il y a toujours une faible probabilité qu'il y ait un dixième ou plus de vieille glace dans l'ouest du détroit de Davis et dans presque toute la baie de Baffin, et ce pendant toute l'année.

Dans le bassin Foxe, la quantité médiane de vieille glace ne s'élève jamais au-dessus de zéro, sauf dans les secteurs d'Igloolik-Fury et du détroit Hecla, mais les données sur le climat indiquent clairement que les vieux floes envahissent de nombreux secteurs du bassin. L'augmentation de la fréquence de vieille glace en octobre (mais pas de sa quantité) indique qu'il y a des zones où la glace n'a pas complètement disparu à la fin du mois de septembre.

La quantité et la fréquence des occurrences de vieille glace sont toutes deux remarquables dans le sud du golfe de Boothia et de la baie Comité, ainsi que dans les détroits de M'Clintock, de Larsen et de Victoria.

La concentration médiane de vieille glace dans la partie ouest du détroit de Barrows se situe dans les 1 à 3 dixièmes, mais atteint de 4 à 6 dixièmes en raison du changement de classification des glaces le 1er octobre. Les cartes montrent les concentrations plus fortes généralement présentes le long du côté sud du chenal Parry pendant les mois d'été.

Dans le bassin Sverdrup, c'est la vieille glace qui prédomine. Toutefois, lors d'étés chauds, le déglacement peut laisser de vastes zones où la glace de première année dominera au cours de l'année suivante. Dans la baie Norwegian, les concentrations et les fréquences de vieille glace sont plus faibles dans les parties orientales, soit aussi peu que de 1 à 3 dixièmes. Dans le détroit d'Eureka, de petites quantités de vieille glace survivent habituellement à la saison de la fonte.

Dans la mer de Beaufort, la banquise arctique de l'océan Arctique est une entité dominante. Comme on pourrait s'y attendre, la quantité et la fréquence des occurrences de vieille glace augmentent toutes les deux à mesure qu'on s'éloigne de la côte. À part dans les eaux peu profondes du delta du Mackenzie, il y a toujours un petit pourcentage de fréquence de vieille glace. En fait, lorsque la banquise de glace de première année près de la côte fond en été, les incursions de vieille glace font augmenter les pourcentages près de la côte.

Détails régionaux

Certaines des régions ci-après n'ont pas de limites précises. Pour les besoins du présent document, la côte du Labrador comprend les eaux qui se situent entre le détroit de Belle-Isle et les abords de la baie Frobisher. Plus au nord, la limite nord du détroit de Davis se situe au nord de la baie Home et la baie de Baffin se situe au nord du détroit de Davis. Les autres régions mentionnées sont des entités géographiques relativement bien définies.

Côte du Labrador

La hausse des températures au printemps entraîne la fonte de la glace vers la fin du mois d'avril, dans les eaux du Labrador méridional; la fonte de glace atteint la région de l'île Résolution vers la mi-juin. Lentement, la banquise devient plus étroite et se défait, et la lisière sud des glaces se retire du détroit de Belle-Isle jusqu'au nord des abords du fjord Hamilton en juin, et des abords du détroit d'Hudson et de la baie Frobisher en juillet, bien que des bancs de glace puissent persister jusqu'au mois d'août.

Il y a généralement un faible pourcentage de vieille glace dans la banquise du Labrador. À la fin de la saison des glaces, lorsque toute la glace de première année a fondu, il ne reste que des fragments de crêtes et de la vieille glace; il est alors fort possible que cette dernière soit dominante. La glace du large qui dérive depuis le détroit de Davis peut avoir une épaisseur de plus de 150 cm. De nombreuses tempêtes sévissent sur la région et des crêtes de glace d'une hauteur pouvant atteindre 5 mètres peuvent facilement se former sous l'effet de la pression causée par les vents et les courants. En règle générale, la hauteur des quilles de glace est de 3 fois supérieure à celle des crêtes de glace qui y sont associées. Les vents d'ouest sont fréquents; de sorte qu’un chenal de séparation se forme, tandis que le long de la lisière extérieure, la glace s'organise en cordons et en bancs. Au cours des périodes de vents persistants d'est à nord-est, la glace se compacte près de la côte et les processus de déformation de la glace peuvent être très intenses. En raison de la houle et de l'action des vagues, la glace se brise en petits floes à proximité de la lisière des glaces.

En décembre, de la glace de première année commence à apparaître au large du nord du Labrador et de la nouvelle glace apparaît au large du sud du Labrador. Pour le reste de l'hiver, la banquise est surtout formée de glace de première année et une lisière d'équilibre se forme à quelque 150 km au large de la côte du Labrador. Les variations des conditions glacielles d'une année à l'autre peuvent être en grande partie liées à l'écoulement de vent moyen au cours des mois d'hiver et de printemps. Lorsque des systèmes météorologiques de basse pression se déplacent de manière persistante sur la région de Terre-Neuve, les vents d'est le long de la côte du Labrador peuvent comprimer toute la glace contre la côte en une ceinture d'une largeur de 100 km. Toutefois, lorsque les systèmes de basse pression traversent le nord de la région, les vents d'ouest dispersent la glace jusqu'à 500 km vers le large.

Sur la côte du Labrador, l'englacement peut débuter dès la deuxième moitié d'octobre ou seulement à la deuxième semaine de décembre. La glace de mer de la côte du Labrador peut avoir complètement disparu dès la fin juin, mais elle peut aussi persister jusqu'en août.

Baie d'Hudson

La glace commence à fondre en mai, une zone d'eau libre apparaît alors le long de la rive nord-ouest, et un étroit chenal côtier se forme autour du reste de la baie. Pendant juin et juillet, les chenaux d'eau libre autour de la côte s'élargissent. Il est donc normal, à la fin juillet, de trouver seulement de grands bancs dans les parties sud de la baie. En août, les derniers vestiges disparaissent. Certaines années, des intrusions de glace provenant du bassin Foxe peuvent se produire dans la partie nord-est de la baie.

À la fin octobre, la glace commence à se former sur les rives nord-ouest de la baie. Certaines années, la glace peut aussi se former simultanément dans les eaux froides près du détroit de Foxe. En novembre, la glace s'épaissit pendant que les vents dominants la déplacent vers l'est et le sud-est. En décembre, la baie se couvre de glace de première année qui s'épaissit. Au cours de l'hiver, une bordure de banquise côtière d'une largeur de 10 à 15 km se forme le long de la majeure partie de la côte et lors de nombreuses années, une zone caractéristique de glace consolidée se forme entre les îles Belcher et la côte du Québec. Pendant ce temps, la banquise se laisse porter par les vents et par le lent tourbillon qui circule dans la baie dans le sens antihoraire.

Dans la baie d'Hudson, l'englacement peut débuter dès la première semaine d'octobre ou seulement à la première semaine de novembre. Pour ce qui est de la fonte, elle peut être complète dès la mi-juillet ou durer jusqu’à la première semaine de septembre, à l'exception d'intrusions de glace en provenance du bassin Foxe.

Baie James

La glace commence à fondre à la fin du mois d'avril. À la mi-juillet, une bonne partie de la baie est en eau libre. Habituellement, la glace a complètement disparu au début août, mais jusqu'à la fin août, la partie nord-ouest peut recevoir à l'occasion des intrusions de glace provenant de la baie d'Hudson. L'englacement est généralement rapide et débute après la mi-novembre. Toutefois, l'englacement a déjà débuté dès la première semaine de novembre et aussi tard qu'au début décembre. La glace peut avoir complètement disparu dès la fin juin, mais parfois elle persiste jusqu'à la fin août.

La glace de la baie James est reconnue pour sa coloration, qui est attribuable au gel d'eau trouble peu profonde ou au ruissellement qui concentre des sédiments à la surface de la glace. Une zone assez étendue d'eau libre apparaît souvent au sud de l'île Akimiski. La vieille glace n'atteint pas la baie James.

Bassin Foxe

La glace se forme généralement à la mi-octobre dans les parties nord et ouest. Elle épaissit rapidement et s'étend vers le sud et vers le large pour couvrir le bassin et le détroit de Foxe tôt en novembre. Dès le mois de décembre, c'est la glace de première année qui prédomine.

La fonte débute en juin. La polynie près de Hall Beach s'agrandit lentement. Pendant le mois de juillet, des chenaux d'eau libre se forment autour de la côte. Dans le centre du bassin, la quantité de glace ne diminue que très graduellement, mais il se produit une plus rapide désintégration en août. Des bancs de glace persistent jusqu'en septembre.

Dans le bassin Foxe, la combinaison des eaux peu profondes, de la grande amplitude des marées et des vents forts fait en sorte que d'importantes quantités de sédiments marins demeurent en suspension. Par conséquent, la glace est très rugueuse et surtout constituée de petits floes d'apparence crasseuse. Dans les secteurs nord et sud-ouest, il y a d'importantes étendues de banquise côtière. Certaines années, toute la glace du bassin Foxe et du détroit de Foxe peut fondre, alors que d'autres années, lorsque l'été est froid, il reste d'importantes concentrations de glace lorsque recommence l'englacement. La glace de deuxième année peut donc être présente dans le bassin Foxe et dans les eaux adjacentes au cours de l'hiver et du printemps suivants.

Dans le bassin Foxe, l'englacement a déjà débuté dès la fin septembre et aussi tard qu'à la troisième semaine d'octobre. La glace ne disparaît pas complètement du bassin chaque année, mais ce dernier a déjà été complètement libre de glace dès la première semaine de septembre.

Détroit d'Hudson et baie d'Ungava

Dans la partie ouest du détroit d'Hudson, l'englacement commence en général près de la côte en novembre. La formation de la glace progresse ensuite pour couvrir toute la région au début décembre et, à la mi-décembre, c'est la glace de première année qui prédomine. À l'exception de la banquise fixe très étendue entre les îles situées entre l'île Big et le cap Dorset, la glace se déplace constamment en raison des courants forts et des coups de vent fréquents. Il y a continuellement formation de crêtes de pression, chevauchement et hummockage, et la congestion par la glace touche souvent la baie d'Ungava et le côté sud du détroit d'Hudson. Par contre, il y a souvent un chenal côtier ou de séparation du côté nord du détroit. À l'occasion, de petites concentrations de glace de deuxième année provenant du bassin Foxe dérivent dans le détroit. De la glace de plusieurs années entre également dans les parties à l’est depuis le détroit de Davis.

En mai, des chenaux d'eau libre se forment et dès le mois de juin, ils s’élargissent lentement. En juillet, il n'y a presque plus de glace, mais la baie d'Ungava demeure souvent encombrée de glace déformée et épaisse dans laquelle on trouve de la vieille glace. Le dégagement complet a déjà été observé dès la mi-juillet ou seulement à la fin août. Toutefois, il faut noter que des intrusions de glace de deuxième année en provenance du détroit de Foxe sont parfois observées certaines années.

Dans le détroit d'Hudson, l'englacement a déjà débuté dès la mi-octobre, mais également aussi tard que la première semaine de décembre, tandis qu'il est arrivé que la glace avait complètement fondu dès la fin juillet ou aussi tard qu'au début septembre. Dans la baie d'Ungava, l'englacement a déjà débuté dès la fin octobre ou seulement la deuxième semaine de décembre.

Baie de Baffin et détroit de Davis

À la fin mai et en juin, la glace mince de la polynie des eaux du Nord dans la partie septentrionale de la baie de Baffin se désintègre, puis la fonte s'étend vers le sud jusqu'aux approches du détroit de Lancaster. La banquise se détériore plus rapidement autour de la côte est que dans le centre de la baie. Par conséquent, au début du mois d'août, il reste encore de la glace à proximité de la côte entre le cap Dyer et Clyde River et dans les parties centrales de la baie vers le nord jusque par 74° de latitude nord. À la fin août, la banquise est finalement réduite à des bancs de glace au large entre le cap Dyer et la baie Home. Le dégagement survient en moyenne à la fin août.

Le courant qui coule vers le nord le long de la côte du Groenland est relativement chaud tandis que le courant qui coule vers le sud à l'est de l'île de Baffin est relativement froid. Par conséquent, la formation de la glace débute plus tôt le long du côté ouest de la baie que du côté du Groenland. En septembre, de la nouvelle glace commence à se former tout au nord-ouest de la baie de Baffin. À la fin du mois, une frange se forme le long de la côte de l'île de Baffin. La formation de la glace s'accélère en octobre et en novembre, à tel point que c'est de la glace de première année qui prédomine au nord du cap Dyer à la mi-novembre. En moyenne, la limite sud de la glace de mer se stabilise près d'une ligne reliant la côte du Groenland par 68° de latitude nord à un point dans la direction générale du sud-ouest situé à quelque 200 km au large de l'île Resolution.

C'est la glace de première année qui prédomine tout au long de l'hiver dans la baie de Baffin et le détroit de Davis. Parce qu'une zone de basse pression est souvent centrée sur la baie de Baffin, les vents peuvent former un chenal de séparation le long de la côte de l'île de Baffin. Un pourcentage de glace de plusieurs années, qui provient principalement du détroit de Smith et quelquefois du détroit de Lancaster, envahit le côté ouest de la baie. L'épaisseur de cette glace varie entre 240 et 320 cm. La formation de crêtes de pression, le chevauchement et l'hummockage y sont importants, et les icebergs abondent.

Une voie d'eau libre traversant la partie nord de la baie de Baffin peut se former dès la troisième semaine de juin et aussi tard que la dernière semaine d'août. Dans la baie Frobisher, il arrive que la glace ait complètement disparu dès la fin juin, mais également aussi tard que le début octobre. Dans la baie de Baffin et le détroit de Davis, la glace peut avoir complètement disparu dès la mi-août, mais certaines années, il arrive qu'elle n'ait pas complètement disparu lorsque l'englacement débute. Dans ce dernier cas, les tempêtes automnales parviennent généralement à bien disperser les floes restants dans la région. L'englacement peut commencer dans le nord-ouest de la baie de Baffin dès la dernière semaine d'août, mais il peut aussi ne commencer qu'au milieu du mois d'octobre. Dans la baie Frobisher, la formation de nouvelle glace peut débuter aussi tôt que la mi-octobre et aussi tard que la deuxième semaine de novembre.

Archipel Arctique

Lorsque les températures montent au-dessus du point de congélation dans l'extrême Arctique, les polynies et les étendues libres de glace commencent lentement à s'agrandir. Ensuite, au cours du mois de juin, la glace mobile commence à disparaître à l'ouest du détroit de Lancaster et la débâcle de la glace consolidée débute. Des mares commencent à se former sur la glace consolidée dans l'archipel; elles s'agrandiront au début juillet. Dans la majeure partie de l'archipel, la formation de fractures se produit généralement en juillet, mais souvent pas avant le mois d'août dans le détroit de Barrows, la baie Norwegian, le détroit du Vicomte de Melville, le détroit de Peel, le détroit de Larsen et le détroit de M'Clintock.

Dans le détroit de Dolphin et Union, le golfe Coronation et le détroit de Dease la glace disparaît complètement généralement avant la fin juillet. C'est habituellement au début août que la glace disparaît complètement dans l'inlet de l'Amirauté et l'inlet Pond, et au cours de la deuxième semaine d'août dans le golfe de la Reine-Maud ainsi qu'au sud et à l'est de l'île du Roi-Guillaume. C'est normalement à la fin août que sont complètement libres de glace le détroit de Wellington et le détroit de Jones, mais des incursions de glace provenant du nord peuvent se produire. La fonte est souvent complète au début septembre dans le détroit de Peel, l'inlet Prince-Régent et le golfe de Boothia. Cependant, l'extrémité sud du golf de Boothia et la baie Comité demeurent encombrées de vieille glace tout l'été. Dans le bassin Sverdrup, la zone de fracturation est plutôt variable et, en général, il reste de la glace jusqu'au début de l'englacement à l'automne.

Dans le chenal Parry et dans les parties centrales de l'archipel, c'est en septembre que la nouvelle glace commence à se former. Elle s'épaissit rapidement pour devenir de la glace de première année en octobre et ensuite la glace se consolide dans la majeure partie de la région. Toutefois, dans le détroit de Lancaster, l’englacement peut être retardé d'un mois en raison des vents forts et de l'activité des marées. Au cours de la première semaine d'octobre, de la nouvelle glace commence à se former autour de l'île du Roi-Guillaume et celle-ci se consolide tôt en novembre. L'englacement s'étend au golfe Coronation et la consolidation est généralement complète à la mi-novembre.

Dans les parties centrales du détroit du Vicomte de Melville et du détroit de M'Clintock, la glace peut se déplacer de façon restreinte pendant le mois de décembre. De petites ouvertures créées par les marées sont courantes dans le détroit de Penny et dans le détroit de Bellot alors qu'il existe une importante polynie dans le chenal Hell Gate pendant tout l'hiver. Dans la partie est du chenal Parry, le taux de consolidation varie considérablement d'une année à l'autre. Certaines années, la consolidation atteint presque l'entrée est du détroit de Lancaster, tandis que d'autres années, elle atteint seulement le détroit de Barrows. La lisière de la consolidation médiane se situe toutefois à l'île Prince Leopold.

À l'est et au sud d'une ligne qui passe par l'île du Roi-Guillaume, l'île Bathurst et le sud de l'île d'Ellesmere, c'est la glace de première année qui prédomine, même s'il y a un faible pourcentage de glace de plusieurs années ici et là. La baie Comité constitue une exception, car c'est surtout de la glace de plusieurs années qui s'y trouve. À l'ouest et au nord de cette ligne, la glace de plusieurs années prédomine et la concentration de glace de première année dépend de l'ampleur du déglacement au cours de la saison de fonte précédente.

La région du détroit de Larsen et les eaux environnantes ainsi que la région de la baie Comité mentionnée ci-haut agissent comme piège pour la vieille glace qui les envahit périodiquement en provenance de régions plus au nord car, dans la pratique, il n'y a pas de sortie pour la glace. L'énergie thermique absorbée au cours de l'été suffit à réduire l'épaisseur des vieux floes d'une quantité supérieure à la croissance hivernale normale de cette glace. Ce cycle peut prendre plusieurs années avant de faire fondre complètement un vieux floe, mais un « nouveau » lot de vieille glace envahit la région tous les deux ou trois ans.

Les conditions glacielles peuvent varier grandement d'une année à l'autre. Pendant les hivers plus froids, une couverture de glace consolidée peut se former dans le détroit de Lancaster et l'inlet Prince-Régent et des morceaux de glace peuvent encore se trouver dans le détroit de Lancaster au moment où s'amorce l'englacement. Au cours des années plus faciles, la glace peut avoir disparu dans le détroit de Lancaster dès la fin du mois de mai et le détroit peut rester libre de glace jusqu'à ce que de la nouvelle glace se forme en octobre. Au cours des étés plus froids, nombreux sont les chenaux qui restent couverts de glace consolidée ou occupés par une banquise serrée, ce qui entraîne un englacement hâtif. D'autre part, au cours des étés plus chauds, il y a dislocation dans la plupart des chenaux et il s'ensuit un vaste déglacement. Cela peut permettre à la vieille glace qui s'est détachée de la couverture de glace des îles de la Reine-Elizabeth de dériver vers le sud jusqu'au chenal Parry, ce qui contribue à rendre les conditions glacielles plus difficiles à cet endroit l'année suivante.

Mer de Beaufort

De la vieille glace ou de la glace de plusieurs années d'une épaisseur de 450 cm - la banquise arctique - se déplace continuellement au gré des courants et des vents dans l'océan Arctique et elle est présente à longueur d'année. Son degré de pénétration dans la mer de Beaufort à un moment donné dépend du régime des vents pour l'année en cours. En moyenne, la limite de la banquise arctique s'étend d'un point à proximité du cap Prince Alfred vers le sud-ouest jusqu'à environ 200 km au nord de l'île Herschel, puis vers l'ouest jusqu'à environ 200 km au large de la côte septentrionale de l'Alaska. Entre la banquise arctique et la banquise côtière, c'est de la glace de première année mobile qui prédomine tout au long de l'hiver.

La lisière de la consolidation dans le golfe Amundsen peut être très différente d'une année à l'autre, mais elle se situe en général près du cap Baring ou du cap Lambton, quelquefois au cap Kellett. Au printemps, les vents du nord-ouest s'apaisent et ce sont les vents d'est et du sud-est qui deviennent prédominants; c'est pourquoi il s'y forme une polynie. En juin, la glace commence à fondre dans le delta du Mackenzie et il s'y forme rapidement une étendue d'eau libre. En général, il se forme des fractures dans le golfe Amundsen à la fin juin; la glace se met alors à dériver et fond. La banquise côtière qui s'est formée le long de la péninsule de Tuktoyaktuk se fracture à la fin juin ou au début juillet et, à la fin du mois, une voie d'eau libre se forme habituellement entre la baie Mackenzie et le cap Bathurst. Le golfe Amundsen est généralement complètement libre de glace avant le mois d'août.

En juillet, un étroit chenal côtier ou de séparation se forme à l'ouest du delta du Mackenzie jusqu'à la pointe Barrow. La glace de dérive lâche n'apparaît pas le long de la côte avant la première semaine du mois d'août et ce n'est qu’au cours de la première semaine de septembre qu'une voie d'eau libre se forme.

Dans la mer de Beaufort, l'englacement dépend dans une très grande mesure de l'emplacement de la limite sud de la banquise arctique. La formation de nouvelle glace débute à la fin septembre entre les floes de plusieurs années et s'étend vers le sud ainsi que vers le large à partir de la côte. À la fin octobre, la glace qui se trouve autour de la banquise arctique est de première année. La banquise côtière est importante et s'étend de la côte jusqu'à ce que la profondeur de l’eau atteigne environ 20 mètres. Durant les mois d'hiver, les vents de mer maintiennent la banquise mobile appuyée contre la banquise côtière.

Lors des étés froids, il se peut que la banquise côtière le long de la péninsule de Tuktoyaktuk ne se détache pas avant la mi-juillet. Ces étés froids se produisent lorsque des vents du nord-ouest maintiennent la banquise arctique près de la côte. Une zone d'eau libre peut apparaître le long de la côte de l'Alaska dès la troisième semaine de juillet.

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