Chapitre 4 : Processus océan-atmosphère à grande échelle agissant sur le climat

Description du chapitre

Le présent chapitre évalue les changements dans les processus et les phénomènes atmosphériques et océaniques qui influent sur les changements régionaux du climat canadien, notamment l’amplification arctique, les régimes de circulation atmosphérique et océanique et les conditions à grande échelle qui mènent aux orages.

Messages clés du chapitre

Résumé en langage clair^{Note de bas de page 1}

Dans le présent chapitre, nous évaluons les changements dans les processus et les phénomènes qui influent sur les changements régionaux du climat canadien et qui sont pertinents pour les changements des températures de surface et des précipitations (abordés aux chapitres 2 et 3) et d’autres variables (abordées aux chapitres 5 à 9). Nous faisons la distinction entre les changements du climat liés aux processus associés aux variations du rayonnement et des flux thermiques (processus thermodynamiques) et ceux qui sont liés aux processus associés à la circulation de l’air dans l’atmosphère et de l’eau dans l’océan (processus dynamiques).

Les processus thermodynamiques sont les principaux moteurs d’un phénomène appelé « amplification arctique », c’est-à-dire l’augmentation plus rapide de la température de surface dans la région arctique par rapport à la température moyenne mondiale. Ce phénomène explique en grande partie pourquoi le Canada s’est réchauffé à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale, et pourquoi le nord du pays s’est réchauffé à un rythme plus rapide que le sud, comme indiqué au chapitre 2. L’amplification arctique continuera de dominer les tendances mondiales et canadiennes sur le plan du réchauffement à l’avenir. Les processus thermodynamiques sont également associés à d’autres changements projetés. Par exemple, l’augmentation de la disponibilité de la vapeur d’eau dans l’atmosphère en raison du réchauffement planétaire entraîne une augmentation de l’intensité et de la fréquence des rivières atmosphériques, de longs couloirs étroits de transport horizontal de vapeur d’eau dans l’atmosphère. Les processus thermodynamiques contribuent également à l’augmentation projetée des conditions environnementales favorables au développement d’orages, plus particulièrement dans le centre et l’est du Canada. En outre, on s’attend à une augmentation des taux moyens et maximaux des épisodes de pluie associés aux ouragans de l’Atlantique et de la proportion d’ouragans de l’Atlantique qui deviennent très violents. Cependant, comme seul un petit nombre d’ouragans de l’Atlantique touchent le Canada, de l’incertitude persiste quant aux répercussions de ces changements sur l’est du Canada.

Les changements dans les processus dynamiques, comme la circulation à grande échelle de l’air dans l’atmosphère, sont importants pour comprendre et prédire les changements climatiques au Canada à l’échelle régionale, mais ils sont associés à une plus grande incertitude par rapport aux processus thermodynamiques. Cette incertitude découle de l’impact important de la variabilité climatique interne sur les processus dynamiques et à un manque d’uniformité dans les modèles en ce qui a trait à de nombreux aspects des changements projetés. Les changements dans la circulation atmosphérique à grande échelle sont le résultat de variations des températures à grande échelle. Par exemple, l’amplification arctique entraîne une diminution de la différence de température près de la surface entre les tropiques et l’Arctique. Ce phénomène contribue généralement à un déplacement vers l’équateur des courants-jets, de puissantes bandes de vents qui soufflent d’ouest en est dans les 15 premiers kilomètres de l’atmosphère (figure 4.6). D’autre part, le réchauffement accru de la troposphère supérieure dans les tropiques, à environ 10 à 15 km au-dessus de la surface de la Terre, tend à donner lieu à une plus grande différence de température entre les tropiques et les pôles et contribue au renforcement des courants-jets et à leur déplacement vers les pôles. Les modèles climatiques suggèrent que, dans la plupart des cas, il y aura domination du réchauffement des tropiques, ce qui provoquera la migration des courants-jets, des tempêtes extratropicales et des rivières atmosphériques vers les pôles dans le contexte des changements climatiques. Une augmentation des méandres nord-sud des courants-jets, qui favorisera leur ondulation, et une augmentation de la force ou de la fréquence des blocages atmosphériques (systèmes de haute pression se déplaçant très lentement) pourraient entraîner des phénomènes climatiques extrêmes plus intenses et plus fréquents. Cependant, il n’existe aucune indication claire que l’ondulation des courants-jets et la force ou la fréquence des blocages aient changé dans le passé ou changeront à l’avenir.

Le phénomène El Niño-oscillation australe est un mode de variabilité caractérisé par des fluctuations, tous les deux à sept ans, de la température de surface de la mer et de la pression atmosphérique dans l’océan Pacifique tropical. Ce mode de variabilité est également associé à d’importantes fluctuations interannuelles du climat canadien. Actuellement limitées principalement à l’ouest du Canada, ces fluctuations devraient s’étendre au centre et à l’est du pays en raison du réchauffement climatique accru. Cependant, ces projections sont incertaines en raison des biais systématiques des modèles climatiques dans l’océan Pacifique tropical.

Le réchauffement à venir dans l’est et le nord du Canada pourrait être légèrement atténué par un affaiblissement projeté de la circulation méridienne de retournement atlantique, le principal courant océanique à grande échelle qui influe sur le climat canadien, mais l’ampleur de cet effet de refroidissement est incertaine. On ne peut exclure un effet de refroidissement beaucoup plus important dans l’est et le nord du Canada, qui serait associé à un éventuel arrêt de ce courant océanique au cours du siècle.

4.1 : Introduction

Les chapitres 2 et 3 fournissent des évaluations détaillées des changements moyens de la température, des précipitations et des vents de surface dans le passé et dans l’avenir, ainsi qu’un aperçu général des changements passés et futurs de certains aspects spécifiques du climat canadien, sur la base des évaluations détaillées de ces changements présentées aux chapitres 4 à 9. Le présent chapitre est le premier des chapitres plus techniques. Il décrit et évalue les changements dans les processus atmosphériques et océaniques à grande échelle qui influent sur la plupart des autres aspects des changements climatiques au Canada qui sont abordés dans les autres chapitres. Il évalue les processus et les phénomènes qui se produisent dans l’atmosphère et les océans à des échelles supérieures à 100 km et qui influent sur les régimes de changement du climat canadien (figures 4.1 et 4.3, encadré 4.1). Ces processus à grande échelle expliquent pourquoi le Canada se réchauffe à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale. Ils contribuent également aux variations spatiales des changements de température et de précipitations au Canada, ainsi qu’aux autres éléments des changements climatiques au Canada décrits aux chapitres 5 à 9. Pour un aperçu plus général des processus mondiaux responsables du réchauffement planétaire, voir les chapitres 2 et 3 de la première édition du Rapport sur le climat changeant du Canada (RCCC de 2019). La figure 4.1 présente un aperçu des échelles spatiales et temporelles des processus évalués dans le présent chapitre.

Faits saillants de la figure : Les processus et phénomènes atmosphériques et océaniques qui influent sur les changements climatiques au Canada se produisent sur un large éventail d’échelles temporelles et spatiales.

Titre de la figure : Processus atmosphériques et océaniques pertinents pour les changements climatiques au Canada et évalués dans le présent chapitre

Les variations régionales du climat et les changements climatiques au Canada sont en partie régis par des processus thermodynamiques. Les processus thermodynamiques sont ceux qui sont liés aux changements dans les flux de rayonnement et de chaleur et qui ont un lien direct avec le climat et les changements climatiques par leur incidence sur la température et l’humidité. Ces processus comprennent souvent des rétroactions, selon lesquelles un changement particulier dans le système climatique entraîne un changement dans un autre aspect du système climatique, qui à son tour amplifie ou affaiblit le changement initial. Les rétroactions donnent lieu à un phénomène connu sous le nom d’amplification arctique, c’est-à-dire l’augmentation plus rapide de la température de surface dans la région arctique par rapport à la moyenne mondiale. Ce phénomène explique en grande partie pourquoi le Canada se réchauffe à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale (voir également la foire aux questions 4.1) et pourquoi le nord du Canada se réchauffe plus rapidement que le sud. L’amplification arctique est évaluée à la section 4.2.

Les variations régionales du climat canadien et les changements climatiques au Canada sont également influencés par des processus dynamiques. Ces processus sont responsables de la circulation à grande échelle de l’air et de l’eau. Les changements induits par les humains dans les processus dynamiques sont généralement plus incertains que ceux induits dans les processus thermodynamiques (Shepherd, 2014). Cela s’explique par le fait que les changements dans la circulation à grande échelle sont généralement le résultat de processus multiples, qui se produisent souvent en même temps. De plus, les changements dans la circulation à grande échelle dépendent souvent des changements dans les variations spatiales (ou gradients) des conditions thermodynamiques à grande échelle (telles que celles associées à l’amplification arctique). La circulation atmosphérique à grande échelle façonne les variations régionales de la température et des précipitations au Canada. Par exemple, comme les vents aux latitudes moyennes soufflent le plus souvent d’ouest en est, l’air océanique relativement tempéré et humide est transporté vers la côte ouest du Canada, rendant le climat de cette région plus tempéré et humide que ce que l’on observe dans d’autres parties du pays. De plus, les jours les plus froids de l’année se produisent généralement lorsque l’air froid de l’Arctique est transporté vers le sud par des vents qui soufflent du nord vers le sud. Les changements dans la force et la direction des vents entraîneront donc des changements régionaux dans la température de surface et les précipitations.

Parmi les facteurs qui compliquent notre compréhension des tendances historiques de la circulation à grande échelle, on compte le fait que les tendances sur des périodes de moins de quelques décennies sont souvent dominées par la variabilité climatique interne, c’est-à-dire les fluctuations du climat qui ne sont pas causées par des forçages climatiques externes (chapitre 3, section 3.3.3). Comme il est souvent difficile de déterminer quelle partie des changements observés découle des forçages climatiques externes (comme l’augmentation des gaz à effet de serre dans l’atmosphère en raison de l’activité humaine) et quelle partie découle de la variabilité climatique interne, il peut être complexe de déterminer la cause des tendances passées. La variabilité climatique interne au Canada se manifeste à pratiquement toutes les échelles temporelles et résulte d’interactions complexes au sein du système climatique. Elle est souvent associée à des « modes de variabilité interne », c’est-à-dire des éléments du système climatique qui alternent généralement entre un ensemble de régimes (ou phases) et un autre (comme le phénomène El Niño-oscillation australe). Ces modes sont souvent le résultat de rétroactions qui donnent lieu à des fluctuations organisées à grande échelle sur des échelles temporelles allant de quelques semaines à plusieurs décennies. Bien que le présent chapitre se concentre sur les tendances climatiques moyennes sur des périodes plus longues (généralement 30 ans), nous examinons également comment les modes de variabilité climatique interne peuvent être influencés par des forçages climatiques externes (comme les émissions de gaz à effet de serre découlant de l’activité humaine). Il est particulièrement difficile de distinguer les changements causés par des forçages externes de ceux qui sont causés par la variabilité climatique interne lorsque les forçages climatiques externes entraînent des régimes de changement moyen qui ressemblent à l’une des phases d’un mode de variabilité climatique interne. Les modes de variabilité atmosphérique (comme l’oscillation nord-atlantique) sont abordés à la section 4.3, et les modes couplés atmosphère-océan (comme le phénomène El Niño-oscillation australe) sont abordés à la section 4.8.

Une variabilité climatique interne importante introduit également une incertitude quant aux projections relatives à la circulation atmosphérique et aux changements régionaux connexes en matière de température et de précipitations. Les changements projetés à très court terme dans les vents de basse altitude d’ouest en est, la température de surface et les précipitations, simulés par la version 5 du modèle canadien du système terrestre, sont présentés à la figure 4.2. Un ensemble de 50 simulations a été réalisé avec des forçages climatiques externes identiques, mais avec de petites perturbations qui ont généré différentes « réalisations » de la variabilité climatique interne (chapitre 3, section 3.3.3). La première colonne montre la moyenne des 50 simulations, dans lesquelles l’effet de la variabilité climatique interne est moyenné et représente donc le changement projeté causé par les forçages climatiques externes. Les différences de réponse entre ces simulations ne sont pas liées aux forçages climatiques externes et sont donc le résultat de la variabilité climatique interne. L’impact de cette variabilité climatique interne est illustré par les deuxième et troisième colonnes, qui présentent les projections de deux simulations avec des changements opposés du vent. La simulation qui comprend une augmentation prévue du vent au-dessus de l’océan Pacifique (réalisation n^o 13) se caractérise par un transport plus important d’air océanique relativement chaud et humide vers l’ouest du Canada, ce qui entraîne une augmentation du réchauffement et des précipitations plus importante dans cette région que dans la simulation comprenant une diminution prévue du vent au-dessus de l’océan Pacifique (réalisation n^o 35). Comme la variabilité climatique interne ne peut être prévue plus de quelques années à l’avance et qu’il s’agit de projections à très court terme par rapport à la période préindustrielle (estimée dans le présent rapport entre 1850 et 1900), les deux simulations sont tout aussi plausibles. La grande différence entre les réponses climatiques régionales de ces deux simulations souligne le degré élevé d’incertitude qui caractérise les changements climatiques régionaux causés par la variabilité climatique interne, en particulier en ce qui concerne les changements dans les précipitations.

Faits saillants de la figure : La variabilité climatique interne a une grande influence sur les projections relatives à la circulation atmosphérique et aux régimes de température et de précipitations connexes.

Titre de la figure : Projections du vent, de la température de surface et des précipitations dans un large ensemble de simulations de modèles climatiques.

Une autre difficulté courante dans l’évaluation des changements liés aux phénomènes à grande échelle réside dans le fait que la définition de ces phénomènes comporte une part de subjectivité. Par exemple, comme indiqué à la section 4.4, il existe plusieurs définitions complémentaires des blocages atmosphériques couramment utilisées dans la documentation scientifique. Les tendances observées et projetées peuvent être sensibles à la définition, ce qui introduit une incertitude supplémentaire. Ce facteur vaut également pour les rivières atmosphériques, abordées à la section 4.5.

Nous présentons ici le plan du présent chapitre. Dans la section 4.2, nous évaluons les changements liés à l’amplification arctique et leurs répercussions sur les températures au Canada. Dans les sections 4.3 à 4.6, nous évaluons les changements dans la circulation atmosphérique horizontale à grande échelle qui ont une incidence sur le climat moyen et les phénomènes climatiques extrêmes au Canada. La section 4.3 porte principalement sur les courants-jets, les trajectoires des tempêtes et les modes de variabilité atmosphérique, comme l’oscillation nord-atlantique. La section 4.4 porte sur les changements dans les tempêtes extratropicales, les systèmes de haute pression extratropicaux et les blocages atmosphériques qui touchent le Canada. La section 4.5 évalue les changements dans les rivières atmosphériques, tandis que la section 4.6 évalue les changements dans les ouragans de l’Atlantique Nord. Les changements dans la circulation atmosphérique verticale, et en particulier les changements dans les conditions environnementales à grande échelle qui favorisent le développement d’orages au-dessus du Canada, sont évalués dans la section 4.7. Enfin, les sections 4.8 et 4.9 évaluent les processus à grande échelle qui concernent l’océan. Les changements dans les processus climatiques couplés atmosphère-océan qui ont une incidence sur l’amplitude de la variabilité interannuelle et décennale du climat canadien, comme les phénomènes El Niño et La Nina, sont évalués à la section 4.8. Les changements dans la circulation océanique et leur incidence sur le climat canadien sont évalués à la section 4.9.

Faits saillants de la figure : Aperçu visuel du contenu du chapitre et des liens importants entre les chapitres.

Titre de la figure : Guide visuel du contenu du chapitre 4 et des principaux liens entre les chapitres

4.2 : Amplification arctique

Message clé 4.1 : L’Arctique (la région située au nord du cercle arctique) s’est réchauffé à un rythme plus de trois fois supérieur à la moyenne mondiale au cours des cinq dernières décennies (degré de confiance élevé^{Note de bas de page 2} ). La majeure partie de ce réchauffement accru, connu sous le nom d’amplification arctique, est causée par l’influence humaine (degré de confiance élevé) et implique des rétroactions et des processus climatiques locaux, notamment la perte de glace de mer. L’amplification arctique explique en grande partie pourquoi le Canada s’est réchauffé près de deux fois plus vite que la moyenne mondiale, et l’Arctique canadien, trois fois plus vite pour la période de 1970 à 2023 (degré de confiance élevé).

Message clé 4.2 : L’amplification arctique et le réchauffement plus rapide de l’Arctique canadien par rapport au reste du Canada se poursuivront au cours du XXI^e siècle (degré de confiance très élevé). Au cours des prochaines décennies, l’Arctique canadien devrait se réchauffer à un rythme plus de deux fois supérieur à la moyenne mondiale (degré de confiance moyen).

4.2.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Comme décrit au chapitre 2, dans la foire aux questions 4.1 et précédemment dans le RCCC de 2019, le Canada et, dans une plus large mesure, le nord du Canada se réchauffe plus rapidement que la moyenne mondiale. Cette observation est largement liée à un phénomène connu sous le nom d’amplification arctique, c’est-à-dire l’augmentation plus rapide de la température de surface dans la région arctique par rapport à la plupart des autres régions du monde (Holland et Bitz, 2003; Previdi et al., 2021; Serreze et Barry, 2011; Taylor et al., 2022). Le réchauffement rapide de l’Arctique a des répercussions profondes sur les écosystèmes sensibles de l’Arctique et sur les moyens de subsistance et les modes de vie des Premières Nations, des Inuits et des Métis (Hancock et al., 2022; Moon et al., 2024).

La contribution du Groupe de travail 1 (GT1) au sixième Rapport d’évaluation (RE6) du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC) a déterminé (voir la section 7.4.4.1.3 dans Forster et al., 2021) qu’il existe un degré de confiance élevé que l’amplification arctique constitue une caractéristique robuste de la réponse à long terme au forçage des gaz à effet de serre. L’amplification arctique est quantifiée à l’aide du facteur d’amplification arctique, c’est-à-dire le rapport entre le changement de la température moyenne à la surface de l’Arctique et le changement de la température moyenne à la surface du globe. Ainsi, une valeur supérieure à 1 indique que l’Arctique s’est réchauffé à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale.

L’amplification arctique est principalement due à des rétroactions climatiques locales qui amplifient le réchauffement causé par l’augmentation des concentrations de gaz à effet de serre dans l’atmosphère. Par exemple, le réchauffement de l’Arctique entraîne une augmentation de la fonte des neiges et des glaces marines, ce qui réduit la quantité de rayonnement solaire réfléchie et accentue encore le réchauffement de l’Arctique. Pour décrire ces rétroactions positives (amplificatrices), on parle généralement de rétroactions de l’albédo de la neige et de la glace de mer (voir l’encadré 4.2 pour plus d’informations sur les processus et les rétroactions contribuant à l’amplification arctique). L’amplification arctique touche l’ensemble de l’Arctique et a donc une incidence sur les températures dans le nord du Canada. Elle contribue à un réchauffement plus important au Canada par rapport à la moyenne mondiale ainsi qu’à un réchauffement plus important dans le nord du pays que dans le sud, et influe sur les tendances saisonnières du réchauffement au Canada, avec un pic à la fin de l’automne et au début de l’hiver (encadré 4.2, foire aux questions 4.1; chapitre 2, section 2.4.1). Ces tendances spatiales et saisonnières se manifestent par l’augmentation observée de la température de surface dans tout le pays (chapitre 2, section 2.4.1) et par la diminution observée de l’intensité et de la fréquence des vagues de froid extrême, en particulier dans le nord du Canada (chapitre 8, section 8.2.1), et sont liées à une diminution du manteau neigeux et de la glace de mer (chapitre 6, sections 6.2.2 et 6.3.2). L’amplification arctique ne modifie pas de manière significative les méandres nord-sud du courant-jet ni les trajectoires des tempêtes (section 4.3, encadré 4.4).

4.2.2 : Changements passés et leurs causes

Les mesures de la température de surface dans l’Arctique comprennent les mesures des températures de l’air à la surface effectuées par les stations météorologiques terrestres et les mesures des températures de la surface de la mer effectuées par des bouées et des navires. Cependant, en raison de la couverture de glace pérenne qui recouvre une grande partie de l’océan Arctique, les mesures dans le centre de l’Arctique sont limitées. Les produits de données d’observation maillées (voir la figure 4.4 et la foire aux questions 4.1, figure 1, pour des exemples, et le chapitre 2, section 2.3.3, pour une description détaillée) utilisent donc des techniques d’interpolation (estimations des données inconnues à partir des données connues) pour combler les lacunes dans les régions où les données sont rares, comme l’Arctique, ce qui contribue à l’incertitude concernant les tendances des températures de surface dans l’Arctique (voir la section 2.3.1.1.3 dans Gulev et al., 2021; Lenssen, 2022). Lorsque des données in situ (sur place), des données satellitaires ou des données de réanalyse (expliquées ci-dessous) sont utilisées pour évaluer ces produits de données interpolées, l’interpolation permet d’améliorer les estimations du changement de la température moyenne à l’échelle mondiale et dans l’Arctique par rapport à d’autres estimations qui ne tiennent pas compte des régions où les données sont rares ou inexistantes (Cowtan et Way, 2014; Lenssen et al., 2019; Simmons et al., 2017). Bien que les produits de données d’observation maillées se soient améliorés, on a récemment constaté une réduction de la collecte de données in situ dans l’Arctique en raison à la fois de la diminution du nombre de stations météorologiques dans le Nord canadien (Voosen, 2023) et de l’exclusion de la Russie des programmes internationaux coordonnés de surveillance de l’Arctique depuis 2022 (López-Blanco et al., 2024; Witze, 2022). Cette réduction pourrait introduire un biais dans les estimations régionales de la température de surface dans l’Arctique. Les produits de données de réanalyse constituent une solution de rechange complémentaire, mais non indépendante, aux produits de données maillées (chapitre 2, section 2.3.3). Les produits de données de réanalyse sont des représentations numériques du climat mondial récent et sont réalisés par la combinaison d’un ensemble d’observations in situ et satellitaires de l’atmosphère, de la surface terrestre et des océans avec des modèles de prévision météorologique de pointe. Ils offrent une cohérence et une exhaustivité temporelles et spatiales. Le reste de la section 4.2.2 offre une évaluation des produits de données maillées et de données de réanalyse.

Faits saillants de la figure : Le réchauffement et l’amplification arctique se sont accentués au cours des dernières décennies.

Titre de la figure : Tendances passées des températures de surface et amplification à l’échelle locale pour les régions arctiques et subarctiques.

Depuis le milieu du XX^e siècle, l’Arctique se réchauffe à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale (figure 4.4). Compte tenu de cette analyse actualisée et des études précédentes, on peut conclure selon un degré de confiance élevé que la température moyenne annuelle à la surface de l’Arctique dans son ensemble a augmenté à un rythme plus de trois fois supérieur à la moyenne mondiale depuis les années 1970 (figure 4.4d) (Chylek et al., 2022; Douville, 2023; Lenssen, 2022; Rantanen et al., 2022). Cela équivaut à un facteur d’amplification arctique supérieur à 3. L’amplification arctique atteint son maximum à la fin de l’automne et son minimum en été (encadré 4.1) (Previdi et al., 2021; Rantanen et al., 2022; Taylor et al., 2022), et la région où l’amplification est la plus forte correspond à celle où la perte de glace de mer est la plus importante (Previdi et al., 2021). L’amplification arctique a contribué à des taux de réchauffement historiques près de deux fois supérieurs à la moyenne mondiale au Canada et trois fois supérieurs dans l’Arctique canadien (foire aux questions 4.1). Des études estiment que l’amplification arctique n’est devenue perceptible qu’à la fin du XX^e siècle (England et al., 2021). Avant cela, le réchauffement de l’Arctique dû aux émissions anthropiques (d’origine humaine) de gaz à effet de serre était masqué par une grande variabilité climatique interne et par l’effet refroidissant des aérosols anthropiques, c’est-à-dire les particules présentes dans l’air créées par les activités humaines telles que la combustion de combustibles fossiles (X. Chen et Dai, 2024; Douville, 2023; England et al., 2021; Holland et Landrum, 2021; Najafi et al., 2015; Previdi et al., 2023; Y.-T. Wu et al., 2024).

On peut affirmer selon un degré de confiance élevé que la majeure partie de l’amplification observée dans l’Arctique découle des activités humaines. Trois études indépendantes ont calculé la part de l’amplification arctique causée par l’activité humaine en éliminant des observations pour la période 1979-2022 la part de l’amplification arctique due à la variabilité climatique interne. Elles ont conclu que l’activité humaine était responsable de 75 % de l’amplification observée dans l’Arctique. Le facteur d’amplification arctique associé à l’activité humaine est proche de la valeur correspondante dans la moyenne multimodèles (Douville, 2023; Sweeney et al., 2023; W. Zhou et al., 2024).

4.2.3 : Changements futurs

L’amplification arctique continuera d’être un facteur dominant du changement climatique au cours du XXI^e siècle (degré de confiance élevé) (Davy et Griewank, 2023; Douville, 2023; voir la section 7.4.4.1.3 dans Forster et al., 2021; Ono et al., 2022; Y. Wu et al., 2023). Cela correspond aux projections du réchauffement pour le Canada, où l’amplification arctique continuera de donner lieu à un réchauffement plus important dans le nord du pays que dans le sud (chapitre 3). Le degré de confiance associé à l’ampleur projetée de l’amplification arctique est toutefois moyen, le réchauffement de l’Arctique d’ici la fin du siècle variant dans une fourchette de 1,5 à 3,5 fois la moyenne mondiale selon les modèles climatiques (Hay et al., 2024; Linke et al., 2023; Ono et al., 2022). Comme l’amplification arctique reflète le réchauffement de l’Arctique par rapport à la moyenne mondiale (le rapport entre le réchauffement de l’Arctique et le réchauffement planétaire), elle est relativement peu sensible au scénario d’émissions (Hay et al., 2024). Le vaste éventail de projections relatives à l’amplification arctique résulte principalement de la variabilité climatique interne et des différences dans la représentation des rétroactions climatiques d’un modèle à l’autre, qui peuvent influer sur le taux de réchauffement projeté tant à l’échelle mondiale qu’à l’échelle de l’Arctique (Z. Cai et al., 2021; Y. Wu et al., 2023).

L’amplification arctique se poursuivra tout au long du XXI^e siècle, mais les modèles climatiques prévoient un décalage du pic de celle-ci de la fin de l’automne au début de l’hiver, puisque le moment où la quantité de glace de mer est à son plus faible a lieu plus tard en automne, plus particulièrement dans les scénarios d’émissions élevées (degré de confiance moyen). La chronologie associée à ce décalage de l’automne vers l’hiver est incertaine, en raison des différences entre les modèles et de la variabilité climatique interne (Davy et Griewank, 2023; Douville, 2023; Hahn et al., 2022; Holland et Landrum, 2021; Liang, Polvani, et Mitevski, 2022; Taylor et al., 2022; Y. Wu et al., 2023).

Outre un changement projeté dans la saisonnalité de l’amplification arctique, certaines études suggèrent que son intensité moyenne atteint un pic, puis diminue avec tout réchauffement supplémentaire. À mesure que le climat se réchauffe, la quantité de neige et de glace de mer qui peut fondre diminue, ce qui réduit les rétroactions de l’albédo de la neige et de la glace de mer, qui sont amplificatrices. Par conséquent, le réchauffement ultérieur sera moins amplifié dans l’Arctique, ce qui contribuera à une diminution de l’ampleur du facteur d’amplification arctique (voir l’encadré 4.1 pour plus d’informations sur les rétroactions climatiques) (Dai et al., 2019; Davy et Griewank, 2023; Douville, 2023; Holland et Landrum, 2021). Une diminution de l’amplification arctique pourrait également résulter d’une baisse du transport de chaleur vers les pôles par la circulation méridienne de retournement atlantique (section 4.9) (W. Liu et al., 2020). Une incertitude importante est associée aux projections de l’année et de l’intensité du pic et du déclin de l’amplification arctique, en raison de la grande variabilité d’un modèle à l’autre (Davy et Griewank, 2023; Douville, 2023). Une incertitude supplémentaire découle de la sensibilité à la période de référence : les projections indiquent un pic et un déclin de l’amplification arctique lorsque l’on utilise les périodes de référence du milieu à la fin du XX^e siècle, mais ce n’est pas le cas lorsque l’on utilise une période de référence préindustrielle (Hay et al., 2024). Dans l’ensemble, le degré de confiance associé à la projection d’un pic et d’un déclin de l’amplification arctique est faible. Il est important de noter qu’un futur déclin de l’importance de l’amplification arctique n’indiquerait pas que l’Arctique ne se réchauffe plus, mais que le taux de réchauffement de l’Arctique par rapport au reste de la planète est en baisse.

Les projections des tendances pour l’Arctique canadien sont similaires à celles décrites ci-dessus pour l’ensemble de l’Arctique. Les modèles du CMIP6 prévoient que le facteur d’amplification arctique dans l’Arctique canadien se stabilisera autour d’une valeur moyenne annuelle légèrement supérieure à 2 (degré de confiance moyen; figure 4.5a). Cette projection correspond aux observations, compte tenu du rôle important de la variabilité climatique interne dans les données d’observation (section 4.2.2). Les modèles prévoient également un changement dans la saisonnalité de l’amplification arctique dans l’Arctique canadien (figure 4.5b), qui est plus prononcée dans les scénarios d’émissions élevées (SSP3-7.0) et très élevées (SSP5-8.5) pour l’Arctique canadien.

Faits saillants de la figure : L’amplification arctique au Canada se stabilise à très court terme, et la chronologie saisonnière passe de la fin de l’automne au début de l’hiver d’ici la fin du siècle.

Titre de la figure : Évolution projetée de l’amplification arctique au Canada avec le réchauffement

4.2.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.1 : L’Arctique (la région située au nord du cercle arctique) s’est réchauffé à un rythme plus de trois fois supérieur à la moyenne mondiale au cours des cinq dernières décennies (degré de confiance élevé). La majeure partie de ce réchauffement accru, connu sous le nom d’amplification arctique, est causée par l’influence humaine (degré de confiance élevé) et implique des rétroactions et des processus climatiques locaux, notamment la perte de glace de mer. L’amplification arctique explique en grande partie pourquoi le Canada s’est réchauffé près de deux fois plus vite que la moyenne mondiale, et l’Arctique canadien, trois fois plus vite pour la période de 1970 à 2023 (degré de confiance élevé).

Message clé 4.2 : L’amplification arctique et le réchauffement plus rapide de l’Arctique canadien par rapport au reste du Canada se poursuivront au cours du XXI^e siècle (degré de confiance très élevé). Au cours des prochaines décennies, l’Arctique canadien devrait se réchauffer à un rythme plus de deux fois supérieur à la moyenne mondiale (degré de confiance moyen).

En résumé, nous pouvons affirmer selon un degré de confiance élevé que l’Arctique s’est réchauffé plus de trois fois plus vite que la moyenne mondiale, et que ce phénomène contribue au réchauffement observé presque deux fois plus important au Canada et trois fois plus important dans l’Arctique canadien au cours des dernières décennies. De plus, nous établissons selon un degré de confiance élevé que la majeure partie de l’amplification arctique récente est attribuable aux changements climatiques causés par l’humain. Cette évaluation est étayée par des données probantes issues de multiples études et analyses basées sur divers produits de donnée d’observation et de réanalyse, des simulations historiques de modèles climatiques et une compréhension théorique de l’amplification arctique, et elle est conforme à l’évaluation contenue dans la contribution du GT1 au RE6 du GIEC. 

Nous affirmons selon un degré de confiance très élevé que l’amplification arctique se poursuivra au cours du XXI^e siècle et continuera de contribuer à un réchauffement plus important dans l’Arctique canadien que dans le sud du Canada. Cette évaluation s’appuie sur de multiples études et analyses utilisant les projections des modèles climatiques du CMIP6 et est conforme à l’évaluation de la contribution du GT1 au RE6 du GIEC. Le degré de confiance moyen associé à l’intensité future de l’amplification arctique, avec une valeur moyenne annuelle légèrement supérieure à 2, s’explique par la grande variabilité climatique interne et l’incertitude de la modélisation quant à la contribution relative des nombreuses rétroactions climatiques qui donnent lieu à l’amplification arctique.

4.3 : Courants-jets, trajectoires des tempêtes et modes de variabilité atmosphérique

Message clé 4.3 : Les changements observés au cours des dernières décennies dans les courants-jets et les trajectoires des tempêtes qui touchent le Canada sont faibles et ne sont visibles que pendant certaines saisons et dans certaines régions. Le degré de confiance associé aux effets de l’influence humaine sur ces changements historiques est faible. Un déplacement global vers les pôles des courants-jets et des trajectoires des tempêtes est projeté d’ici la fin du XXI^e siècle, mais les changements sont faibles et dépendent de la région et de la saison (faible degré de confiance).

4.3.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les courants-jets sont des bandes de vents puissants qui soufflent d’ouest en est dans les 15 premiers kilomètres de l’atmosphère. Ils sont produits par les différences de température entre les latitudes élevées et les latitudes faibles, ainsi que par la rotation de la Terre (figure 4.6). Dans l’hémisphère nord, les courants-jets les plus puissants se produisent au-dessus des océans Pacifique et Atlantique. Les courants-jets sont étroitement liés aux tempêtes extratropicales (section 4.4), qui se déplacent d’ouest en est et ont tendance à se produire juste au nord du courant-jet, dans des régions appelées « trajectoires des tempêtes ». La position et la force des courants-jets varient naturellement à toutes les échelles de temps, de quelques jours à plusieurs décennies. Les changements de position et d’intensité des courants-jets sont étroitement liés aux modes de variabilité, comme l’oscillation nord-atlantique (NAO) et l’oscillation arctique (AO) (voir encadré 2.5 du RCCC de 2019). Une phase positive de l’oscillation nord-atlantique se caractérise par une pression plus faible que la moyenne au-dessus de l’Arctique et par une pression élevée dans les latitudes moyennes, et est associée à un courant-jet plus fort et plus orienté vers le pôle. L’oscillation nord-atlantique est la manifestation régionale de l’oscillation arctique au-dessus de l’Atlantique, et sa phase positive est associée à un courant-jet plus fort et plus septentrional au-dessus de l’Atlantique Nord (figure 4.7). Les phases négatives de l’oscillation arctique et de l’oscillation nord-atlantique entraînent des changements opposés en termes de pression et de courant-jet par rapport aux phases positives.

La variabilité des courants-jets peut avoir une grande influence sur la variabilité des conditions météorologiques et climatiques au Canada, mais cette influence peut varier selon la région et la saison. Par exemple, un courant-jet plus fort dans le Pacifique Nord pendant l’hiver entraîne un temps plus chaud et plus humide sur la côte ouest. Un courant-jet plus fort dans le Pacifique Nord est également associé à un renforcement des trajectoires des tempêtes. Cela signifie que des tempêtes extratropicales plus fortes ou plus fréquentes, ou les deux, touchent la côte ouest. Les changements dans la position du courant-jet du Pacifique et des trajectoires des tempêtes qui y sont associées ont une forte influence sur l’ampleur et l’emplacement des précipitations sur la côte ouest. Un courant-jet de l’Atlantique plus fort et plus orienté vers le pôle (associé à la phase positive de l’oscillation nord-atlantique) pendant l’hiver entraîne des températures plus faibles et moins de précipitations sur la côte est du Canada (figure 4.7). Pendant l’été, les tempêtes extratropicales transportent de l’air océanique plus frais au-dessus des terres. En conséquence, des trajectoires de tempêtes affichant une plus faible activité que la normale (tempêtes plus faibles ou moins nombreuses, ou les deux) ont tendance à entraîner des températures plus chaudes et des épisodes de chaleur extrême (Coumou et al., 2015). Comme le courant-jet sépare l’air plus froid au nord de l’air plus chaud au sud (figure 4.6), les grands méandres (ou ondulations) du courant-jet sont liés à des températures extrêmes (Screen et Simmonds, 2014). Par exemple, des événements extrêmes tels que la vague de chaleur qui a frappé le Nord-Ouest Pacifique en juin 2021 (Neal et al., 2022) et le froid extrême qui a sévi dans le centre et l’est du Canada pendant l’hiver 2013-2014 (Watson et al., 2016) ont été associés à d’importants méandres dans le courant-jet.

Faits saillants de la figure : La position et la force des courants-jets influent sur le temps et le climat à l’échelle régionale.

Titre de la figure : Illustration du courant-jet et des anomalies de température connexes

Contrairement aux changements directement liés à la température, il n’est pas évident, d’un point de vue physique, de déterminer comment les courants-jets, les trajectoires des tempêtes et les modes de variabilité pourraient évoluer dans un climat en réchauffement. Cette incertitude découle des influences opposées de divers processus dont l’ampleur est incertaine (T. Shaw et al., 2016). Par exemple, le fort réchauffement de l’Arctique causé par l’amplification arctique réduit les gradients de température nord-sud dans la basse troposphère de l’hémisphère nord (section 4.2). Cette diminution dans la troposphère basse s’oppose à l’augmentation du gradient de température nord-sud dans la haute troposphère (à environ 10 à 15 km au-dessus de la surface de la Terre) associée au réchauffement accru dans les tropiques (voir également l’encadré 4.4) (Barnes et Polvani, 2015). D’autres processus, tels que les changements dans les nuages (Ceppi et Hartmann, 2015) et la force de la circulation dans la stratosphère (15 à 50 km au-dessus de la surface de la Terre) (Karpechko et al., 2022), joueront également un rôle dans la détermination de l’évolution des courants-jets dans un climat en réchauffement.

Faits saillants de la figure : Chaque phase de l’oscillation nord-atlantique est associée à un régime climatique hivernal différent au Canada.

Titre de la figure : Les effets de l’oscillation nord-atlantique sur le climat hivernal au Canada

4.3.2 : Changements passés et leurs causes

Les changements passés dans la position et la force des courants-jets sont généralement faibles par rapport à la variabilité climatique interne, sont complexes à l’échelle régionale, et peuvent dépendre de la période prise en compte (Blackport et Fyfe, 2022; Manney et Hegglin, 2018; Simmons, 2022). Le sixième Rapport d’évaluation du GIEC estime qu’il est probable que les courants-jets se soient déplacés vers les pôles dans les deux hémisphères depuis les années 1980, et que ce déplacement ait été caractérisé par une saisonnalité marquée (degré de confiance moyen) (voir la section 2.3.1.4.3 dans Gulev et al., 2021). Dans l’hémisphère nord, le déplacement vers les pôles est le plus évident au-dessus de l’océan Pacifique pendant l’hiver, où les tendances depuis 1980 ne dépendent pas du choix de l’ensemble de données ou de la manière dont la position du courant-jet est définie (Keel et al., 2024).

Une méthode permettant de déterminer les changements dans les courants-jets consiste à observer les changements dans les vents de basse altitude (à environ 3 km au-dessus de la surface de la Terre) soufflant d’ouest en est. Le déplacement vers le pôle du courant-jet du Pacifique est indiqué par des vents de basse altitude plus forts soufflant d’ouest en est au nord de la position moyenne du courant-jet, et par des vents de basse altitude plus faibles soufflant d’ouest en est au sud de la position moyenne du courant-jet (figure 4.8). Le courant-jet du Pacifique s’est généralement déplacé vers le pôle Nord au cours des autres saisons également, mais ces tendances saisonnières sont faibles et non significatives sur le plan statistique (Keel et al., 2024). Au-dessus de l’océan Atlantique, depuis 1980, le courant-jet s’est renforcé en hiver et au printemps, s’est déplacé vers le pôle en automne, et s’est déplacé vers l’équateur en été (figure 4.8). Les tendances historiques peuvent cependant dépendre en grande partie de l’année de départ à partir de laquelle elles sont calculées. Par exemple, lorsque les tendances sont calculées à partir du milieu du siècle plutôt qu’à partir de 1980, la tendance indiquant un renforcement du courant-jet nord-atlantique en hiver est plus marquée (Blackport et Fyfe, 2022), et le déplacement vers le pôle du courant-jet du Pacifique en hiver est nettement plus faible (Patterson et O’Reilly, 2025).

Il est difficile d’attribuer les tendances passées à des causes précises en raison des faibles rapports signal/bruit dans la plupart des régions et des saisons. De plus, les modèles climatiques ne parviennent pas à reproduire correctement les tendances et la variabilité passées (Blackport et Fyfe, 2022; Bracegirdle et al., 2018; Patterson et O’Reilly, 2025), ce qui rend difficile la compréhension des causes de ces changements. Dans l’ensemble, le degré de confiance quant à l’attribution des tendances du courant-jet à l’influence humaine est faible.

Faits saillants de la figure : Les tendances historiques de la force et de la position des courants-jets dans l’hémisphère nord sont généralement faibles et dépendent de la région et de la saison.

Titre de la figure : Tendances historiques de la vitesse du vent de basse altitude d’ouest en est dans l’ensemble du Canada et dans les océans qui l’entourent

Les changements dans les trajectoires des tempêtes correspondent aux changements dans les courants-jets. En hiver, la trajectoire des tempêtes dans le Pacifique s’est renforcée (un phénomène associé à des tempêtes extratropicales plus fortes ou plus fréquentes, ou les deux) et s’est déplacée vers le pôle (E. K. M. Chang et Yau, 2016). La trajectoire des tempêtes dans l’Atlantique s’est renforcée sans changement notable de position depuis le milieu du XX^e siècle mais, sur la période plus courte depuis 1980, le renforcement a été faible et non significatif sur le plan statistique (E. K. M. Chang et Yau, 2016). Les causes de ces changements sont difficiles à évaluer en raison des faibles rapports signal/bruit et de l’absence d’études comparant directement les simulations historiques des modèles et les observations. Cependant, le renforcement de la trajectoire des tempêtes dans l’Atlantique Nord et le déplacement vers les pôles de la trajectoire des tempêtes dans le Pacifique s’accordent avec les projections, mais ce n’est pas le cas en ce qui concerne le renforcement de la trajectoire des tempêtes dans le Pacifique (section 4.3.3). En été, les trajectoires des tempêtes connaissent une activité plus faible (un phénomène associé à des tempêtes extratropicales plus faibles ou moins nombreuses, ou les deux) dans l’hémisphère nord (Coumou et al., 2015), et cet affaiblissement est plus prononcé en Amérique du Nord (E. K. M. Chang et al., 2016). L’affaiblissement des trajectoires des tempêtes estivales est également observé dans les simulations de modèles climatiques historiques (E. K. M. Chang et al., 2016; Chemke et Coumou, 2024; Kang et al., 2023) et peut être attribué au forçage anthropique (degré de confiance moyen) (Chemke et Coumou, 2024; Kang et al., 2024). Cependant, les mécanismes connexes ne sont pas bien compris (Kang et al., 2023).

Les tendances passées de l’oscillation nord-atlantique et de l’oscillation arctique sont dominées par une grande variabilité sur plusieurs décennies, ce qui rend difficile de dégager des changements significatifs. Depuis le milieu du siècle, on observe une tendance à la phase positive de l’oscillation nord-atlantique et de l’oscillation arctique pendant l’hiver (Blackport et Fyfe, 2022; Eyring et al., 2021a). Cette tendance à la hausse résulte principalement d’une forte augmentation qui s’est produite entre les années 1960 et 1990. Cette augmentation a été suivie d’un renversement de la tendance vers la phase négative de l’oscillation nord-atlantique et de l’oscillation arctique entre les années 1990 et le début des années 2010, puis d’une période d’oscillation nord-atlantique et d’oscillation arctique positives au cours de la dernière décennie. Il en résulte des tendances très faibles depuis 1980, comme le reflètent également les faibles tendances hivernales du courant-jet de l’Atlantique illustrées à la figure 4.8a. La tendance à la hausse observée dans l’oscillation nord-atlantique et l’oscillation arctique en hiver depuis le milieu du XX^e siècle se situe en dehors de la fourchette des tendances simulées par les modèles, qui n’indiquent qu’une très faible tendance à la hausse en moyenne (Blackport et Fyfe, 2022; Eyring et al., 2021b). L’écart entre les modèles et les observations complique la compréhension et l’attribution des tendances. Des données probantes indiquent que l’oscillation nord-atlantique a affiché une forte tendance à la baisse pendant les étés des années 1990 jusqu’au début des années 2010 (Hanna et al., 2015). Cependant, cette tendance ne s’est pas poursuivie, et les tendances à plus long terme restent faibles par rapport à la variabilité climatique interne (Hanna et al., 2022).

Certaines études ont suggéré que l’amplification arctique (section 4.2, encadrés 4.3 et 4.4) a accentué l’« ondulation » des courants-jets au cours des dernières décennies, ce qui signifie qu’ils présentent des méandres plus importants (Cohen et al., 2020; Francis et Vavrus, 2012). Cependant, les mesures utilisées pour évaluer l’ondulation des courants-jets se sont révélées imparfaites, et de meilleures mesures montrent l’absence de tendances statistiquement significatives (Barnes, 2013; Screen et Simmonds, 2013). Les tendances et les mesures actualisées indiquent peu de changement dans l’ondulation du courant-jet depuis 1979 par rapport à la variabilité climatique interne dans l’hémisphère nord et au Canada (Blackport et Screen, 2020), malgré une amplification arctique substantielle.

4.3.3 : Changements futurs

Les projections des modèles climatiques indiquent que les changements dans les courants-jets découlant du réchauffement planétaire seront faibles par rapport à la variabilité climatique interne et varieront selon les saisons et les régions (C. Li et al., 2018; Oudar et al., 2020; Simpson et al., 2014). La contribution du GT1 au RE6 du GIEC indique qu’un faible degré de confiance est associé de manière générale aux changements régionaux projetés pour les vents de basse altitude d’ouest en est dans l’hémisphère nord, plus particulièrement pour la région de l’Atlantique Nord en hiver (Lee et al., 2021). Bien qu’il existe une tendance générale à un léger déplacement vers le pôle des courants-jets de l’Atlantique et du Pacifique, l’ampleur de ce déplacement est incertaine dans les différents modèles et selon les saisons (Barnes et Polvani, 2013).

En moyenne, les projections des modèles climatiques indiquent un déplacement vers le pôle des courants-jets et des vents de basse altitude d’ouest en est au printemps et à l’automne d’ici la fin du siècle, dans le cadre de scénarios d’émissions très élevées (RCP8.5) (Simpson et al., 2014) et intermédiaires (SSP2-4.5) (figures 4.9b et 4.9d). Les projections du déplacement affichent une meilleure concordance entre les modèles et un déplacement plus prononcé à l’automne (figure 4.9d). En été, le courant-jet de l’Atlantique devrait se déplacer vers le pôle Nord, tandis que celui du Pacifique devrait s’affaiblir. En hiver, les changements projetés sont plus complexes et incertains. En effet, alors que le courant-jet du Pacifique devrait se déplacer vers le pôle Nord en hiver, son flanc oriental au-dessus de la côte ouest de l’Amérique du Nord devrait se déplacer vers l’équateur; la concordance entre les modèles à cet égard est toutefois moins grande (figure 4.9a). Le courant-jet de l’Atlantique en hiver ne semble présenter que de faibles changements, avec peu de concordance entre les modèles (figure 4.9a). Cependant, ces faibles changements apparents sont la conséquence d’un déplacement important vers le pôle au début de l’hiver et d’un déplacement vers l’équateur à la fin de l’hiver (García-Burgos et al., 2024).

Faits saillants de la figure : Les courants-jets devraient généralement se déplacer vers le pôle Nord avec le réchauffement climatique, mais ce déplacement varie selon les saisons et les régions.

Titre de la figure : Changements projetés dans les vents de basse altitude d’ouest en est

L’incertitude et l’écart important entre les modèles quant à la réponse découlent en partie des effets concurrents des gradients de température dans la troposphère supérieure et basse (Oudar et al., 2020). Outre l’incertitude qui caractérise la modélisation, on s’attend à ce que la variabilité climatique interne du courant-jet domine la réponse forcée dans les projections à très court terme (Barnes et Polvani, 2015) et dans les projections pour un réchauffement de 1,5 °C et de 2,0 °C (C. Li et al., 2018). Il convient de noter qu’à l’exception de l’automne, les projections des tendances pour le courant-jet au-dessus de l’Amérique du Nord (figure 4.9) semblent différentes des observations (figure 4.8). Ces différences pourraient être dues soit à une erreur de modélisation, soit à une variabilité climatique interne qui a pris le dessus sur les tendances forcées. Ces divergences entre les tendances observées et les projections des modèles contribuent au faible degré de confiance associé aux réponses projetées et à l’attribution de la tendance observée au cours de ces saisons. 

Les changements projetés dans la trajectoire des tempêtes hivernales sont incertains, mais on s’attend à un léger déplacement vers les pôles, avec un affaiblissement au-dessus du Pacifique et un renforcement au-dessus de l’Atlantique d’ici la fin du siècle, selon les scénarios d’émissions intermédiaires (RCP4.5, SSP2-4.5) et très élevées (RCP8.5) (Harvey et al., 2014, 2020). Les modèles climatiques s’accordent largement sur le fait que les trajectoires des tempêtes estivales s’affaibliront (moins de tempêtes ou des tempêtes moins intenses, ou les deux) sur l’Amérique du Nord et dans les latitudes moyennes d’ici la fin du XXI^e siècle dans le cadre des scénarios d’émissions intermédiaires (RCP4.5, SSP2-4.5) et très élevées (RCP8.5, SSP5-8.5) (E. K. M. Chang et al., 2016; Coumou et al., 2015; Harvey et al., 2020). Cependant, les modèles ne s’accordent pas quant à l’ampleur de l’affaiblissement (Coumou et al., 2015), et le mécanisme n’est pas bien compris (Kang et al., 2023).

Les projections des modèles climatiques indiquent généralement que l’oscillation nord-atlantique et l’oscillation arctique évolueront vers leurs phases positives par rapport au climat actuel, et ce, au cours de toutes les saisons à l’exception de l’été. Le changement pendant l’hiver est important dans la plupart des modèles selon les scénarios d’émissions très élevées (RCP8.5, SSP5-8.5) d’ici la fin du XXI^e siècle, mais il existe un désaccord important entre les modèles quant à l’ampleur du changement de l’oscillation nord-atlantique et de l’oscillation arctique (Lee et al., 2021; McKenna et Maycock, 2021). À très court terme (dans tous les scénarios d’émissions) et pour la fin du siècle dans les scénarios d’émissions très faibles (SSP1-1.9) à intermédiaires (SSP2-4.5), les changements projetés de l’oscillation nord-atlantique et de l’oscillation arctique sont relativement faibles par rapport à l’ampleur de la variabilité climatique interne, et il existe un écart considérable entre les modèles (Lee et al., 2021). Les modèles prévoient peu de changements de l’oscillation nord-atlantique au cours de l’été dans tous les scénarios (Lee et al., 2021).

En moyenne, les modèles climatiques prévoient peu de changements dans l’ondulation du courant-jet, mais il existe certains écarts entre les modèles, et les projections dépendent d’une certaine saisonnalité. Une légère diminution de l’ondulation du courant-jet dans la troposphère moyenne au-dessus de l’Amérique du Nord est projetée pour la plupart des saisons dans le cadre des scénarios d’émissions élevées (SSP3-7.0) et très élevées (RCP8.5) d’ici la fin du XXI^e siècle (Barnes et Polvani, 2015; Cattiaux et al., 2016; Nie et al., 2023; Yamamoto et Martineau, 2024). La diminution projetée de l’ondulation est plus prononcée pendant l’été et fait l’objet d’un fort consensus entre les modèles. Dans les projections à très court terme, les changements de l’ondulation sont faibles par rapport à la variabilité climatique interne et aux écarts entre les modèles, et ce, pour toutes les saisons (Barnes et Polvani, 2015). Dans l’ensemble, le degré de confiance associé à l’évolution de l’ondulation du courant-jet à mesure que le climat se réchauffe est faible.

Le faible degré de confiance associé aux projections des modèles climatiques en ce qui concerne les courants-jets, les trajectoires des tempêtes et les modes de variabilité atmosphérique découle de la capacité insuffisante des modèles de simuler les changements observés et la variabilité. C’est particulièrement le cas au-dessus de l’Atlantique Nord pendant l’hiver, où les modèles semblent sous-estimer les signaux prévisibles de l’oscillation nord-atlantique et du courant-jet à l’échelle saisonnière (Scaife et Smith, 2018), en plus de sous-estimer la variabilité à l’échelle pluridécennale (Bracegirdle et al., 2018). Les changements observés dans la force du courant-jet de l’Atlantique Nord en hiver et dans l’oscillation nord-atlantique depuis le milieu du XX^e siècle se situent également en dehors des estimations des modèles, même après la prise en compte de la variabilité climatique interne (Blackport et Fyfe, 2022). On ignore les raisons de ces divergences entre les modèles et les observations; leurs conséquences pour les projections sont donc incertaines.

4.3.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.3 : Les changements observés au cours des dernières décennies dans les courants-jets et les trajectoires des tempêtes qui touchent le Canada sont faibles et ne sont visibles que pendant certaines saisons et dans certaines régions. Le degré de confiance associé aux effets de l’influence humaine sur ces changements historiques est faible. Un déplacement global vers les pôles des courants-jets et des trajectoires des tempêtes est projeté d’ici la fin du XXI^e siècle, mais les changements sont faibles et dépendent de la région et de la saison (faible degré de confiance).

En bref, le degré de confiance avec lequel nous associons toute influence humaine aux changements des courants-jets, des trajectoires des tempêtes et des modes de variabilité atmosphérique qui touchent le Canada est faible. Cette évaluation repose sur la faible importance des tendances par rapport à la grande variabilité climatique interne dans la plupart des saisons et des régions. De plus, les modèles climatiques ont du mal à saisir les changements historiques, ce qui complique la compréhension des causes de ces changements. Les courants-jets et les trajectoires des tempêtes dans l’ensemble du Canada et des océans qui l’entourent devraient se déplacer vers les pôles dans un climat plus chaud dans certaines régions et certaines saisons, mais ces projections sont associées à un faible degré de confiance. Cela s’explique par les divergences entre les différents modèles, les faiblesses connues des modèles et le manque de compréhension des mécanismes physiques sous-jacents.

4.4 : Tempêtes extratropicales et blocages atmosphériques

Message clé 4.4 : Une certaine incertitude caractérise les changements observés au cours des dernières décennies dans la fréquence et l’intensité des tempêtes extratropicales et des blocages atmosphériques. Le degré de confiance associé aux effets de l’influence humaine sur ces changements historiques est faible. On prévoit un déplacement vers les pôles des tempêtes extratropicales et une diminution de la fréquence des tempêtes extratropicales en été au-dessus du Canada (faible degré de confiance). Les blocages atmosphériques devraient être moins fréquents au-dessus du Canada, mais il existe d’importantes variations régionales (faible degré de confiance).

4.4.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les cyclones extratropicaux sont des systèmes météorologiques de basse pression qui se produisent en dehors des tropiques. Ils sont appelés « tempêtes extratropicales » dans le présent chapitre. Leurs homologues sur le plan météorologique sont les anticyclones extratropicaux. Ces tempêtes et ces anticyclones extratropicaux sont les principaux systèmes météorologiques à grande échelle qui traversent le Canada. Ils se déplacent généralement d’ouest en est avec le courant-jet. Les puissants anticyclones extratropicaux qui persistent au-dessus d’une région pendant plusieurs jours ou plus sont appelés blocages atmosphériques. Les effets des tempêtes extratropicales et des blocages atmosphériques sur les personnes, les lieux et la nature dépendent de leur intensité, de leur fréquence et de leur persistance ou de la vitesse à laquelle ils se déplacent. Les tempêtes extratropicales et les blocages atmosphériques particulièrement forts peuvent donner lieu à des conditions météorologiques extrêmes au Canada (Grotjahn et al., 2016; Yu et al., 2022). Les blocages atmosphériques, qui entraînent de fortes distorsions du courant-jet, sont associés à la fois à des chaleurs extrêmes en été (figure 4.10) et à des hivernaux extrêmes en hiver (Pfahl et Wernli, 2012). À titre d’exemple, la vague de chaleur qui a frappé le Nord-Ouest Pacifique en juin 2021 était associée à un blocage atmosphérique particulièrement fort (White et al., 2023), créant des conditions atmosphériques parfois appelées « dôme de chaleur » (encadré 8.2).

Faits saillants de la figure : Les blocages atmosphériques peuvent entraîner des vagues de chaleur à la surface par l’entremise de plusieurs processus.

Titre de la figure : Blocages atmosphériques et vagues de chaleur

Les fortes tempêtes extratropicales peuvent entraîner des précipitations et des vents extrêmes, ainsi que des ondes de tempête le long des côtes (X. Zhang et al., 2023). Ces fortes tempêtes comprennent des cyclones « explosifs », parfois appelés « bombes météorologiques », qui s’intensifient très rapidement, avec une chute de pression supérieure à 24 hectopascals (hPa, équivalents aux millibars) en 24 heures (Sanders et Gyakum, 1980). Des tempêtes extratropicales estivales moins fréquentes pourraient entraîner des périodes chaudes plus persistantes en été (Coumou et al., 2015; Pfleiderer et al., 2019). Les tempêtes extratropicales sont plus susceptibles de se former à certains endroits et de se déplacer le long de certaines régions, créant ainsi des trajectoires des tempêtes. Les changements qui touchent les tempêtes extratropicales peuvent donc entraîner des changements dans les trajectoires des tempêtes, qui sont évalués à la section 4.3. Dans la présente section, nous évaluons les changements du point de vue des tempêtes individuelles, notamment la fréquence, la force et le déplacement des tempêtes extratropicales. Les changements dans les vents et les précipitations extrêmes associés aux changements potentiels dans les tempêtes extratropicales sont évalués au chapitre 8, à la section 8.4.3.

4.4.2 : Changements passés et leurs causes

Les changements dans la fréquence ou l’intensité des tempêtes extratropicales sont étudiés à l’aide d’algorithmes de suivi fondés sur les événements qui détectent, dénombrent et suivent les tempêtes extratropicales (par exemple, Hoskins et Hodges, 2002). Les méthodes de détection des anticyclones sont similaires et se concentrent souvent uniquement sur les blocages atmosphériques. L’emplacement et le déplacement des tempêtes et des anticyclones extratropicaux sont fortement influencés par les courants-jets et les trajectoires de tempêtes qui y sont associées. Les changements dans la fréquence et l’intensité des tempêtes et des anticyclones extratropicaux peuvent également être influencés par les changements dans les gradients de température et l’étendue de la glace de mer arctique (Hay et al., 2023; T. Shaw et al., 2016) et les changements du niveau d’humidité atmosphérique (Mathews et al., 2024). Un degré d’incertitude important et un faible rapport signal/bruit sont associés aux changements observés quant aux tempêtes extratropicales, aux anticyclones et aux blocages atmosphériques (Gulev et al., 2021). Cette incertitude découle des faibles rapports signal/bruit associés aux changements observés dans les courants-jets et les trajectoires des tempêtes (section 4.3) ainsi qu’aux nombreux mécanismes complexes et parfois contradictoires qui pourraient être à l’origine des changements éventuels touchant les tempêtes extratropicales et les anticyclones (T. Shaw et al., 2016; Steinfeld et al., 2022; Woollings et al., 2018). En outre, différentes méthodes de suivi et différents ensembles de données d’observation peuvent donner lieu à des tendances divergentes tant pour les tempêtes extratropicales (Neu et al., 2013; Walker et al., 2020) que pour les anticyclones (Barnes et al., 2014; Woollings et al., 2018).

Le degré de confiance associé aux tendances observées pour ce qui est de la fréquence et de la force des blocages atmosphériques est faible, même à l’échelle hémisphérique, car les tendances varient considérablement en fonction de l’ensemble de données de réanalyse, de l’algorithme de détection et de la période utilisée (Barnes et al., 2014; Davini et al., 2012; Efe et Lupo, 2022; Lupo et al., 2019; Rohrer et al., 2019; Woollings et al., 2018). Les tendances en matière de fréquence et d’intensité des blocages atmosphériques hivernaux au Canada depuis le milieu du siècle sont faibles (Davini et al., 2012; Woollings et al., 2018). Certaines données indiquent une augmentation de la fréquence des blocages atmosphériques estivaux dans l’est du Canada depuis le milieu du siècle (Woollings et al., 2018), mais cette augmentation dépend de l’algorithme de détection utilisé (Pepler et al., 2019; Woollings et al., 2018). À plus long terme (depuis le début du XX^e siècle), le manque de concordance entre les tendances des différents ensembles de données fait en sorte que le degré de confiance associé aux changements observés au Canada est faible (Rohrer et al., 2019).

Les changements observés dans la fréquence des tempêtes extratropicales varient selon la saison et la région, et dépendent également de l’ensemble de données et des méthodes utilisés pour détecter les tempêtes extratropicales, ce qui donne lieu à un faible degré de confiance quant aux tendances observées pour l’ensemble du Canada. Certaines données indiquent une augmentation passée des tempêtes arctiques dans l’est du Canada, bien que les tendances varient selon la période (Neu et al., 2013; X. Zhang et al., 2023), la saison et l’ensemble de données utilisé (Zahn et al., 2018). Cette augmentation éventuelle des tempêtes arctiques dans le passé correspond également à l’augmentation observée des rivières atmosphériques (P. Zhang et al., 2023), bien que l’augmentation du niveau d’humidité atmosphérique, que l’on s’attend à observer dans un climat en réchauffement, puisse également expliquer cette augmentation (section 4.5). Certaines données indiquent une augmentation des tempêtes extratropicales violentes pendant l’hiver dans le sud du Canada, ainsi que dans l’est du Pacifique et l’ouest de l’Atlantique, à proximité du Canada (E. K. M. Chang et Yau, 2016; Douville et al., 2021). À l’échelle plus large de l’hémisphère nord, des études ont constaté une légère augmentation de la fréquence des tempêtes hivernales (E. K. M. Chang et Yau, 2016; X. L. Wang et al., 2016), quoique même à l’échelle hémisphérique, ce constat varie en fonction des données utilisées, ce qui donne lieu à un faible degré de confiance quant à ces changements. Les tendances observées sont également sensibles à la période analysée; c’est pourquoi on ne peut les attribuer aux activités humaines que selon un faible degré confiance (Rohrer et al., 2019; X. L. Wang et al., 2016). Certaines données indiquent une tendance à la baisse de la fréquence des fortes tempêtes extratropicales estivales dans l’hémisphère nord, en particulier dans l’est du Canada et l’ouest de l’Atlantique (E. K. M. Chang et al., 2016). Cependant, les divergences entre les ensembles de données de réanalyse et les méthodologies utilisées donnent lieu à un faible degré de confiance en ce qui concerne ces tendances (X. L. Wang et al., 2016). Les diminutions observées de la fréquence des tempêtes extratropicales estivales concordent avec les diminutions plus générales de l’intensité des trajectoires des tempêtes en été dans l’hémisphère nord (section 4.3) (Chemke et Coumou, 2024). Récemment, des méthodes ont été mises au point pour attribuer de manière quantitative les tempêtes extratropicales violentes aux changements climatiques découlant de l’activité humaine, et il existe certaines données indiquant que la fréquence croissante des tempêtes extratropicales violentes en Europe est due aux activités humaines (Ginesta et al., 2023); on ne dispose toutefois pas d’études propres au Canada.

4.4.3 : Changements futurs

Dans l’ensemble, pour l’hémisphère nord, les modèles climatiques prévoient une diminution de la fréquence des blocages atmosphériques (Davini et D’Andrea, 2020; Lohmann et al., 2024; Matsueda et Endo, 2017; Woollings et al., 2018), y compris dans certaines régions du Canada. Cependant, les changements régionaux dépendent des méthodes utilisées pour détecter les blocages atmosphériques, et moins des deux tiers des modèles du CMIP5 s’accordent sur les signes de changement sur une grande partie du Canada (figure 4.11). Les modèles du CMIP5 (Davini et D’Andrea, 2020) et du CMIP6 (Davini et D’Andrea, 2020; Lohmann et al., 2024) fournissent certaines données indiquant une légère diminution future des blocages en été dans l’est du Canada, mais cette constatation n’est pas cohérente entre tous les modèles et toutes les méthodes de détection (Gao et al., 2025). Il existe un désaccord important entre les différents modèles et les différentes méthodes en ce qui concerne les tendances projetées pour l’hiver dans l’ensemble du Canada (figure 4.11) (Gao et al., 2025; Jeong et al., 2023; Lohmann et al., 2024; Woollings et al., 2018). L’absence d’explication théorique exhaustive sur la manière dont les blocages atmosphériques devraient réagir aux changements climatiques (Hassanzadeh et al., 2014; Nabizadeh et al., 2019; Steinfeld et al., 2022; Woollings et al., 2018), combinée à l’incertitude concernant les tendances observées et les biais des modèles climatiques dans la représentation des blocages atmosphériques (Davini et D’Andrea, 2016, 2020), donne lieu à un faible degré de confiance quant aux changements projetés au Canada.

Faits saillants de la figure : Les projections relatives à la fréquence des blocages atmosphériques sont très sensibles à la méthode utilisée pour détecter ces blocages et varient d’un modèle à l’autre, en particulier pour certaines régions précises comme le Canada.

Titre de la figure : Changement projeté dans la fréquence des blocages atmosphériques dans les modèles du CMIP5 pour trois différentes méthodes de détection.

Le déplacement projeté vers les pôles des trajectoires des tempêtes en hiver dans le Pacifique Nord (section 4.3) devrait à son tour entraîner un déplacement vers les pôles de l’emplacement des tempêtes extratropicales en hiver (Lee et al., 2021), y compris les cyclones « explosifs » de type « bombe météorologique » (Seiler et Zwiers, 2016). Ce déplacement vers les pôles entraînera, de manière générale, une augmentation de la fréquence des tempêtes extratropicales dans les latitudes élevées et une diminution dans les latitudes faibles. En outre, certains éléments indiquent que certaines tempêtes extratropicales pourraient se déplacer davantage vers les pôles en raison du réchauffement (Tamarin et Kaspi, 2017). Les changements projetés dans la fréquence des tempêtes hivernales extratropicales sont faibles, en particulier au-dessus du Canada et des océans qui l’entourent (E. K.-M. Chang, 2018; Priestley et Catto, 2022a), le signe du changement pour certaines régions dépendant même du modèle ou des méthodes d’étude, ou des deux (E. K.-M. Chang, 2018; Lee et al., 2021; Priestley et Catto, 2022b; Yettella et Kay, 2017; Zappa et al., 2013). Les changements projetés de l’intensité des tempêtes extratropicales sont également faibles (Seneviratne et al., 2012). Pour la saison estivale, les modèles climatiques projettent une diminution de la fréquence des tempêtes extratropicales au Canada et dans les océans qui l’entourent (E. K. M. Chang et al., 2016; Priestley et Catto, 2022a), ce qui s’accorde avec la moyenne pour l’hémisphère nord. Les projections indiquent une faible réponse à la perte de glace de mer dans l’Arctique (Kang et al., 2023). Cette diminution projetée de la fréquence est également cohérente avec l’affaiblissement projeté des trajectoires des tempêtes estivales (E. K. M. Chang et al., 2016; Harvey et al., 2020; Kang et al., 2023). Certaines données indiquent également un affaiblissement projeté des fortes tempêtes extratropicales en été (Priestley et Catto, 2022a). Les modèles climatiques présentent des biais dans la simulation des tempêtes extratropicales (Priestley et al., 2023), et de nombreuses projections ne concordent pas d’un modèle à l’autre, en particulier pour certaines régions; c’est pourquoi les projections pour le Canada sont associées à un faible degré de confiance.

4.4.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.4 : Une certaine incertitude caractérise les changements observés au cours des dernières décennies dans la fréquence et l’intensité des tempêtes extratropicales et des blocages atmosphériques. Le degré de confiance associé aux effets de l’influence humaine sur ces changements historiques est faible. On prévoit un déplacement vers les pôles des tempêtes extratropicales et une diminution de la fréquence des tempêtes extratropicales en été au-dessus du Canada (faible degré de confiance). Les blocages atmosphériques devraient être moins fréquents au-dessus du Canada, mais il existe d’importantes variations régionales (faible degré de confiance).

L’incertitude concernant les changements observés dans la fréquence et l’intensité des tempêtes extratropicales et des blocages atmosphériques au-dessus du Canada découle de la sensibilité des tendances observées aux méthodes de détection et aux ensembles de données de réanalyse utilisés. Étant donné que les changements observés sont faibles par rapport à la variabilité climatique interne, l’attribution de ces changements à l’influence humaine est associée à un faible degré de confiance. Les projections selon lesquelles les tempêtes extratropicales au-dessus du Canada se déplaceront vers les pôles et deviendront moins fréquentes pendant l’été sont aussi associées à un faible degré de confiance, en raison des divergences entre les différents modèles, des faiblesses connues dans la capacité des modèles à simuler les tempêtes observées, y compris leurs changements et leur variabilité, et du manque d’exhaustivité sur le plan de notre compréhension théorique. Bien que les modèles prévoient généralement une légère diminution de la fréquence des blocages atmosphériques, il existe d’importantes variations régionales et un faible niveau de concordance entre les modèles, ce qui se traduit par un faible degré de confiance envers les projections pour le Canada.

4.5 : Rivières atmosphériques

Message clé 4.5 : La fréquence et l’intensité des rivières atmosphériques ont augmenté pour le Canada dans son ensemble au cours des dernières décennies (degré de confiance moyen). Cependant, le degré de confiance associé à l’ampleur de ces augmentations est faible en raison du nombre limité d’études et de la sensibilité des résultats à la méthode utilisée pour définir et détecter les rivières atmosphériques. Les données dont on dispose sont insuffisantes pour attribuer à l’influence humaine les tendances à long terme observées au Canada dans son ensemble. Cependant, l’influence humaine a accru la probabilité d’événements extrêmes liés aux rivières atmosphériques dans le sud de la Colombie-Britannique (faible degré de confiance).

Message clé 4.6 : La fréquence et l’intensité des rivières atmosphériques au-dessus du Canada augmenteront à l’avenir dans les scénarios d’émissions élevées (degré de confiance élevé) et dans les scénarios d’émissions intermédiaires (degré de confiance moyen). Cependant, l’ampleur de ces augmentations est incertaine.

4.5.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les rivières atmosphériques ont fait l’objet de recherches importantes au cours des dernières décennies, en partie parce qu’elles entraînent des conditions météorologiques et climatiques extrêmes lorsqu’elles atteignent les régions terrestres (Guan et al., 2023; Newell et al., 1992; Ralph et al., 2004, 2017; Zhu et Newell, 1994, 1998). Les rivières atmosphériques sont définies comme des couloirs de transport intense de vapeur d’eau qui s’étendent sur des milliers de kilomètres; elles peuvent atteindre jusqu’à mille kilomètres de large et sont transitoires, durant généralement entre un et trois jours. Elles sont souvent associées à un courant-jet de basse altitude, généralement à environ 1 500 m au-dessus de la surface, à l’avant du front froid d’une tempête extratropicale (AMS, 2024; Guan et al., 2023). La plupart des rivières atmosphériques sont associées à une tempête extratropicale et se produisent donc plus fréquemment dans les régions où ces tempêtes sont plus fréquentes (Guo et al., 2020). La vapeur d’eau que contiennent les rivières atmosphériques peut provenir de sources d’humidité tropicales ou extratropicales, ou d’un mélange des deux. On estime que les rivières atmosphériques sont responsables de plus de 90 % du transport d’humidité vers les pôles à travers les latitudes moyennes, bien qu’elles ne couvrent qu’environ 10 % de la surface de la Terre à ces latitudes à tout moment (Guan et Waliser, 2024; Zhu et Newell, 1998).

Les rivières atmosphériques peuvent être observées directement par télédétection (p. ex. mesures satellitaires de la vapeur d’eau) ou dans le cadre de campagnes intensives sur le terrain (p. ex. à l’aide de radiosondes parachutées, des appareils conçus pour être largués depuis des aéronefs et visant à recueillir des données pendant leur chute vers le sol) (Ralph et al., 2004). Cependant, les observations ont été limitées tant sur le plan spatial que temporel. Par conséquent, les rivières atmosphériques sont généralement détectées à l’aide de méthodes conçues pour repérer leur forme et leur structure dans les ensembles de données de réanalyse atmosphérique ou les résultats de la modélisation climatique (Ralph, Wilson, et al., 2019; Shields et al., 2018). L’incertitude qui caractérise les algorithmes et la réanalyse contribue de manière importante à l’incertitude globale de la quantification des changements passés et futurs et des répercussions des rivières atmosphériques.

La principale conséquence des rivières atmosphériques qui atteignent les régions terrestres est la persistance de fortes précipitations, qui peuvent entraîner des inondations extrêmes, des glissements de terrain et des avalanches. Certaines rivières atmosphériques peuvent provoquer des vents destructeurs ou de dangereux effets de foehn (vents relativement chauds et secs descendant le long des versants du côté sous le vent des chaînes de montagnes) (Mo, 2024), ou contribuer à des vagues de chaleur (Bozkurt et al., 2018; Mattingly et al., 2023; Mo et al., 2022; Waliser et Guan, 2017). Cependant, les rivières atmosphériques peuvent également être bénéfiques en fournissant un apport en eau essentiel aux écosystèmes et aux populations (Ralph, Rutz, et al., 2019).

Faits saillants de la figure : Les rivières atmosphériques touchent principalement les côtes est et ouest du Canada, mais peuvent s’étendre à l’intérieur des terres et avoir une importance saisonnière dans le nord.

Titre de la figure : Fréquence des rivières atmosphériques au Canada

La présence des rivières atmosphériques et leurs répercussions varient considérablement dans l’ensemble du Canada. Dans les réanalyses pour la période allant de 1940 à 2023, on constate que des rivières atmosphériques se sont produites en moyenne environ 35 à 45 jours par année (figure 4.12a) (Mo, 2024) le long des côtes ouest et est du Canada. Bien qu’elles soient plus fréquentes à proximité des côtes, les rivières atmosphériques peuvent s’étendre à l’intérieur des terres. Par exemple, des rivières atmosphériques se sont produites en moyenne entre 20 et 35 jours par année en Ontario et dans les Prairies, et entre 15 et 20 jours par année dans le nord du Canada. Les rivières atmosphériques ont une importance saisonnière dans l’Arctique, où elles se produisent entre 10 et 14 jours par été (figure 4.12d), mais moins souvent pendant les autres saisons. L’algorithme de détection utilisé dans l’analyse détecte les rivières atmosphériques sur la base de seuils de transport d’humidité. Si une rivière atmosphérique se déplaçant vers l’intérieur des terres perd une quantité importante d’humidité, par exemple sous forme de précipitations, au point de ne plus répondre aux critères de détection, elle ne sera pas catégorisée comme rivière atmosphérique. Cette tendance s’accorde avec la nature physique des rivières atmosphériques, qui s’affaiblissent souvent à mesure qu’elles s’éloignent de leurs sources d’humidité.

Par le passé, ce sont les rivières atmosphériques qui touchent l’ouest du Canada qui ont retenu le plus l’attention, en partie parce qu’elles interagissent avec les chaînes de montagnes de la région. En effet, les courants marins chauds et humides peuvent être interceptés par la côte pacifique et les chaînes de montagnes Rocheuses en Colombie-Britannique, ce qui donne lieu à des pluies prolongées et parfois abondantes sur certains versants montagneux exposés au vent. Des rivières atmosphériques intenses ont contribué aux inondations de 2010 dans la vallée de Bella Coola, à l’énorme tempête de neige de la mi-février 2015 dans la vallée de Terrace-Kitimat et aux inondations catastrophiques du sud-ouest de la Colombie-Britannique à la mi-novembre 2021 (Gillett et al., 2022; Richards-Thomas et al., 2024). Sur la base d’un catalogue des rivières atmosphériques établies toutes les six heures pour la période 1948-2016, Gershunov et al. (2017) ont constaté que la Colombie-Britannique et le sud-est de l’Alaska sont touchés en moyenne par 30 à 40 rivières atmosphériques chaque année, la plupart d’entre elles se produisant pendant l’automne et l’hiver (figure 4.12b-e). Les rivières atmosphériques contribuent à environ 13 % des précipitations annuelles totales dans ces régions (Sharma et Déry, 2020a), avec des contributions plus élevées (jusqu’à 33 %) le long de la côte, y compris au débit des cours d’eau. Les contributions côtières plus élevées s’accordent avec les conclusions de Gershunov et al. (2017), qui ont constaté qu’environ 30 à 40 % des précipitations annuelles dans le sud-ouest de la Colombie-Britannique peuvent être attribuées à des rivières atmosphériques qui atteignent les régions terrestres.

Les rivières atmosphériques contribuent également de manière importante aux précipitations annuelles le long de la côte est (figure 4.13a) et sont responsables d’importants épisodes pluvieux dans le bassin du fleuve Mackenzie (Gyakum, 2000; Smirnov et Moore, 1999, 2001). Elles provoquent également des phénomènes météorologiques dont l’impact est élevé dans d’autres régions du Canada; c’est particulièrement le cas des rivières atmosphériques qui proviennent du golfe du Mexique et de l’océan Atlantique (Lin et al., 2019; Low et al., 2022; Mo et Lin, 2019; Mo, 2024; Newell et Zhu, 1994). Une grande partie des extrêmes de précipitations (figure 4.13b) et de vent (figure 4.13c) plus modérés sont associés aux rivières atmosphériques. De plus, en Colombie-Britannique, au Québec et dans le sud de l’Ontario, plus de 70 % des épisodes combinés de vents et de précipitations extrêmes sont associés aux rivières atmosphériques (figure 4.13d). Il convient de noter que le chapitre 8 fournit des évaluations des précipitations et des vents extrêmes, y compris les événements combinés de vent et de pluie, qui sont pertinents pour la conception des infrastructures.

Faits saillants de la figure : Les rivières atmosphériques contribuent de manière importante aux précipitations totales, aux précipitations extrêmes, aux vents extrêmes et aux événements combinés de précipitations et de vents extrêmes au Canada.

Titre de la figure : Contribution des rivières atmosphériques aux extrêmes de précipitations et de vent au Canada

4.5.2 : Changements passés et leurs causes

Un couloir de vapeur d’eau est considéré comme une rivière atmosphérique lorsque son niveau de transport d’humidité atteint une certaine intensité. L’intensité dépend de la quantité de vapeur d’eau présente dans l’atmosphère ainsi que de la direction et de la force des vents qui déplacent cette humidité d’un endroit à un autre. Les changements qui touchent chacun de ces facteurs contribueront à modifier les caractéristiques des rivières atmosphériques (Payne et al., 2020). Selon les lois de la thermodynamique (encadré 8.3), on s’attend à ce que les changements climatiques d’origine humaine entraînent une augmentation de la quantité d’humidité atmosphérique. Pour chaque degré Celsius d’augmentation de la température, l’air peut contenir environ 6 à 7 % de vapeur d’eau supplémentaire. Par conséquent, une atmosphère plus chaude favorisera la formation de rivières atmosphériques plus intenses. Un raisonnement similaire étaye notre compréhension selon laquelle les précipitations provoquées par les rivières atmosphériques s’intensifieront avec le réchauffement (Payne et al., 2020). Comme l’indiquent les sections précédentes, cependant, les changements dans les vents, qui sont déterminés par la dynamique atmosphérique et la circulation à grande échelle, sont généralement associés à une moins grande incertitude.

La contribution du GT1 au RE6 du GIEC a conclu qu’il est probable qu’il y ait eu une augmentation de l’activité des rivières atmosphériques dans l’est du Pacifique Nord depuis le milieu du siècle; le degré de confiance associé à l’importance exacte de cette tendance est toutefois faible, et la tendance n’a pas officiellement été attribuée aux changements climatiques découlant de l’activité humaine. Néanmoins, cette augmentation correspond aux hausses projetées et observées de l’humidité atmosphérique liées au réchauffement planétaire découlant de facteurs anthropiques (Douville et al., 2021). Une synthèse récente de plusieurs algorithmes de détection des rivières atmosphériques et de réanalyses (1980-2023) montre une augmentation de la teneur en humidité des rivières atmosphériques à l’échelle du Canada et une expansion de la superficie des rivières atmosphériques à l’échelle mondiale (Henny et Kim, 2025). Dans l’ouest de l’Amérique du Nord, des études observationnelles et de modélisation du climat historique font état d’une augmentation de la fréquence des rivières atmosphériques et des précipitations et des débits associés à celles-ci (Curry et al., 2019; Gershunov et al., 2017; Sharma et Déry, 2020c), avec des augmentations plus importantes depuis la fin du XX^e siècle (Sharma et Déry, 2020c). Les tendances estimées à partir de multiples algorithmes de détection et de réanalyses montrent une augmentation marquée de la fréquence des rivières atmosphériques au-dessus du Canada atlantique et de la côte nord du Pacifique, accompagnée d’une intensification du transport d’humidité dans les rivières atmosphériques les plus intenses (Henny et Kim, 2025). Ces résultats s’accordent avec les tendances actuelles qui montrent une augmentation de la fréquence annuelle des rivières atmosphériques et de l’intensité des rivières atmosphériques les plus extrêmes au-dessus de l’Amérique du Nord depuis le milieu du XX^e siècle (figure 4.14).

Faits saillants de la figure : L’activité des rivières atmosphériques a augmenté au-dessus du Canada depuis le milieu du XX^e siècle.

Titre de la figure : Tendances historiques de la fréquence annuelle des rivières atmosphériques et du transport d’humidité en présence de la rivière atmosphérique la plus intense de l’année

Les récentes analyses des observations et des résultats de la modélisation se sont concentrées sur des régions situées en dehors de l’ouest de l’Amérique du Nord, et leurs conclusions corroborent celles qui sont présentées aux figures 4.13 et 4.14. Dong et al. (2024) ont constaté une tendance à la hausse de la fréquence des rivières atmosphériques hivernales dans l’est de l’Amérique du Nord, y compris l’est du Canada, dans plusieurs réanalyses et simulations de modèles atmosphériques à haute résolution (résolution horizontale d’environ 50 km). Ils attribuent cette tendance à la hausse en partie aux changements récents dans le régime de téléconnexion Pacifique-Amérique du Nord (section 4.8), qui expliquent également une grande partie de la variabilité interannuelle dans l’occurrence des rivières atmosphériques. Des études axées sur l’Arctique ont également souligné l’importance de la variabilité interannuelle dans la modulation des tendances à la hausse observées dans l’occurrence des rivières atmosphériques. Par exemple, Ma et al. (2024) ont constaté que les différences régionales dans l’expression de l’oscillation décennale du Pacifique et de l’oscillation atlantique multidécennale (section 4.8) sont responsables d’environ un quart de la variabilité des tendances relatives aux rivières atmosphériques de l’Arctique moyennées dans l’espace pour l’avenir proche dans les simulations des modèles climatiques. Les études qui ont divisé les augmentations observées des rivières atmosphériques de l’Arctique entre les contributions des facteurs thermodynamiques et dynamiques ont montré que la contribution des facteurs thermodynamique est dominante (Ma et al., 2024; C. Zhang et al., 2023; P. Zhang et al., 2023). Dans l’ensemble, bien que les tendances à la hausse des rivières atmosphériques soient constatées de manière cohérente pour différentes régions du Canada dans les réanalyses modernes, différents algorithmes de détection décrivent leurs caractéristiques climatologiques (fréquence, saisonnalité et ampleur) de différentes manières (Collow et al., 2022), ce qui peut affecter l’importance des tendances constatées.

Comme le conclut la contribution du GT1 au RE6 du GIEC (Douville et al., 2021), il n’a pas été possible d’évaluer l’influence des changements climatiques d’origine humaine sur les tendances à long terme observées dans l’occurrence des rivières atmosphériques ou sur les événements extrêmes individuels liés aux rivières atmosphériques, en raison de l’absence d’études d’attribution formelles. (Il convient de noter que la section 8.1.1 de la contribution du GT1 au RE6 du GIEC concerne la distinction entre l’attribution des tendances à long terme des extrêmes climatiques et l’attribution concernant des événements extrêmes précis.) À quelques exceptions près, la situation n’a pas changé. Pour comprendre les causes des changements observés dans l’occurrence des rivières atmosphériques, il est possible d’utiliser des expériences de modélisation climatique à forçage unique, qui évaluent la réponse du système climatique à des catégories individuelles d’agents de forçage, comme les gaz à effet de serre ou les aérosols. Des expériences de ce type ont montré que l’effet opposé entre l’affaiblissement de l’influence des aérosols et le renforcement de l’influence des gaz à effet de serre a entraîné un changement historique modeste des rivières atmosphériques sur les côtes ouest et est de l’Amérique du Nord entre 1920 et 2005 (Baek et Lora, 2021) Baek et Lora (2021). Cependant, les rivières atmosphériques et les précipitations qu’elles entraînent s’intensifient rapidement dans les simulations pour les décennies qui suivent, à mesure que le signal des gaz à effet de serre commence à dominer. Une étude d’attribution concernant les inondations de la mi-novembre 2021 causées par des rivières atmosphériques dans le sud-ouest de la Colombie-Britannique a révélé que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont accru la probabilité de la formation de rivières atmosphériques dont le niveau de transport d’humidité total est similaire d’au moins 60 %, celle de précipitations similaires sur deux jours de 45 %, et celle d’inondations similaires de 120 à 330 % (Gillett et al., 2022).

4.5.3 : Changements futurs

Deux des principaux moteurs du changement futur des rivières atmosphériques et de leurs répercussions sur le Canada peuvent être attribués aux changements climatiques découlant de l’activité humaine (Radić et al., 2015; Shields et al., 2023; S. Wang et al., 2023). Le premier est un changement d’origine thermodynamique qui touche les rivières atmosphériques à l’échelle mondiale, soit l’augmentation du transport d’humidité associée à l’augmentation de la vapeur d’eau résultant du réchauffement de la basse atmosphère. Cette augmentation de la vapeur d’eau causée par le réchauffement est également le principal facteur à l’origine de l’augmentation des précipitations et des extrêmes de précipitations associés aux rivières atmosphériques (Radić et al., 2015; Shields et al., 2023; S. Wang et al., 2023). Le second est un changement d’origine dynamique, notamment le déplacement vers les pôles des rivières atmosphériques associé au déplacement vers les pôles des trajectoires des tempêtes dans les latitudes moyennes (section 4.3).

Pour illustrer ces deux principaux moteurs, la figure 4.15 résume les résultats d’un récent projet de comparaison de modèles axé sur l’évaluation des changements projetés quant aux rivières atmosphériques dans les modèles climatiques du CMIP5 et du CMIP6, dans le cadre des scénarios d’émissions très élevées (RCP8.5, SSP5-8.5) (O’Brien et al., 2022). Les changements simulés s’accordent globalement avec les tendances observées récemment, qui indiquent une augmentation constante de la fréquence des rivières atmosphériques au XXI^e siècle (figure 4.15b), principalement à cause de l’augmentation de la vapeur d’eau atmosphérique (figure 4.15d). La composante dynamique du changement, attribuée au déplacement vers les pôles des trajectoires des tempêtes dans les latitudes moyennes (sections 4.3 et 4.4), renforce cette tendance à la hausse dans le nord et l’affaiblit dans le sud (figure 4.15e). Les différences entre les méthodes de définition et de détection des rivières atmosphériques ont contribué autant au degré d’incertitude que les différences entre les modèles climatiques.

Faits saillants de la figure : On projette une augmentation de la fréquence des rivières atmosphériques au Canada, principalement en raison de l’augmentation de l’humidité atmosphérique.

Titre de la figure : Projections de la fréquence des rivières atmosphériques et du transport d’humidité

Les résultats d’études basées sur différents ensembles multimodèles et faisant appel à différentes générations de modèles climatiques (Gao et al., 2015; Hagos et al., 2016; Kolbe et al., 2023; Nellikkattil et al., 2023; Tan et al., 2020; M. D. Warner et al., 2015; P. Zhang et al., 2021; Zhao, 2020) indiquent des résultats similaires. Ces résultats permettent d’affirmer selon un degré de confiance élevé que, dans le cadre des scénarios d’émissions élevées (SSP3-7.0) à très élevées (RCP8.5, SSP5-8.5), les rivières atmosphériques au-dessus du Canada augmenteront en intensité et en fréquence, principalement parce que le réchauffement entraîne une hausse du transport d’humidité (facteur thermodynamique). Bien qu’il n’existe pas d’études fondées sur des scénarios d’émissions intermédiaires, le même mécanisme thermodynamique s’applique. On peut donc conclure selon un degré de confiance moyen que ces résultats peuvent être extrapolés à des scénarios d’émissions intermédiaires, même si l’ampleur des changements sera moindre en raison d’un réchauffement moins important. L’influence thermodynamique entraînera également une intensification des précipitations associées aux rivières atmosphériques (Shields et al., 2023; S. Wang et al., 2023). Cependant, l’impact qu’auront les changements de la circulation atmosphérique sur les changements du transport de l’humidité, bien que moindre, ajoute à l’incertitude quant à l’ampleur globale de ces changements. Cette incertitude provient également de la variabilité climatique interne (Tseng et al., 2021), de l’incertitude structurelle des modèles et, comme indiqué ci-dessus en ce qui concerne les changements observés et par O’Brien et al. (2022), des différences entre les méthodes de définition et de détection des rivières atmosphériques.

4.5.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.5 : La fréquence et l’intensité des rivières atmosphériques ont augmenté pour le Canada dans son ensemble au cours des dernières décennies (degré de confiance moyen). Cependant, le degré de confiance associé à l’ampleur de ces augmentations est faible en raison du nombre limité d’études et de la sensibilité des résultats à la méthode utilisée pour définir et détecter les rivières atmosphériques. Les données dont on dispose sont insuffisantes pour attribuer à l’influence humaine les tendances à long terme observées au Canada dans son ensemble. Cependant, l’influence humaine a accru la probabilité d’événements extrêmes liés aux rivières atmosphériques dans le sud de la Colombie-Britannique (faible degré de confiance).

Message clé 4.6 : La fréquence et l’intensité des rivières atmosphériques au-dessus du Canada augmenteront à l’avenir dans les scénarios d’émissions élevées (degré de confiance élevé) et dans les scénarios d’émissions intermédiaires (degré de confiance moyen). Cependant, l’ampleur de ces augmentations est incertaine.

Le degré de confiance moyen que nous associons à l’augmentation de la fréquence et de l’intensité des rivières atmosphériques au-dessus du Canada depuis le milieu du siècle est appuyé par les résultats de plusieurs études fondées sur différentes réanalyses et utilisant différentes méthodes de détection des rivières atmosphériques. De plus, ces réanalyses peuvent être sujettes à une certaine hétérogénéité en raison des changements dans les sources de données d’observation utilisées au fil du temps. Ces tendances s’accordent de manière globale avec les simulations historiques des modèles climatiques, y compris les expériences d’attribution à forçage unique, ainsi qu’avec notre compréhension sur le plan physique de la façon dont l’humidité atmosphérique augmente avec le réchauffement. Cependant, nous associons un faible degré de confiance à l’ampleur des tendances et à leur attribution aux changements climatiques découlant de l’activité humaine en raison de l’absence d’études formelles de détection et d’attribution, du rôle joué par la variabilité climatique interne et des résultats variables selon l’algorithme de détection des rivières atmosphériques utilisé dans le cadre d’une étude. Il n’existe pas de preuves suffisantes pour attribuer les tendances à long terme pour le Canada dans son ensemble à l’influence humaine, car aucune étude n’a abordé cette question. Certaines données probantes indiquent que l’influence humaine aurait accru la probabilité d’occurrence des rivières atmosphériques extrêmes dans le sud de la Colombie-Britannique, mais un faible degré de confiance est associé à ces données, car elles sont basées sur l’attribution d’un seul événement récent de rivière atmosphérique.

Le degré de confiance élevé que nous associons à l’augmentation future de la fréquence et de l’intensité des rivières atmosphériques au-dessus du Canada dans le cadre des scénarios d’émissions élevées (SSP3-7.0) et très élevées (RCP8.5, SSP5-8.5) est appuyé par les résultats solides des projections basées sur les simulations du CMIP5 et du CMIP6 et utilisant différents modèles climatiques et algorithmes de détection des rivières atmosphériques. Ces augmentations découleront principalement de l’augmentation de la vapeur d’eau atmosphérique associée au réchauffement projeté, ce qui renforce encore le degré de confiance élevé que nous associons aux projections d’une intensification des fortes précipitations associées aux rivières atmosphériques. Ces résultats correspondent également à notre compréhension sur le plan physique. On s’attend à de tels changements (d’une ampleur moindre) pour les scénarios d’émissions intermédiaires, mais comme il n’existe aucune étude spécifique fondée sur ces scénarios, nous n’accordons qu’un degré de confiance moyen à ces projections. Le faible degré de confiance que nous associons à l’ampleur des changements découle de l’incertitude quant à l’influence des changements dans la circulation. Bien que d’une ampleur moindre, on s’attend à ce que ces changements jouent un rôle dans la modulation des changements à l’échelle régionale au Canada. D’autres incertitudes peuvent être attribuées à la variabilité climatique interne, au scénario d’émissions, au modèle climatique et au choix de l’algorithme de détection des rivières atmosphériques.

4.6 : Ouragans de l’Atlantique Nord

Message clé 4.7 : La force et les taux de précipitations associés aux ouragans de l’Atlantique Nord ont augmenté (degré de confiance moyen). Cependant, comme seule une petite proportion des ouragans de l’Atlantique touche le Canada, le degré de confiance quant à l’impact de ces changements sur l’est du Canada est faible.

Message clé 4.8 : Les projections indiquent une augmentation des taux moyens de précipitations, des taux maximaux de précipitations et des vitesses maximales du vent associés aux ouragans de l’Atlantique Nord ainsi que de la proportion d’ouragans de l’Atlantique Nord atteignant les catégories 4 et 5 (degré de confiance élevé). Cependant, en ce qui concerne le petit nombre d’ouragans touchant le Canada, un degré de confiance moyen est associé à l’augmentation des taux de précipitations, tandis que le degré de confiance est faible pour ce qui est de l’augmentation des vitesses du vent. Les changements dans la fréquence des ouragans touchant le Canada sont incertains.  

4.6.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les ouragans de l’Atlantique représentent un sous-ensemble d’un phénomène météorologique appelé cyclones tropicaux. Les cyclones tropicaux sont des systèmes météorologiques de basse pression qui, contrairement aux tempêtes extratropicales évoquées à la section 4.4, se forment au-dessus des océans tropicaux. Les températures élevées de la surface de la mer dans ces régions tropicales fournissent une énergie abondante qui permet aux cyclones de se développer. Par conséquent, les cyclones tropicaux peuvent souvent devenir beaucoup plus puissants que les tempêtes extratropicales en raison de leur pression plus basse et, donc, de leurs vents plus forts. Bien qu’ils soient plus puissants, leur diamètre est généralement plus faible. Si un cyclone tropical présente une pression suffisamment basse et des vents suffisamment forts pour devenir assez puissant et se développe dans la région située autour de l’Amérique du Nord, il est appelé ouragan. Les ouragans sont classés par ordre de puissance, en fonction de la pression et de la vitesse du vent, de 1 à 5, 1 étant la puissance la plus faible qu’un cyclone puisse atteindre tout en étant encore classé comme ouragan. Les ouragans se forment généralement à la fin de l’été et à l’automne, et ont tendance à se déplacer vers le nord-ouest dans les tropiques, puis à bifurquer vers le nord-est s’ils se déplacent au nord de 20 à 30° N (Knapp et al., 2010). Lorsque les ouragans s’éloignent des océans tropicaux, dont la température est élevée, ils s’affaiblissent relativement rapidement. Les températures élevées du Gulf Stream le long de la côte est de l’Amérique du Nord peuvent ralentir cet affaiblissement, ce qui permet parfois aux ouragans de l’Atlantique d’atteindre le Canada, contrairement aux eaux plus froides au large de la côte ouest, qui empêchent les ouragans du Pacifique d’atteindre la côte ouest du Canada. Les ouragans de l’Atlantique Nord peuvent atteindre le Canada sous forme de cyclones tropicaux ou de « cyclones post-tropicaux » (Milrad et al., 2009). Un exemple récent d’un tel système est l’ouragan Fiona, qui a touché terre en Nouvelle-Écosse sous forme de cyclone post-tropical en 2022, touchant toute la région atlantique. Parmi les autres cyclones notables qui ont touché terre au Canada ces dernières années sous forme de cyclones tropicaux ou post-tropicaux, on peut citer l’ouragan Beryl (2024), l’ouragan Dorian (2019), les ouragans Earl et Igor (2010), l’ouragan Kyle (2008) et l’ouragan Juan (2003). Compte tenu des vents violents et des ondes de tempête qui les accompagnent, les ouragans n’ont pas besoin de toucher terre (c’est-à-dire que le centre de l’ouragan ne doit pas nécessairement se déplacer au-dessus des terres) pour avoir des effets dévastateurs au Canada.

La plupart des cyclones tropicaux et post-tropicaux, mais pas tous, s’affaiblissent jusqu’à atteindre une force inférieure à celle d’un ouragan avant d’atteindre le Canada. En fait, l’analyse des ensembles de données historiques sur la trajectoire des ouragans (IBTrACS, HURDAT2, NOAA Hurricane Research Division) (Knapp et al., 2010) montre que, même si le Canada reçoit en moyenne une ou deux fois par année les restes de cyclones tropicaux, il n’est directement touché par un cyclone tropical qu’une fois tous les deux ans, et par un ouragan de catégorie 1 ou 2, qu’une fois tous les trois à quatre ans. Aucun ouragan majeur (de catégorie 3, 4 ou 5) n’a touché terre au Canada depuis le début des enregistrements fiables. Lorsque des ouragans atteignent le Canada, ils apportent des vents forts et des inondations dues à la fois aux ondes de tempête côtières et aux fortes précipitations. Les provinces maritimes et la partie orientale du Québec sont les régions les plus touchées par les cyclones tropicaux et post-tropicaux, bien que ceux-ci aient également touché le sud du Québec (p. ex. l’ouragan Debby, en 2024) et même, à l’occasion, le sud de l’Ontario (p. ex. l’ouragan Hazel, en 1954).

4.6.2 : Changements passés et leurs causes

Il a été difficile de détecter les changements qui touchent les cyclones tropicaux et de les attribuer aux changements climatiques découlant de l’activité humaine. Ces difficultés s’expliquent principalement par le fait que les cyclones tropicaux sont relativement peu fréquents, et qu’il a été difficile d’obtenir des données précises et cohérentes sur leurs caractéristiques pour la recherche climatique. Les systèmes de mesure ont évolué au fil du temps et n’ont pas toujours couvert l’ensemble de l’espace, en particulier avant l’avènement des satellites d’observation de la Terre en 1979 (Kossin et al., 2013; Landsea et al., 2006). À l’échelle mondiale, une augmentation de la force des cyclones tropicaux a été détectée (Elsner, 2020; Emanuel, 2020; Kossin et al., 2020). Cette augmentation est conforme à l’impact auquel on s’attend en raison du réchauffement causé par l’activité humaine, sur la base de considérations théoriques (Sobel et al., 2016) et de modèles à haute résolution (P. Chang et al., 2020; Knutson et al., 2020). Bien que cette augmentation de la force des cyclones tropicaux soit également détectable à l’échelle du bassin de l’Atlantique Nord, aucune étude n’a cherché à déterminer s’il y avait également une augmentation du nombre d’ouragans touchant les côtes canadiennes. Une étude récente a fait état d’une augmentation des taux de précipitations liées aux cyclones tropicaux tant à l’échelle mondiale que dans le bassin de l’Atlantique Nord (Tu et al.,2021). Une augmentation des taux de précipitations a également été observée pour les ouragans majeurs de l’Atlantique qui touchent les côtes continentales des États-Unis (Touma et al., 2019). Une augmentation des précipitations liées aux cyclones tropicaux s’accorde avec notre compréhension théorique des cyclones tropicaux et les études de modélisation de ces cyclones. Cependant, aucune étude n’a cherché à déterminer si une augmentation des précipitations associées aux ouragans qui touchent les côtes canadiennes était détectable. Certaines données suggèrent un décalage vers un début plus précoce de la saison des ouragans dans la région de l’Atlantique Nord, ce qui affecte en particulier les ouragans touchant les côtes des États-Unis (Truchelut et al., 2022). Certaines données indiquent également une diminution du taux de dissipation des ouragans qui se forment dans l’Atlantique Nord après leur arrivée sur les côtes (L. Li et Chakraborty, 2020), ce qui, toutes choses étant égales par ailleurs, permettrait aux ouragans de pénétrer plus loin à l’intérieur des terres. Ces changements ont été principalement attribués à l’augmentation des températures de la surface de la mer. Cependant, le faible nombre d’études disponibles donne lieu à un faible degré de confiance quant à l’attribution des changements observés dans le début de la saison des ouragans ou dans leur dissipation après avoir touché terre aux changements climatiques découlant de l’activité humaine, et il n’est pas certain qu’il existe une tendance similaire pour les ouragans qui touchent le Canada. Les estimations de la taille des ouragans dans l’Atlantique Nord basées sur des données satellitaires ou de réanalyse ne révèlent aucune tendance au cours des dernières décennies (Knaff et al., 2014; Schenkel et al., 2017; K. Zhang et Chan, 2023). Une étude d’attribution ciblant le cyclone tropical Fiona (2022) a révélé que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont fait en sorte que les vitesses du vent extrêmes observées dans certaines régions du Canada atlantique pendant Fiona seraient plus de deux fois plus probables par rapport au climat de 1950-1979 (Malinina et al., 2025).

4.6.3 : Changements futurs

Le consensus général qui se dégage de la compréhension théorique et de la modélisation climatique est que, à l’échelle mondiale, les cyclones tropicaux les plus violents (en termes de basse pression atmosphérique et de vitesse du vent connexe) vont gagner en intensité à l’avenir, et que nous devons donc nous attendre à une augmentation de la proportion de cyclones tropicaux atteignant une intensité très forte (catégorie 4 ou 5) (Bhatia et al., 2018; P. Chang et al., 2020; Knutson et al., 2020; Patricola et Wehner, 2018; Roberts et al., 2020). Dans un contexte de réchauffement planétaire de 2 °C, l’intensité globale des cyclones tropicaux devrait augmenter de 5 %, ce qui s’accompagnerait d’une augmentation de 13 % de la proportion de cyclones tropicaux atteignant au moins la catégorie 4 (Knutson et al., 2020). Ces changements devraient s’accompagner d’une augmentation d’environ 15 % du taux de précipitations associées aux cyclones tropicaux, ce qui augmenterait encore le risque d’inondations à l’intérieur des terres. Cette projection correspond à l’augmentation d’environ 7 % de l’humidité atmosphérique par degré de réchauffement qu’exige la théorie physique (relation de Clausius-Clapeyron). Cependant, la modélisation climatique à haute résolution suggère que le taux de précipitations près du centre des tempêtes suit une échelle « super Clausius-Clapeyron », avec une augmentation des taux de précipitations de 13 à 17 % par degré de réchauffement (M. Liu et al., 2019). Bien que le degré de confiance associé à ces changements mondiaux soit élevé, il est plus faible lorsqu’il s’agit de les extrapoler au Canada en raison d’autres influences possibles à l’échelle régionale et du petit nombre d’études portant spécifiquement sur les projections des ouragans qui touchent le Canada.

Les projections relatives à la fréquence des cyclones tropicaux ne sont pas aussi fiables que celles qui concernent leur intensité et les précipitations qui les accompagnent, car on ne saisit pas encore parfaitement les facteurs qui déterminent leur nombre, et il existe un désaccord accru entre les modèles en ce qui concerne les projections relatives à l’évolution de leur fréquence. Par exemple, les projections relatives à la fréquence des cyclones tropicaux dans le bassin de l’Atlantique Nord sont incertaines, car le changement projeté du nombre annuel de cyclones tropicaux dans les différents modèles et études varie entre -35 % et +30 % pour un niveau de réchauffement planétaire de 2 °C, avec une valeur médiane de -15 % (Knutson et al., 2020). La confiance associée à ces projections est encore réduite par l’incertitude quant à la manière dont le Pacifique tropical équatorial, en particulier le phénomène El Niño-oscillation australe (section 4.8), réagira aux changements climatiques découlant de l’activité humaine, car les changements dans le Pacifique tropical peuvent influer sur la formation des ouragans dans l’Atlantique (Sobel et al., 2023). D’autres changements dans les caractéristiques des cyclones tropicaux de l’Atlantique Nord, comme leur taille et l’ampleur de leur propagation vers les pôles, pourraient également entraîner des répercussions sur les cyclones tropicaux touchant le Canada, mais les projections de ces changements sont actuellement incertaines (S. I. Seneviratne et al., 2021, section 11.7.1). Les cyclones tropicaux qui atteignent le Canada peuvent subir l’influence des changements qui touchent la circulation dans les latitudes moyennes, comme les variations dans le courant-jet, modifiant ainsi les transitions extratropicales des ouragans en cyclones post-tropicaux (Evans et al., 2017). Les changements projetés dans le nombre de transitions extratropicales restent toutefois incertains, car la plupart des données disponibles proviennent d’études basées sur un seul modèle. Certaines de ces études suggèrent une augmentation (A. J. Baker et al., 2022), tandis que d’autres indiquent une diminution (Cheung et Chu, 2023; M. Liu et al., 2017), et ces changements ne sont généralement pas statistiquement significatifs. Si l’on exclut tout changement touchant les ouragans atlantiques eux-mêmes, l’élévation du niveau de la mer découlant des changements climatiques causés par l’activité humaine devrait donner lieu à une influence accrue des ouragans de l’Atlantique sur les événements extrêmes liés au niveau de la mer qui touchent les régions côtières du Canada (chapitre 7, section 7.6) (Cheung et Chu, 2023).

4.6.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.7 : La force et les taux de précipitations associés aux ouragans de l’Atlantique Nord ont augmenté (degré de confiance moyen). Cependant, comme seule une petite proportion des ouragans de l’Atlantique touche le Canada, le degré de confiance quant à l’impact de ces changements sur l’est du Canada est faible.

Message clé 4.8 : Les projections indiquent une augmentation des taux moyens de précipitations, des taux maximaux de précipitations et des vitesses maximales du vent associés aux ouragans de l’Atlantique Nord ainsi que de la proportion d’ouragans de l’Atlantique Nord atteignant les catégories 4 et 5 (degré de confiance élevé). Cependant, en ce qui concerne le petit nombre d’ouragans touchant le Canada, un degré de confiance moyen est associé à l’augmentation des taux de précipitations, tandis que le degré de confiance est faible pour ce qui est de l’augmentation des vitesses du vent. Les changements dans la fréquence des ouragans touchant le Canada sont incertains.  

Le faible degré de confiance que nous associons aux tendances historiques des ouragans touchant le Canada découle des défis que posent l’évolution du système d’observation au cours des dernières décennies, le nombre relativement faible d’événements touchant le Canada et l’absence d’études examinant de manière précise les événements touchant le Canada. L’augmentation de la force des ouragans de l’Atlantique Nord et des taux de précipitations connexes est associée à un degré de confiance moyen, car certaines données probantes appuient cette augmentation, et elles s’accordent avec les changements théoriques auxquels on s’attend et les changements à l’échelle mondiale.

L’intensification des ouragans les plus violents de l’Atlantique, ainsi que des taux de précipitations et des vitesses maximales du vent qui leur sont associées, est associée à un degré de confiance élevé. Cette affirmation s’appuie sur des données probantes cohérentes issues de la compréhension théorique, des changements observés et des projections de la modélisation.

En ce qui concerne les ouragans qui touchent le Canada, le degré de confiance moyen que nous associons aux augmentations projetées des taux de précipitations découle des effets importants et bien compris du réchauffement climatique sur les précipitations qui accompagnent les cyclones tropicaux. Nous associons un faible degré de confiance aux augmentations projetées des vitesses du vent des ouragans touchant le Canada en raison d’autres influences possibles sur les vitesses du vent à l’échelle régionale. Le faible degré de confiance que nous accordons aux prévisions relatives aux précipitations et à la vitesse du vent au Canada, en ce qui concerne les ouragans de l’Atlantique en général, s’explique par la forte variabilité climatique interne régionale et le faible nombre d’études portant précisément sur les projections concernant les ouragans qui touchent le Canada.

Les changements projetés dans la fréquence des ouragans de l’Atlantique sont incertains en raison de l’absence de théorie établie, des multiples mécanismes par lesquels des changements pourraient se produire, du manque de compréhension des processus qui sous-tendent les changements éventuels, de l’absence de signaux d’observation clairs et des divergences entre les projections des modèles. Il en résulte donc une certaine incertitude en ce qui concerne les changements projetés de la fréquence des ouragans de l’Atlantique qui touchent le Canada.

4.7 : Conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages

Message clé 4.9 : Les conclusions selon lesquelles les conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages au Canada ont changé au cours des dernières décennies sont associées à un faible degré de confiance. Cela s’explique par l’absence d’études régionales pour le Canada, les tendances faibles et contradictoires entre les différents indicateurs de conditions environnementales et produits de données, et la grande variabilité climatique interne.

Message clé 4.10 : Les conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages devraient devenir plus fréquentes dans le centre et l’est du Canada au printemps, en été et en automne (degré de confiance élevé). Cependant, le degré de confiance quant à l’augmentation des orages et autres phénomènes météorologiques violents est faible, car une augmentation des conditions environnementales favorables n’entraîne pas toujours une augmentation des orages.

4.7.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les tempêtes convectives, que nous appelons simplement « orages » ici par souci de simplicité, sont des systèmes météorologiques dont la superficie varie entre 2 et 200 km et qui sont associés à de fortes précipitations causées par la convection, processus par lequel l’air chaud et humide s’élève, se refroidit rapidement et produit de la pluie par condensation. Lorsque les orages sont sévères, ils peuvent également être associés à de la grêle, des vents forts, des éclairs et des tornades. Les mesures directes de bon nombre de ces phénomènes peuvent être limitées, à l’échelle mondiale et dans certaines régions du Canada, et il est bien établi que les rapports sur les orages sont biaisés en faveur des régions plus densément peuplées, où la probabilité d’observer un orage est plus grande (Cheng et al., 2013; Etkin, 2018; Sills et Joe, 2019). C’est pourquoi il est parfois difficile d’établir des estimations fiables des tendances à long terme de la fréquence des orages. De plus, les modèles climatiques globaux ne sont pas suffisamment précis pour simuler explicitement chaque orage, ce qui rend incertaine la fréquence future des orages. Une autre approche indirecte pour estimer la fréquence des orages consiste à détecter les environnements propices aux orages, c’est-à-dire les conditions atmosphériques clés qui favorisent leur développement (Brooks et al., 2003; R. H. Johns et al., 1993). La distribution spatiale, la sévérité et la fréquence de ces environnements propices aux orages peuvent être déterminées à l’aide de leurs propriétés atmosphériques. Contrairement aux orages eux-mêmes, qui ont une échelle spatiale relativement petite, les environnements propices aux orages ont tendance à présenter des configurations à grande échelle d’environ 100 à 1 000 km. Il est important de noter que les conditions favorables au développement des orages ne mènent pas toujours à leur développement, qui découle de processus agissant à des échelles plus petites que ce que la plupart des modèles climatiques sont capables de simuler. Par conséquent, les conditions favorables sont des indicateurs des environnements propices aux orages, mais ne permettent pas de prédire avec certitude la formation d’orages. En outre, la correspondance entre les indicateurs et les orages qui se produisent réellement varie en fonction de la région, de la saison ou des produits de données d’observation et de réanalyse utilisés, et peut évoluer à mesure que le climat se réchauffe (Gopalakrishnan et al., 2025; Hoogewind et al., 2017; Raupach et al., 2021; Tippett et al., 2019). De plus, les changements observés quant à ces indicateurs ne se traduiront pas nécessairement par des changements dans la fréquence des phénomènes météorologiques sévères (chapitre 8, sections 8.3 et 8.4). Cependant, il est utile d’évaluer les changements de ces indicateurs, car ils nous permettent d’examiner les changements historiques de manière cohérente dans le temps et nous donnent une indication de la façon dont les orages pourraient évoluer à l’avenir à l’aide des résultats des modèles climatiques. La présente section évalue les changements observés et les projections relatives aux environnements propices aux orages, tandis que le chapitre 8 évalue les changements observés des orages et des phénomènes météorologiques violents eux-mêmes.

L’une des principales propriétés atmosphériques utilisées comme indicateur des environnements propices aux orages est l’énergie convective potentielle disponible, une mesure de l’instabilité de l’atmosphère, c’est-à-dire de sa capacité à générer des mouvements ascendants. Une énergie convective potentielle disponible plus élevée augmente la quantité d’énergie disponible pour la convection, qui est essentielle au développement des orages. D’autre part, une énergie d’inhibition de la convection (une mesure de la barrière énergétique qui doit être surmontée pour que la convection se produise) plus forte peut empêcher ou retarder le début de la convection. Cependant, lorsqu’elle est combinée à une énergie convective potentielle disponible plus forte, l’énergie d’inhibition de la convection peut augmenter l’intensité de la convection des précipitations connexes (J. Chen et al., 2020; Del Genio et al., 2007; Diffenbaugh, N.S. et al., 2013; Rasmussen et al., 2017). Le cisaillement vertical du vent dans la basse troposphère (le changement de vitesse ou de direction du vent qui accompagne un changement d’altitude) et l’hélicité relative des tempêtes (une mesure du potentiel de courants ascendants cycloniques) sont des indicateurs du développement de lignes de grains ou de supercellules, un cisaillement et une hélicité plus forts conduisant à des conditions favorables au développement d’orages violents et de tornades plus sévères et plus durables (Trapp, 2018). On détecte le plus souvent les environnements propices aux orages en combinant plusieurs de ces propriétés atmosphériques pour établir des indices de sévérité des conditions météorologiques (Lepore et al., 2021; Seeley et Romps, 2015). Ces propriétés atmosphériques et ces indices de sévérité servent d’indicateurs du potentiel de temps violent, et leur mesure et leur interprétation sont cruciales pour prévoir de tels événements (R. H. Johns et Doswell, 1992).

Les conditions atmosphériques favorables au développement d’orages, y compris les tornades et les tempêtes de grêle, sont plus fréquentes dans le centre et l’est du Canada et dans la région des Rocheuses que dans d’autres parties du pays (figure 4.16a,c) (Brooks et al., 2003; Cheng et al., 2013; Etkin, 2018; Prein et Holland, 2018; Sills et Joe, 2019; Taszarek, Allen, Marchio, et al., 2021). Sur le plan saisonnier, les environnements propices aux orages au Canada sont les plus fréquents en été, puis en automne (Taszarek, Allen, Marchio, et al., 2021).

Faits saillants de la figure : Les tendances historiques en matière de fréquence des conditions favorables à la formation d’orages sont faibles dans l’ensemble du Canada.

Titre de la figure : Fréquence historique et tendances quant à la fréquence des environnements propices aux orages et aux orages violents au Canada

4.7.2 : Changements passés et leurs causes

En raison du nombre limité d’études régionales qui concernent les tendances des environnements propices aux orages au Canada, l’affirmation selon laquelle ces environnements ont changé au pays au cours des dernières décennies est associée à un faible degré de confiance. Ce faible degré de confiance s’explique également par les tendances faibles et contradictoires constatées pour différentes propriétés atmosphériques, les indices de sévérité des conditions météorologiques et les produits de données.

De nombreuses études examinant les tendances passées des environnements propices aux orages se concentrent sur les États-Unis continentaux (Koch et al., 2021; Taszarek, Allen, Brooks, et al., 2021). Bien que certaines informations puissent souvent être tirées de ces études pour les régions les plus méridionales du Canada, il n’est pas possible de les extrapoler au reste du pays. De plus, différentes études utilisent différents indicateurs et différents produits de données, ce qui rend difficile la comparaison et l’évaluation des changements historiques (J. Chen et Dai, 2023; F. Li et al., 2020; Pilguj et al., 2022; Tang et al., 2019; Taszarek, Allen, Marchio et al., 2021).

En ce qui concerne les tendances contradictoires, les tendances observées pour l’énergie convective potentielle disponible au Canada présentent des différences sur le plan des données in situ et des données de réanalyse dans certaines régions du Canada (J. Chen et Dai, 2023; F. Li et al., 2020; Pilguj et al., 2022; Taszarek, Allen, Marchio, et al., 2021). En outre, des tendances relativement faibles et spatialement hétérogènes ont été observées en ce qui concerne les environnements propices aux orages au Canada entre 1979 et 2019 (Taszarek, Allen, Marchio, et al., 2021), tandis que des tendances à la hausse ont été observées en ce qui concerne les environnements propices à la grêle dans le sud-est du Canada (A Tang et al., 2019). Enfin, les observations indiquent que la foudre a augmenté dans l’ouest et le nord du Canada et diminué dans le centre et l’est du pays au cours des dernières décennies (Burrows et al., 2025; Kochtubajda et Burrows, 2020), mais ces résultats ne correspondent pas aux tendances observées dans la fréquence des environnements propices aux orages (figure 4.16b,d).

Cette incohérence entre les indices de sévérité des conditions météorologiques peut s’expliquer en partie par des changements opposés dans les propriétés des environnements propices aux orages. La théorie suggère qu’à mesure que le climat se réchauffe, l’atmosphère deviendra plus instable au-dessus des zones terrestres, ce qui signifie que l’énergie convective potentielle disponible augmentera. D’autre part, l’énergie d’inhibition de la convection augmentera également, et le cisaillement vertical du vent dans la basse troposphère diminuera probablement (Seeley et Romps, 2015; Singh et O’Gorman, 2013; Trapp et al., 2007). Ces changements opposés, combinés à une grande variabilité climatique interne, compliquent la détection des tendances dans les environnements propices aux orages pour le passé récent (Franke et al., 2024).

Dans la présente section, l’évaluation s’est limitée aux changements passés dans les environnements propices aux orages. Pour plus de détails sur les changements touchant les orages eux-mêmes et les précipitations de courte durée, la grêle et les vents forts qui y sont associés, voir le chapitre 8, aux sections 8.3 et 8.4, respectivement.

4.7.3 : Changements futurs

Les projections climatiques indiquent une augmentation globale de la prévalence des conditions environnementales favorables au développement des orages au Canada (Diffenbaugh, N.S. et al., 2013; Gensini et al., 2014; Glazer et al., 2021; Lepore et al., 2021; Rasmussen et al., 2017; Raupach et al., 2021). Les modèles prévoient une augmentation de ces conditions environnementales favorables au Canada, dans une fourchette de 40 à 53 % par degré Celsius de réchauffement planétaire (figure 4.17). La prévalence des environnements propices aux orages devrait augmenter dans le centre-sud et l’est du Canada en toutes saisons, le printemps affichant les plus fortes augmentations en pourcentage (Lepore et al., 2021). Les projections indiquent que les conditions propices aux orages devraient s’étendre plus au nord dans le centre et l’est du Canada, ainsi que dans les Territoires du Nord-Ouest et au Nunavut en été, malgré une opposition plus forte entre l’augmentation de l’énergie convective potentielle disponible et la diminution du cisaillement vertical du vent dans la basse troposphère dans cette région (Lepore et al., 2021; Paquin et al., 2014). La saison hivernale n’est pas représentée, car les environnements propices aux orages ont été trop rares dans cette saison au cours des dernières décennies pour permettre une évaluation fiable des changements relatifs à venir.

L’augmentation des conditions favorables au développement d’orages découle principalement de processus thermodynamiques : une forte augmentation de l’énergie convective potentielle disponible (degré de confiance élevé) à mesure que le climat se réchauffe, qui n’est pas entièrement compensée par l’augmentation de l’énergie d’inhibition de la convection (J. Chen et al., 2020; Diffenbaugh, N.S. et al., 2013; Lepore et al., 2021; Seeley et Romps, 2015; Singh et O’Gorman, 2013). L’augmentation de l’humidité dans la basse atmosphère en raison des changements climatiques est un facteur important qui contribue à l’augmentation de l’énergie convective potentielle disponible, tandis que la diminution de l’humidité relative dans la basse atmosphère au-dessus des terres contribue à un renforcement de l’énergie d’inhibition de la convection (Byrne et O’Gorman, 2016; J. Chen et al., 2020; Diffenbaugh, N.S. et al., 2013; Rasmussen et al., 2017). Les projections des modèles régionaux du climat qui sont suffisamment détaillées pour simuler la convection montrent que la combinaison d’une énergie convective potentielle disponible et d’une énergie d’inhibition de la convection plus fortes peut empêcher la formation de tempêtes légères et faibles, mais produire des tempêtes plus violentes accompagnées de précipitations plus intenses (Dai et al., 2017; Prein et al., 2017; Rasmussen et al., 2017). Les processus dynamiques qui influent sur la formation et la sévérité des tempêtes, le cisaillement vertical du vent et l’hélicité affichent des diminutions relativement faibles (Diffenbaugh, N.S. et al., 2013; Lepore et al., 2021; Seeley et Romps, 2015).

Faits saillants de la figure : La fréquence des conditions environnementales favorables à la formation d’orages au Canada augmente selon différents niveaux de réchauffement planétaire.

Titre de la figure : Augmentation en pourcentage de la fréquence des environnements propices aux orages au Canada en fonction des niveaux de réchauffement planétaire

Dans l’ensemble, les projections climatiques indiquent des conditions environnementales de plus en plus favorables au développement des orages. Cependant, la contribution du GT1 au RE6 du GIEC a conclu (Seneviratne et al., 2021, section 11.7.3.5) que les projections des changements des orages basées sur les environnements propices aux orages sont généralement associées à un faible degré de confiance, car la relation entre les environnements simulés dans les modèles et l’observation d’orages réels nécessite une validation améliorée et peut changer à mesure que le climat évolue. De plus, des analyses récentes indiquent que les biais des modèles en ce qui concerne les propriétés atmosphériques clés, comme l’énergie convective potentielle disponible, peuvent donner lieu à de l’incertitude quant aux estimations de la prévalence des environnements propices aux orages dans les modèles, ce qui contribue au faible degré de confiance associé à l’évaluation (Gopalakrishnan et al., 2025).

4.7.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.9 : Les conclusions selon lesquelles les conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages au Canada ont changé au cours des dernières décennies sont associées à un faible degré de confiance. Cela s’explique par l’absence d’études régionales pour le Canada, les tendances faibles et contradictoires entre les différents indicateurs de conditions environnementales et produits de données, et la grande variabilité climatique interne.

Message clé 4.10 : Les conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages devraient devenir plus fréquentes dans le centre et l’est du Canada au printemps, en été et en automne (degré de confiance élevé). Cependant, le degré de confiance quant à l’augmentation des orages et autres phénomènes météorologiques violents est faible, car une augmentation des conditions environnementales favorables n’entraîne pas toujours une augmentation des orages.

En résumé, nous associons un faible degré de confiance aux changements observés dans la prévalence des environnements propices aux orages au Canada. Cette évaluation repose sur l’absence d’études régionales pour le Canada, sur la grande variabilité climatique interne et sur les tendances faibles et contradictoires entre les différents produits de données, les indices de sévérité des conditions météorologiques et les propriétés individuelles qui contribuent à la prévalence des environnements propices aux orages. Nous associons un degré de confiance élevé à l’augmentation de l’énergie convective potentielle disponible à mesure que le climat se réchauffe, entraînant une augmentation de la prévalence des environnements propices aux orages dans le centre et l’est du Canada au printemps, en été et en automne. Cette évaluation repose sur la compréhension théorique de la façon dont l’énergie convective potentielle disponible changera à mesure que le climat se réchauffera. Elle repose également sur de multiples études combinant les projections de modèles climatiques globaux aux projections de modèles régionaux du climat suffisamment détaillées pour simuler les orages. Toutefois, conformément à l’évaluation contenue dans la contribution du GT1 au RE6 du GIEC, nous associons un faible degré de confiance au fait que l’augmentation de la fréquence de ces conditions se traduira par une augmentation des orages eux-mêmes. Cette évaluation repose sur les incertitudes liées à l’exactitude et à la stationnarité des indices de sévérité des conditions météorologiques utilisés pour détecter les environnements propices aux orages, sur les biais des modèles climatiques en ce qui a trait aux simulations des propriétés clés qui contribuent à ces environnements, et sur le fait que les modèles climatiques globaux ne présentent pas une granularité suffisante pour simuler les orages.

4.8 : Phénomène El Niño-oscillation australe et autres modes de variabilité couplés océan-atmosphère

Message clé 4.11 : Le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) est la principale source de variabilité du climat d’une année à l’autre dans l’ouest du Canada. Les fluctuations climatiques d’une année à l’autre associées à l’ENSO sont plus importantes depuis 1950 qu’au cours du siècle précédent (degré de confiance moyen). Cependant, on associe un faible degré de confiance au fait que ce changement soit causé par les changements climatiques découlant de l’activité humaine, car la variabilité climatique interne est importante.

Message clé 4.12 : Le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) restera la principale source de variabilité du climat dans l’ouest du Canada au XXI^e siècle (degré de confiance élevé), mais on associée un faible degré de confiance au changement projeté des fluctuations climatiques interannuelles liées à l’ENSO. Bien que les modèles climatiques montrent systématiquement que d’ici la fin du siècle, l’effet de l’ENSO sur les fluctuations climatiques hivernales s’étendra au centre et à l’est du Canada, le degré de confiance associé à ces projections est faible en raison des biais systématiques des modèles climatiques.

4.8.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les modes de variabilité climatique couplés océan-atmosphère sont des oscillations ou des fluctuations qui impliquent l’interaction ou le couplage entre les températures de la surface de la mer et l’atmosphère, entraînant des anomalies locales et éloignées de la circulation atmosphérique à grande échelle qui peuvent influer sur le climat et les conditions météorologiques sur de grandes distances. Les anomalies de la circulation atmosphérique qui se produisent à distance sont souvent appelées « téléconnexions » et peuvent avoir une incidence directe sur la température de surface et les précipitations au Canada. Les modes de variabilité climatique couplés océan-atmosphère dominants qui touchent le Canada sont le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) (Philander, 1990), l’oscillation décennale du Pacifique (PDO) (Mantua et al., 1997) et l’oscillation atlantique multidécennale (AMO) (Kerr, 2000). L’encadré 4.1 présente une brève définition de ces modes. 

Le phénomène ENSO est le mode dominant de la variabilité interannuelle du climat dans l’ouest du Canada. Il trouve son origine dans les interactions couplées océan-atmosphère dans la zone tropicale du Pacifique (Philander, 1990). Il se caractérise par des fluctuations de la température de la surface de la mer, avec des températures supérieures à la moyenne (El Niño) et inférieures à la moyenne (La Niña) dans le centre et l’est du Pacifique équatorial, qui se produisent tous les deux à sept ans. L’amplitude (ou la force) du phénomène ENSO correspond à l’importance de ces fluctuations. Elle est généralement quantifiée par l’anomalie (la différence par rapport aux conditions moyennes) de la température de la surface de la mer dans une région rectangulaire du centre du Pacifique tropical, comme la région Niño 3.4, entre 5° N et 5° S et 120° O et 170° O. Des anomalies positives (plus chaudes que la moyenne) ou négatives (plus froides que la moyenne) plus importantes de la température de la surface de la mer dans le centre du Pacifique tropical indiquent respectivement des événements El Niño ou La Nina plus forts. Le phénomène ENSO est associé à des anomalies dans la convection profonde et le réchauffement de l’atmosphère tropicale, qui donnent lieu à la formation de téléconnexions atmosphériques affectant le climat à l’échelle mondiale (voir par exemple Timmermann et al., 2018; Trenberth et al., 1998; Yeh et al., 2018). Le phénomène ENSO influe sur la température et les précipitations au Canada principalement par le biais d’une téléconnexion atmosphérique qui ressemble à la téléconnexion Pacifique-Amérique du Nord (PNA), (Wallace et Gutzler, 1981). Les effets de cette téléconnexion sont particulièrement prononcés pendant l’hiver (Ropelewski et Halpert, 1986). Les anomalies climatiques associées à la phase chaude (positive) de l’ENSO (El Niño) sont illustrées à la figure 4.18. Pendant les épisodes El Niño, on observe généralement un régime positif de type PNA. Ce régime déplace l’air chaud du sud vers le nord, dans l’ouest et le centre du Canada, ce qui se traduit par des températures hivernales plus chaudes et des conditions plus sèches dans une grande partie du sud du Canada. Lorsque cela se produit, les températures supérieures à la moyenne sont les plus marquées dans l’ouest et le centre du sud du Canada, tandis que les conditions plus sèches que la moyenne sont les plus marquées dans le sud-ouest du pays (figure 4.18, panneaux supérieurs). De manière générale, des conditions opposées sont observées pendant les épisodes La Nina, bien qu’il existe certaines asymétries (voir par exemple Burgers et Stephenson, 1999; Eyring et al., 2021a; Hayashi et al., 2020). L’amplitude de l’ENSO influe sur l’intensité des anomalies de température et de précipitations. Le phénomène ENSO a peu d’impact sur les variations de température et de précipitations en été au Canada.

Les épisodes ENSO sont divisés en deux types, ceux du Pacifique oriental et ceux du Pacifique central, dont les noms indiquent l’endroit de la plus grande anomalie de température de la surface de la mer pendant l’épisode (Ashok et al., 2007; Capotondi et al., 2015). Différents types d’événements ont tendance à produire des téléconnexions à grande échelle et des effets climatiques éloignés distincts (voir par exemple Ratnam et al., 2014; Taschetto et al., 2020). Les effets sur la température et les précipitations au Canada sont légèrement plus faibles pour les épisodes ENSO du Pacifique central que pour ceux du Pacifique oriental, car les réponses de la circulation de la téléconnexion sont légèrement plus faibles et décalées vers l’ouest (Yu et al., 2015).

L’oscillation décennale du Pacifique (PDO) est le résultat d’une combinaison de processus physiques dans les régions tropicales et extratropicales, notamment le forçage tropical à distance – principalement causé par l’ENSO – et les interactions locales entre l’atmosphère et l’océan dans le Pacifique Nord (voir par exemple Newman et al., 2016; Schneider et Cornuelle, 2005). La configuration spatiale de la PDO ressemble à celle de l’ENSO, mais l’amplitude des anomalies de température de la surface de la mer associées à la PDO est plus importante dans les latitudes moyennes (figure 4.18, panneau central gauche). La plus grande différence entre la PDO et l’ENSO réside dans leur échelle temporelle : l’ENSO est principalement un phénomène qui varie de manière irrégulière sur des périodes de quelques années, tandis que la PDO varie de manière irrégulière sur des échelles temporelles allant de quelques années à quelques décennies. La PDO influe également sur le climat du Canada par le biais de téléconnexions de type PNA. Cependant, le centre d’action des anomalies de circulation atmosphérique associées à la PDO se situe plus à l’ouest et au nord que celui des anomalies associées à l’ENSO. Par conséquent, une phase positive de la PDO apporte généralement des températures supérieures à la moyenne dans l’ouest et le nord du Canada et des conditions plus sèches que la moyenne dans le sud-ouest du Canada (figure 4.18, panneaux du milieu).

Faits saillants de la figure : Les modes de variabilité climatique couplés océan-atmosphère (El Niño-oscillation australe, oscillation décennale du Pacifique et oscillation atlantique multidécennale) influent sur les conditions climatiques qui prévalent en hiver au Canada.

Titre de la figure : Anomalies climatiques hivernales associées aux phases positives du phénomène El Niño-oscillation australe, de l’oscillation décennale du Pacifique et de l’oscillation atlantique multidécennale de 1951 à 2022

L’oscillation atlantique multidécennale (AMO) est un régime de variabilité décennal (qui revient environ tous les dix ans) à multidécennal (qui revient toutes les quelques décennies) caractérisé par des fluctuations de la température de la surface de la mer dans l’Atlantique Nord (Kerr, 2000) qui suivent une échelle temporelle caractéristique de 60 à 80 ans. L’AMO se caractérise par des anomalies de la température de la surface de la mer dans la majeure partie de l’Atlantique Nord, avec des anomalies plus fortes dans la région subpolaire et plus faibles dans les tropiques (figure 4.18, en bas à gauche). L’AMO est le résultat de processus océaniques qui varient lentement, tandis que l’oscillation nord-atlantique (NAO) atmosphérique (décrite à la section 4.3) varie selon des échelles temporelles plus courtes, interannuelles (toutes les quelques années) et même plus courtes. Cependant, l’AMO agit sur le climat de l’est du Canada principalement par le biais de téléconnexions qui sont similaires à celles de l’oscillation nord-atlantique, à la différence qu’elles sont décalées vers l’ouest. Pendant la phase positive de l’AMO, on observe généralement un régime négatif similaire à celui de l’oscillation nord-atlantique, qui correspond à des vents d’ouest en est plus faibles que la moyenne. Par rapport aux conditions moyennes, il y a un transport plus important d’air océanique relativement chaud vers l’est du Canada, ce qui donne lieu à des températures plus chaudes que la moyenne dans les régions orientales du pays. L’impact de l’AMO sur les précipitations canadiennes est généralement faible (figure 4.18, panneaux inférieurs).

En raison des échelles temporelles relativement longues qui le caractérisent, le phénomène ENSO peut être prévu des mois, voire des années à l’avance, ce qui aide à prédire les régimes climatiques à l’échelle du Canada sur des échelles temporelles saisonnières à annuelles (voir également le chapitre 3, section 3.4.1). La PDO peut être prévue selon des capacités modérées, tandis que l’AMO est assez prévisible à des échelles temporelles décennales à multidécennales; c’est un phénomène important pour la compréhension de la variabilité du climat à long terme dans l’est du Canada (chapitre 3, section 3.4.1). Il importe toutefois de noter que les effets spécifiques de l’ENSO, de la PDO et de l’AMO peuvent varier d’un épisode à l’autre et que les téléconnexions peuvent interagir entre elles.

4.8.2 : Changements passés et leurs causes  

Les observations révèlent de fortes variations multidécennales tant dans l’amplitude que dans la fréquence des épisodes ENSO tout au long du XX^e siècle (voir par exemple Gulev et al., 2021; Hope et al., 2017; J. Li et al., 2013; Torrence et Compo, 1998). L’amplitude de l’ENSO a été élevée au cours des dernières décennies, mais elle était relativement faible au milieu du XX^e siècle (Gulev et al., 2021). L’augmentation de l’amplitude de l’ENSO pourrait accroître les variations annuelles des températures et des précipitations au Canada. Cependant, en raison de la brièveté des séries de données d’observation et de la grande variabilité climatique interne, ces changements dans la variabilité annuelle n’ont pas été déterminés. À plus long terme, la contribution du GT1 au RE6 du GIEC (Gulev et al., 2021) a conclu qu’il existait un degré de confiance moyen quant au fait que l’amplitude de l’ENSO et la fréquence des épisodes de forte intensité depuis 1950 sont plus élevées qu’au cours du siècle précédent. Les observations montrent également une augmentation du nombre d’événements ENSO dans le Pacifique central au cours des 20 à 30 dernières années (Capotondi et al., 2015; McPhaden et al., 2011; Timmermann et al., 2018).

Il n’existe aucune indication claire permettant d’attribuer les changements observés dans l’amplitude et le type d’événements ENSO aux changements climatiques découlant de l’activité humaine (Eyring et al., 2021a; L’Heureux et al., 2013). Les simulations des modèles climatiques ne montrent pas de tendances marquées dans l’amplitude de l’ENSO au cours des dernières décennies et révèlent une grande variabilité climatique interne, ce qui suggère que les tendances observées sont le résultat de cette variabilité et ne sont pas liées aux changements climatiques découlant de l’activité humaine (voir par exemple Hope et al., 2017; N. Maher et al., 2018; Stevenson et al., 2019). En revanche, certaines données indiquent que les forçages climatiques naturels et anthropiques ont contribué à une variabilité du climat similaire à celle de la PDO et de l’AMO. Par exemple, les simulations des modèles climatiques suggèrent que la PDO est influencée par les éruptions volcaniques importantes et les changements dans le rayonnement solaire incident, qui sont tous deux des forçages climatiques naturels (voir par exemple T. Wang et al., 2012). Des expériences de modélisation indiquent également que les changements passés des aérosols produits par l’activité humaine ont influé sur la phase de la PDO (Boo et al., 2015; Dittus et al., 2021; Klavans et al., 2025), bien qu’il existe un degré élevé d’incertitude quant à cette influence en raison de la grande variabilité climatique interne (Oudar et al., 2018). Les gaz à effet de serre d’origine humaine (Bellomo et al., 2018; Mann et Emanuel, 2006; Murphy et al., 2017), les aérosols d’origine humaine (Booth et al., 2012; Qin et al., 2020) et les volcans (Mann et al., 2021) sont tous des facteurs qui ont été associés à des changements dans la phase de l’AMO. Cependant, aucune tendance cohérente n’a été observée dans la PDO et l’AMO au cours de la période historique (degré de confiance élevé).

4.8.3 : Changements futurs

La contribution du GT1 au RE6 du GIEC indique que, selon un degré de confiance élevé, l’ENSO devrait demeurer le principal mode de variabilité du climat au XXI^e siècle (Lee et al., 2021). Ce rapport indique également qu’il n’existe pas de consensus solide entre les modèles sur les changements de l’amplitude de l’ENSO et de la fréquence des types d’ENSO au cours du XXI^e siècle avec le réchauffement, même dans les scénarios d’émissions élevées (SSP5-8.5, RCP8.5) (Bellenger et al., 2014; W. Cai et al., 2018, 2022; Freund et al., 2020; Lee et al., 2021; Wengel et al., 2021). Cependant, le rapport mentionne aussi que les projections des modèles climatiques indiquent une augmentation significative de l’intensité des variations des précipitations associées à l’ENSO au cours du XXI^e siècle dans tous les scénarios d’émissions, avec des augmentations plus importantes pour les scénarios d’émissions élevées (Lee et al., 2021; Power et al., 2013; Yun et al., 2021). Les variations des précipitations liées à l’ENSO devraient également se déplacer et s’étendre vers l’est dans le cadre du réchauffement planétaire (Huang et Xie, 2015; Power et al., 2013; Yan et al., 2020). Ces changements modulent les téléconnexions, entraînant des modifications des effets de l’ENSO sur les variations éloignées des températures et des précipitations (Beverley et al., 2021; Brown et al., 2020; Taschetto et al., 2020; Y. Wang et al., 2022). En moyenne, les modèles du CMIP6 prévoient que les variations des températures et des précipitations au Canada associées à l’ENSO s’étendront vers l’est (figure 4.19). Ces changements sont associés aux modèles climatiques qui prévoient un réchauffement plus important dans l’est que dans le centre du Pacifique tropical, ce qui réduit la différence de la température de surface de la mer dans cette région et provoque un déplacement des téléconnexions vers l’est. Cependant, le degré de confiance associé à ces projections climatiques est limité en raison des biais systématiques des modèles en ce qui concerne les simulations du Pacifique tropical. Les observations permettent de conclure à un refroidissement persistant de l’est du Pacifique équatorial au cours des dernières décennies, tandis que les modèles climatiques indiquent une tendance persistante au réchauffement (Bayr et al., 2019; Coats et Karnauskas, 2017; N. C. Johnson et al., 2019; L’Heureux et al., 2013; Sandeep et al., 2014; Seager et al., 2019; Sohn et al., 2013). Cette différence entre les observations et la modélisation pourrait suggérer que la réponse des modèles climatiques au réchauffement planétaire en ce qui concerne la température de la surface de la mer dans le Pacifique équatorial est incorrecte, et que les projections des téléconnexions de l’ENSO qui y sont associées sont caractérisées par une crédibilité limitée (C. Michel et al., 2020). À mesure que le climat se réchauffe, les phénomènes météorologiques extrêmes liés à l’ENSO au Canada, comme les sécheresses, les inondations et les tempêtes, pourraient devenir plus intenses et plus fréquents (voir par exemple Basu et al., 2020; Del Rio Amador et al., 2023; Sun et al., 2023). Ces changements pourraient avoir des répercussions plus graves sur les écosystèmes et les collectivités.

Faits saillants de la figure : L’influence du phénomène El Niño-oscillation australe sur la variabilité du climat hivernal au Canada s’étend vers l’est à mesure que le climat se réchauffe.

Titre de la figure : Anomalies climatiques hivernales associées au phénomène El Niño-oscillation australe au Canada pendant la période préindustrielle et à la fin du XXI^e siècle.

L’amplitude de la PDO et les variations décennales connexes des températures et des précipitations devraient s’affaiblir dans le cadre des scénarios de réchauffement planétaire (Geng et al., 2019; Lee et al., 2021; L. Zhang et Delworth, 2016). Les incertitudes qui caractérisent cet affaiblissement proviennent des incertitudes liées à l’évolution future des mécanismes qui déterminent la PDO et à la manière dont les changements futurs de l’état moyen de l’océan Pacifique interagiront avec la variabilité de la température de la surface de la mer à l’échelle interannuelle et décennale (Fedorov et al., 2020). Par conséquent, le degré de confiance associé à l’affaiblissement projeté de la PDO est faible. De plus, le degré de confiance associé à la réponse de l’AMO aux forçages climatiques futurs est faible. Comme l’AMO agit à des échelles temporelles pluridécennales, la période couverte par les projections des modèles climatiques (qui se terminent généralement en 2100) pourrait ne pas être suffisante pour attribuer avec certitude les changements de l’AMO à des forçages climatiques (Lee et al., 2021). Néanmoins, les fluctuations de la PDO et de l’AMO au cours des prochaines décennies pourraient avoir une incidence sur le climat régional, y compris au Canada, en aggravant ou en compensant certains des effets du réchauffement planétaire.

4.8.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.11 : Le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) est la principale source de variabilité du climat d’une année à l’autre dans l’ouest du Canada. Les fluctuations climatiques d’une année à l’autre associées à l’ENSO sont plus importantes depuis 1950 qu’au cours du siècle précédent (degré de confiance moyen). Cependant, on associe un faible degré de confiance au fait que ce changement soit causé par les changements climatiques découlant de l’activité humaine, car la variabilité climatique interne est importante.

Message clé 4.12 : Le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) restera la principale source de variabilité du climat dans l’ouest du Canada au XXI^e siècle (degré de confiance élevé), mais on associée un faible degré de confiance au changement projeté des fluctuations climatiques interannuelles liées à l’ENSO. Bien que les modèles climatiques montrent systématiquement que d’ici la fin du siècle, l’effet de l’ENSO sur les fluctuations climatiques hivernales s’étendra au centre et à l’est du Canada, le degré de confiance associé à ces projections est faible en raison des biais systématiques des modèles climatiques.

Nous affirmons selon un degré de confiance moyen que l’amplitude de l’ENSO a augmenté depuis 1950. Cette évaluation repose sur plusieurs produits de donnée d’observation et paléoclimatiques. Nous associons un faible degré de confiance au fait que les changements observés quant à l’amplitude et aux tendances de l’ENSO soient dus aux changements climatiques découlant de l’activité humaine. En effet, les modèles climatiques indiquent une grande variabilité climatique interne et l’absence de tendances significatives dans les caractéristiques de l’ENSO au cours des dernières décennies.

Nous associons un degré de confiance élevé au fait qu’aucune tendance cohérente n’est apparue dans la PDO et l’AMO au cours de la période historique. Cette évaluation repose sur plusieurs produits de données d’observation et paléoclimatiques.

Le degré de confiance élevé que nous accordons au fait que l’ENSO demeurera le mode dominant de variabilité climatique au XXI^e siècle découle du fort consensus entre tous les modèles. Nous associons un faible degré de confiance à la prévision selon laquelle l’effet de l’ENSO sur la variabilité du climat en hiver s’étendra au centre et à l’est du Canada. En effet, bien que les modèles climatiques projettent systématiquement ces changements, le degré de confiance est limité par les biais persistants des modèles. Certaines données indiquent que des forçages climatiques externes naturels et anthropiques ont contribué à la variabilité observée de type PDO et AMO. Cependant, le degré de confiance que nous associons aux projections relatives à la PDO et à l’AMO est faible en raison de la variabilité climatique interne complexe et des représentations incohérentes de ces tendances par les modèles.

4.9 : Circulation océanique

Message clé 4.13 : Le principal courant océanique à grande échelle qui influe sur le climat au Canada est la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC). Une AMOC plus faible que la normale est associée à des hivers plus froids et plus secs que la normale dans l’est du Canada. Selon un degré de confiance élevé, un affaiblissement temporaire de l’AMOC entre 2007 et 2015 aurait entraîné une période de refroidissement des températures de surface de l’océan Atlantique Nord; la possibilité que cet affaiblissement de l’AMOC puisse être attribué à l’influence humaine est toutefois associée à un faible degré de confiance.

Message clé 4.14 : Selon un degré de confiance élevé, la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC) s’affaiblira progressivement au cours du XXI^e siècle en raison de l’influence humaine, ce qui réduira légèrement le réchauffement dans l’est et le nord du Canada. Cependant, on ne peut exclure la possibilité que l’AMOC s’arrête, ce qui entraînerait un refroidissement régional plus prononcé. On estime selon un degré de confiance moyen que l’AMOC ne s’arrêtera pas au cours du XXI^e siècle.

4.9.1 : Effets sur les conditions météorologiques et le climat au Canada

Les vents qui soufflent à la surface de l’océan et les flux de chaleur et d’eau douce qui entrent ou sortent de l’océan et qui influent sur la densité de l’eau de mer sont les principaux moteurs de la circulation océanique. Par exemple, le réchauffement par le rayonnement solaire et le rafraîchissement par les précipitations ont tendance à rendre l’eau de mer moins dense, tandis que l’évaporation favorisée par les vents de surface tend à rendre l’eau de mer plus froide, plus salée et plus dense. Les courants océaniques qui en résultent transportent la chaleur autour du globe et jouent un rôle essentiel dans la formation du climat terrestre. Le rôle des océans dans le transport de la chaleur depuis les régions tropicales, où le réchauffement par le soleil est le plus fort, vers les régions polaires de la Terre est particulièrement important. L’atmosphère joue également un rôle majeur dans ce déplacement de la chaleur. Sans ce mouvement continu, les températures seraient encore plus élevées à proximité de l’équateur et plus froides à proximité des pôles.

La circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC) est d’une importance vitale pour le climat de l’hémisphère nord, car elle transporte les eaux froides subarctiques vers le sud et les eaux de surface plus chaudes vers le nord, apportant ainsi d’énormes quantités de chaleur à l’Atlantique Nord. La force de l’AMOC détermine en grande partie la quantité de chaleur qu’elle transporte, de sorte que les changements dans sa force peuvent fortement modifier le climat dans l’Atlantique Nord. Par exemple, une AMOC plus faible exerce une influence de refroidissement qui est plus prononcée en hiver et qui s’étend vers l’ouest depuis l’océan jusqu’à la partie est du Canada. Une AMOC plus faible tend également à réduire les précipitations à l’échelle régionale, ce qui se traduit par une diminution du nombre de jours de précipitations en hiver dans l’est du Canada (Bellomo et al., 2023). Les variations de l’AMOC sont naturelles et constituent une cause majeure de l’oscillation atlantique multidécennale (R. Zhang et al., 2019), dont l’influence sur le climat du Canada est décrite à la section 4.8. Bien que d’autres courants océaniques varient et puissent changer dans un climat en réchauffement, aucun n’a un impact aussi important sur les conditions météorologiques et le climat au Canada que l’AMOC.

4.9.2 : Changements passés et leurs causes

On dispose de trop peu de mesures directes des courants océaniques pour brosser un portrait clair des changements des courants à grande échelle et du transport de chaleur connexe. Par conséquent, cette information provient principalement de méthodes moins directes. Par exemple, la vitesse des courants océaniques peut être déduite à partir de leurs relations physiques avec des propriétés océaniques mieux observées, comme la densité de l’eau de mer et le niveau de la mer (McCarthy et al., 2020). Parmi les applications notables de cette approche, on compte un réseau d’instruments amarrés (dispositifs ancrés en place pour mesurer les propriétés de l’océan à un endroit donné pendant une période prolongée), généralement appelé réseau RAPID, qui fournit depuis 2004 des mesures continues de la force de l’AMOC à une latitude de 26,5° N (Kanzow et al., 2008; Srokosz et Bryden, 2015). D’autres réseaux d’instruments déployés plus récemment permettent d’offrir une vue plus complète des changements de l’AMOC sur une période plus courte (Lozier, 2023).

Les mesures effectuées par le réseau RAPID indiquent que l’AMOC était relativement forte entre 2004 et 2007, qu’elle s’est affaiblie entre 2007 et 2015, puis qu’elle a regagné en force jusqu’en 2020 au moins (figure 4.20a). Ces changements ont probablement été causés par les influences combinées des changements dans les vents et la densité de l’eau de mer (Buckley et Marshall, 2016). Pendant la période où l’AMOC était relativement faible, elle a transporté moins de chaleur dans l’Atlantique Nord que lorsqu’elle était relativement forte (figure 4.20b) (W. E. Johns et al., 2023). Cela a entraîné une baisse des températures océaniques de la couche supérieure dans l’Atlantique Nord subpolaire pouvant atteindre 0,2 °C/année (figure 4.20c) (Bryden et al., 2020; Jackson et al., 2022), ce qui a donné lieu à plusieurs années consécutives au cours desquelles les températures de la surface de la mer ont été relativement faibles dans cette région. Certaines années, ces températures faibles de la surface de la mer se sont étendues jusqu’à la côte de Terre-Neuve-et-Labrador (Colbourne et al., 2016). En revanche, les températures de la couche supérieure de l’océan dans le golfe du Maine et sur le plateau néo-écossais ont considérablement augmenté pendant la période au cours de laquelle l’AMOC était affaiblie (figure 4.20c). Les observations et les simulations de la modélisation indiquent que les tendances contrastées dans ces deux régions sont caractéristiques de la variabilité de l’AMOC (R. Zhang et al., 2019). Une autre tendance qui semble liée à l’affaiblissement de l’AMOC est une baisse prononcée des concentrations d’oxygène dans les eaux du plateau néo-écossais et des eaux adjacentes, qui, combinée aux changements des températures, pourrait agir sur les écosystèmes marins de cette région (Brennan et al., 2016).

Faits saillants de la figure : Les variations récentes de la circulation méridienne de retournement atlantique touchent l’océan Atlantique Nord.

Titre de la figure : Variations passées de l’intensité de la circulation méridienne de retournement atlantique et du transport de chaleur connexe, et carte spatiale de la tendance de la température de la couche supérieure de l’océan Atlantique Nord entre 2007 et 2015.

Les influences de l’AMOC sur le climat avant 2004, date à laquelle on a commencé à obtenir des mesures de haute qualité de l’intensité de l’AMOC et du transport de chaleur connexe, doivent être étudiées à l’aide d’autres sources de données dont la fiabilité est moindre. Ces sources d’informations comprennent des analyses de modèles climatiques et océaniques, des ensembles de données de réanalyse océaniques (données issues de modèles océaniques combinées à des données d’observation) et des propriétés observées qui ont un lien statistique avec l’AMOC, comme la température de la surface de la mer (Jackson et al., 2022). On a constaté que les températures de surface de la mer dans l’Atlantique Nord subpolaire se sont refroidies depuis la fin du XIX^e siècle jusqu’à aujourd’hui, alors que le reste du monde s’est réchauffé. Ce phénomène, appelé « trou de réchauffement » de l’Atlantique Nord, est également présent dans les simulations historiques des modèles climatiques. Cette tendance régionale au refroidissement pourrait être liée à un affaiblissement de l’AMOC découlant de l’activité humaine (K.-Y. Li et Liu, 2025). Cet affaiblissement a été déduit à partir des tendances du changement de la température de la surface de la mer et d’autres preuves indirectes (Caesar et al., 2018, 2021; Rahmstorf et al., 2015). Cependant, les climatologues ne s’entendent pas sur la fiabilité des preuves de ces changements (Kilbourne et al., 2022; S. L. L. Michel et al., 2025; Terhaar et al., 2025; Worthington et al., 2021), et il n’a pas été possible d’établir avec certitude s’ils sont causés par la variabilité climatique interne plutôt que par l’activité humaine (Latif et al., 2022). En outre, les simulations climatiques historiques du CMIP6 ne montrent aucune diminution claire à long terme de l’AMOC (ligne et zone ombrée bleues à la figure 4.21a) (Fox-Kemper et al., 2021; Jackson et al., 2022). Au contraire, ces simulations montrent que la force de l’AMOC a augmenté progressivement en moyenne entre 1850 et la fin du XX^e siècle. Ce renforcement dans les modèles du CMIP6 découle des influences simulées des aérosols d’origine humaine sur les nuages, bien que les observations suggèrent que les modèles du CMIP6 pourraient surestimer cette influence (Menary et al., 2020). Même si ces simulations montrent une diminution moyenne de la force de l’AMOC depuis la fin du XX^e siècle jusqu’à aujourd’hui en raison de l’augmentation des concentrations des gaz à effet de serre dans l’atmosphère, ces changements sont relativement faibles et progressifs par rapport aux variations à court terme observées (ligne noire à la figure 4.21a), qui sont manifestement dominées par la variabilité climatique interne (Eyring et al., 2021a, section 3.5.4.1).

Dans l’ensemble, on peut affirmer selon un degré de confiance élevé que l’AMOC s’est affaiblie puis s’est partiellement rétablie entre 2004 et aujourd’hui. Toutefois, on associe un faible degré de confiance au fait que ces changements ont été provoqués par des facteurs humains. De plus, on associe un faible degré de confiance au fait que l’activité humaine a influé sur la force de l’AMOC depuis la fin du XIX^e siècle. Ces résultats ne sont pas incompatibles avec l’existence du « trou de réchauffement » de l’Atlantique Nord, car d’autres processus ayant pu contribuer à sa formation ont été constatés. Ceux-ci comprennent l’augmentation du transport de chaleur vers les pôles à partir de la région subpolaire de l’Atlantique Nord, combinée à une certaine contribution de l’augmentation des nuages de faible altitude (Keil et al., 2020) et du refroidissement accru de la surface de l’océan causé par les changements des vents (Fan et al., 2023; He et al., 2022; Hu et Fedorov, 2020; L. Li et al., 2022).

Faits saillants de la figure : Les changements passés et futurs de la circulation méridienne de retournement atlantique ont des conséquences pour le climat au Canada.

Titre de la figure : Série chronologique de la force observée et simulée de la circulation méridienne de retournement atlantique passée et future, et effet de son affaiblissement futur sur les températures moyennes annuelles au Canada.

4.9.3 : Changements futurs

Bien qu’il ne soit pas certain que le réchauffement découlant de l’activité humaine ait entraîné un affaiblissement de l’AMOC entre la fin du XIX^e siècle et le début du XXI^e siècle, les projections des modèles climatiques indiquent avec un degré de confiance élevé un affaiblissement de l’AMOC pendant le reste du XXI^e siècle en réponse aux émissions de gaz à effet de serre provenant des activités humaines (ligne et zone ombrée rouges à la figure 4.21a) (Jackson et al., 2022). Cet affaiblissement est projeté dans tous les scénarios d’émissions du CMIP6, que les émissions soient très faibles ou très élevées (Fox-Kemper et al., 2021; Weijer et al., 2020). L’ampleur de l’affaiblissement ne dépend pas fortement du scénario d’émissions (par exemple, Bonan et al., 2025). Cependant, le degré d’affaiblissement qui se produira d’ici 2100 est associé à un faible degré de confiance, principalement en raison des différences dans les simulations des réponses projetées de l’AMOC d’un modèle à l’autre, malgré l’utilisation de méthodes de réduction de l’incertitude (Bonan et al., 2025). L’une des principales causes de l’affaiblissement simulé est l’augmentation de l’apport de chaleur et d’eau douce dans l’Atlantique Nord subpolaire (voir par exemple Madan et al., 2024). Cette augmentation de la chaleur et de l’eau douce réduit la densité des eaux de surface et inhibe les mouvements de descente qui contribuent à alimenter l’AMOC. Les expériences menées à l’aide de modèles climatiques indiquent que la fonte de la glace de mer arctique (W. Liu et al., 2019), qui est plus douce que l’eau de mer, et l’eau de fonte en provenance de l’inlandsis du Groenland (Bakker et al., 2016) contribueront à ce processus.

Les projections des modèles climatiques montrent systématiquement l’absence relative de réchauffement de la température de l’air en surface dans la région subpolaire de l’Atlantique Nord (figure 4.21b) (Fox-Kemper et al., 2021; W. Liu et al., 2020), une constatation similaire à ce que l’on observe dans le « trou de réchauffement » de l’Atlantique Nord (Keil et al., 2020). Contrairement à la contribution incertaine de l’affaiblissement de l’AMOC au refroidissement à long terme dans cette région, l’affaiblissement de l’AMOC est une cause principale de l’absence de réchauffement dans les projections (Menary et Wood, 2018). Des expériences de modélisation climatique ont été réalisées pour déterminer dans quelle mesure l’affaiblissement projeté de l’AMOC pourrait réduire le réchauffement dans différentes régions. Par exemple, une expérience a comparé une simulation fondée sur un scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5), avec un fort affaiblissement de l’AMOC, à une simulation dans laquelle la force de l’AMOC demeurait artificiellement stable (W. Liu et al., 2020). L’expérience a montré que l’affaiblissement de l’AMOC avait réduit de jusqu’à 3 °C le réchauffement dans l’Atlantique Nord subpolaire et la mer du Labrador entre 1961 et 1980 et entre 2061 et 2080 (figure 4.21c). Le réchauffement dans l’est et le nord du Canada a été réduit de manière similaire, soit d’environ 1 °C, en raison de l’affaiblissement projeté de l’AMOC. Toutefois, cet effet de refroidissement ne compense que partiellement le réchauffement projeté de plus de 3 °C à l’échelle du Canada dans ce scénario et dans le modèle climatique utilisé (figure 4.21b). Dans cet exemple, l’AMOC s’est affaiblie d’environ 25 % au cours de la période examinée, mais dans d’autres simulations, l’affaiblissement de l’AMOC varie plus ou moins en fonction du modèle et du scénario (Lee et al., 2021). Par conséquent, si les résultats présentés aux figures 4.21 b) et c) illustrent les effets probables de l’affaiblissement de l’AMOC sur le réchauffement de la surface, l’ampleur et le moment de ces effets restent incertains (Fox-Kemper et al., 2021).

D’autres expériences menées à l’aide de modèles climatiques ont permis d’étudier ce qu’il adviendrait de l’AMOC si le réchauffement planétaire était limité à 1,5 °C ou 2,0 °C. Dans ces expériences, l’AMOC continue de s’affaiblir pendant quelques années après la stabilisation des températures mondiales, mais elle retrouve progressivement son niveau d’avant le réchauffement après environ 150 ans (Lee et al., 2021; Sigmond et al., 2020). Comme une AMOC plus forte transporte plus de chaleur vers l’Atlantique Nord, cette région se réchauffe pendant la période de rétablissement de l’AMOC, malgré la stabilisation des températures mondiales. Le futur « trou de réchauffement » de l’Atlantique Nord causé par l’affaiblissement antérieur de l’AMOC (figure 4.21b) est alors « comblé ». Une séquence d’événements similaire se produit si les températures mondiales augmentent de 3,0 °C au-dessus des niveaux préindustriels avant de se stabiliser.

La possibilité que les changements projetés dans l’Atlantique Nord subpolaire, plus particulièrement l’augmentation des apports d’eau douce, puissent provoquer l’arrêt brutal de l’AMOC a également été explorée (Weijer et al., 2019). Cette hypothèse s’appuie sur des études du climat et de la circulation océanique au cours de la dernière période glaciaire, qui montrent que l’AMOC s’est brusquement affaiblie ou arrêtée à plusieurs reprises entre environ 80 000 et 11 700 ans avant notre ère (Lynch-Stieglitz, 2017). On pense que ces épisodes ont été causés par des apports soudains et importants d’eau douce provenant de la fonte de la calotte glaciaire ou de l’écoulement; ces eaux « flottantes » ont empêché la descente des eaux de surface de l’Atlantique Nord subpolaire, plus denses, qui contribuent à alimenter l’AMOC. Leurs effets sur le climat ont notamment entraîné un refroidissement rapide de l’hémisphère nord, en particulier dans la région de l’Atlantique Nord. Ce phénomène a fait l’objet d’expériences de modélisation climatique qui ont artificiellement imposé un apport irréaliste d’eau douce dans l’Atlantique Nord afin de provoquer un arrêt de l’AMOC (Jackson et al., 2023). Ces expériences indiquent que l’effet de refroidissement d’un arrêt de l’AMOC dépasserait de loin celui de l’affaiblissement projeté de l’AMOC illustré à la figure 4.21 c) (Jackson et al., 2023; W. Liu et al., 2017; Weijer et al., 2019).

La question de savoir si l’AMOC pourrait réellement s’arrêter au cours du XXI^e siècle ou au-delà est un enjeu distinct. Les projections climatiques ne simulent pas un arrêt de l’AMOC au XXI^e siècle, même dans le cas des scénarios d’émissions très élevées (Fox-Kemper et al., 2021). Cependant, elles ne représentent pas certains processus susceptibles d’augmenter les débits d’eau de fonte provenant de l’inlandsis du Groenland, comme l’accélération du flux de glace dans l’océan. Néanmoins, les estimations du débit futur de l’eau de fonte du Groenland issues d’un modèle détaillé de l’inlandsis, bien qu’elles tendent à affaiblir l’AMOC, sont encore insuffisantes pour déclencher un arrêt au cours du XXI^e siècle (Golledge et al., 2019). Certains chercheurs ont fait valoir que la stabilité de l’AMOC dans les modèles est irréaliste en raison d’erreurs systématiques, et que l’arrêt de l’AMOC peut se produire dans les simulations lorsque ces erreurs sont corrigées (W. Liu et al., 2017). D’autres études ont cité des données issues de la modélisation et des observations pour affirmer que l’arrêt de l’AMOC pourrait être beaucoup plus probable que ne l’indiquent les simulations climatiques standard (Ditlevsen et Ditlevsen, 2023; van Westen et al., 2024). Cependant, des travaux supplémentaires sont nécessaires avant qu’il soit possible de parvenir à un consensus scientifique sur cette question, et on estime actuellement selon un degré de confiance moyen que l’AMOC ne s’arrêtera pas au cours du XXI^e siècle (J. A. Baker et al., 2025; Fox-Kemper et al., 2021).

Les changements dans les courants océaniques autres que l’AMOC sont moins susceptibles d’avoir un impact direct sur le climat au Canada. Cependant, des expériences menées à l’aide de modèles climatiques montrent que les changements induits par le réchauffement dans la circulation océanique entraînée par les vents agissent comme une rétroaction positive qui amplifie légèrement le rythme du réchauffement, y compris au centre et à l’est du Canada (McMonigal et al., 2023).

4.9.4 : Termes liés à la confiance dans les messages clés : résumé des données probantes

Message clé 4.13 : Le principal courant océanique à grande échelle qui influe sur le climat au Canada est la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC). Une AMOC plus faible que la normale est associée à des hivers plus froids et plus secs que la normale dans l’est du Canada. Selon un degré de confiance élevé, un affaiblissement temporaire de l’AMOC entre 2007 et 2015 aurait entraîné une période de refroidissement des températures de surface de l’océan Atlantique Nord; la possibilité que cet affaiblissement de l’AMOC puisse être attribué à l’influence humaine est toutefois associée à un faible degré de confiance.

Message clé 4.14 : Selon un degré de confiance élevé, la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC) s’affaiblira progressivement au cours du XXI^e siècle en raison de l’influence humaine, ce qui réduira légèrement le réchauffement dans l’est et le nord du Canada. Cependant, on ne peut exclure la possibilité que l’AMOC s’arrête, ce qui entraînerait un refroidissement régional plus prononcé. On estime selon un degré de confiance moyen que l’AMOC ne s’arrêtera pas au cours du XXI^e siècle.

Nous associons un degré de confiance élevé au fait qu’un affaiblissement temporaire de l’AMOC a entraîné une baisse des températures de la surface de l’océan Atlantique Nord entre 2007 et 2015. Cette évaluation repose sur la disponibilité d’observations fiables de l’AMOC depuis 2004 et sur la cohérence entre les changements observés dans le transport de chaleur de l’AMOC et les tendances de température de l’océan Atlantique Nord. Cependant, en raison de la grande variabilité climatique interne et de la courte période d’observation, nous associons un faible degré de confiance au fait que ces changements aient été causés par le forçage anthropique.

Nous affirmons selon un degré de confiance élevé que les températures de surface de l’Atlantique Nord subpolaire ont baissé depuis la fin du XIX^e siècle, compte tenu de la cohérence élevée entre les différents ensembles de données de réanalyse. Cependant, nous associons cette baisse selon un faible degré de confiance à un affaiblissement de l’AMOC causé par un forçage anthropique, car les simulations historiques réalisées à l’aide de modèles climatiques ne montrent pas systématiquement un déclin à long terme de l’AMOC.

En raison de la cohérence élevée entre les projections des modèles climatiques et les différents scénarios, nous accordons un degré de confiance élevé au fait que l’AMOC s’affaiblira au cours du XXI^e siècle en raison de l’influence humaine; cet affaiblissement réduira le rythme du réchauffement dans l’Atlantique Nord subpolaire et les régions voisines, y compris l’est et le nord du Canada. Bien que l’ampleur projetée de la réduction de l’AMOC ne soit pas très sensible au scénario d’émissions, nous associons un faible degré de confiance à l’ampleur de la réduction de l’AMOC et à ses conséquences sur le climat régional, en raison d’un grand écart entre les modèles.

Même si les modèles climatiques ne prévoient pas d’arrêt de l’AMOC au cours du XXI^e siècle, ces projections ne sont associées qu’à un faible degré de confiance. En effet, l’AMOC dans les modèles climatiques peut sembler plus stable que dans la réalité, car les modèles ne représentent pas tous les processus qui l’influencent. Par conséquent, un arrêt de l’AMOC au cours du XXI^e siècle ne peut être entièrement exclu.

4.10 : Synthèse des changements liés aux processus et phénomènes atmosphériques et océaniques

Message clé 4.15 : Les changements découlant des processus thermodynamiques sont généralement évidents et bien compris.

Message clé 4.16 : Les variations régionales du climat canadien dépendent fortement des changements dans les processus dynamiques, qui sont incertains et moins bien compris.

Message clé 4.17 : On accorde généralement un degré de confiance plus élevé aux changements futurs causés par l’activité humaine qu’à l’attribution des changements passés aux changements climatiques découlant de l’activité humaine.

Par rapport au RCCC de 2019, le présent chapitre a été ajouté afin d’évaluer les processus et phénomènes atmosphériques et océaniques à grande échelle qui sont pertinents pour la compréhension des variations régionales passées et futures du climat canadien. L’évaluation de ces processus et phénomènes renforce la base de notre compréhension d’autres aspects des changements climatiques au Canada évalués dans d’autres chapitres. La présente synthèse fournit un aperçu de haut niveau de nos principales conclusions sur les processus et phénomènes atmosphériques et océaniques à grande échelle.

Le message clé 4.15 indique que les changements découlant des processus thermodynamiques sont généralement évidents et bien compris. En effet, les changements dans les processus thermodynamiques sont directement causés par les changements dans le bilan radiatif résultant de l’augmentation des concentrations de gaz à effet de serre d’origine humaine. Dans les latitudes élevées, ces changements sont amplifiés par les processus climatiques locaux, ce qui donne lieu au phénomène de l’amplification arctique. Ce phénomène explique en grande partie pourquoi le nord du Canada se réchauffe plus rapidement que les autres régions du pays. Le réchauffement planétaire découlant de l’activité humaine entraîne également une augmentation de la quantité d’humidité dans l’atmosphère, ce qui amplifie les précipitations dans tout le Canada, y compris celles qui sont associées aux rivières atmosphériques et aux ouragans de l’Atlantique Nord. Des données probantes indiquent que l’activité orageuse augmentera également dans tout le Canada, mais ces changements sont moins certains en raison des limites des modèles climatiques qui sous-tendent ces projections.

Le message clé 4.16 indique que les variations régionales du climat canadien dépendent fortement des changements dans les processus dynamiques, qui sont incertains et moins bien compris. Les changements dans la circulation atmosphérique, comme la force et la position du courant-jet, des tempêtes extratropicales et des blocages atmosphériques, sont essentiels pour comprendre les tendances régionales des changements climatiques au Canada, mais ils sont moins certains que les changements associés aux processus thermodynamiques. Cela s’explique par :

1. le rôle important de la variabilité climatique interne, qui est intrinsèquement imprévisible au-delà de quelques années;
2. le fait que les changements dans la circulation atmosphérique sont généralement déterminés par les gradients (ou différences spatiales) dans les changements de la température;
   • Remarque : Dans le cadre des changements climatiques, différents processus entraînent des changements opposés dans les gradients de température à grande échelle, ce qui se traduit par des changements nets relativement faibles dans la circulation atmosphérique.
3. les limites des modèles climatiques.
   • Remarque : Il convient de noter que, même si les modèles climatiques prévoient systématiquement une augmentation de la variabilité du climat annuelle associée au phénomène El Niño-oscillation australe dans l’ensemble du Canada, il existe un degré élevé d’incertitude en raison des biais systématiques des modèles climatiques dans le Pacifique tropical, région clé pour le phénomène El Niño-oscillation australe. 

Le message clé 4.17 indique que le degré de confiance associé aux changements futurs causés par l’activité humaine est généralement plus élevé que celui que l’on accorde à l’attribution des changements passés aux changements climatiques découlant de l’activité humaine. Cette affirmation est vraie pour plusieurs processus évalués dans le présent chapitre, notamment les rivières atmosphériques, les taux de précipitations associés aux ouragans de l’Atlantique Nord qui touchent le Canada, les conditions environnementales à grande échelle favorisant les orages et les changements dans la circulation méridienne de retournement atlantique. Cela s’explique par le fait que :

1. les changements climatiques passés sont souvent fortement influencés par la variabilité climatique interne, ce qui rend difficile de déterminer si ces changements sont dus aux changements climatiques découlant de l’activité humaine;
2. les changements climatiques passés sont relativement faibles par rapport aux changements climatiques futurs, du moins dans les scénarios d’émissions intermédiaires (SSP2-4.5) à élevées (SSP3-7.0);
3. de nombreux ensembles de données d’observation couvrent des périodes relativement courtes.

4.11 : Lacunes dans les connaissances

Une grande partie de l’incertitude associée aux projections des variations régionales du climat canadien découle de la variabilité climatique interne, qui est intrinsèquement imprévisible au-delà de quelques années et ne peut donc être réduite. Cependant, les lacunes suivantes dans les connaissances peuvent être comblées dans l’avenir.

Compréhension des mécanismes responsables des changements dans la circulation atmosphérique et de leur représentation dans les modèles climatiques

On pense que les changements dans la circulation atmosphérique découlent des différences spatiales à grande échelle dans les variations de température, mais les mécanismes sous-jacents sont mal compris. Par exemple, il n’existe pas de cadre théorique expliquant comment les blocages atmosphériques réagissent au réchauffement planétaire. Il serait possible de réaliser des progrès à cet égard en menant des études systématiques basées sur des expériences idéalisées et sur une hiérarchie de modèles de complexité variable (P. Maher et al., 2019) et en tirant parti d’autres méthodes existantes et de nouveaux outils (T. A. Shaw et al., 2024).

Il existe également une incertitude quant à la manière dont ces processus sont pris en compte dans les modèles climatiques actuels. En effet, les modèles climatiques ont tendance à prévoir un déplacement vers les pôles des courants-jets en réponse aux changements climatiques, mais certaines études ont remis en question la fiabilité de ces projections. Plus particulièrement, il a été avancé que les modèles climatiques sous-estiment systématiquement la réponse aux changements climatiques dans l’Arctique (Screen et al., 2022; Smith et al., 2022) et que, après correction de cette sous-estimation, il y aurait un déplacement net vers l’équateur, et non le déplacement vers les pôles prévu par les projections non corrigées (Screen et al., 2022). Cependant, de nouvelles données probantes laissent croire que les modèles climatiques ne sous-estiment pas systématiquement la réponse des courants-jets aux changements climatiques dans l’Arctique (Sigmond et Sun, 2025), ce qui souligne la nécessité de poursuivre les études. En outre, les modèles climatiques ne sont pas en mesure de simuler l’amplitude des changements passés du courant-jet du Pacifique Nord (Patterson et O’Reilly, 2025) et du courant-jet de l’Atlantique Nord (Blackport et Fyfe, 2022), ce qui remet en question la fiabilité des projections. La résolution de ces divergences entre les modèles et les observations devrait donc constituer une priorité élevée sur le plan de la recherche.

Attribution des tendances à long terme historiques de l’activité des rivières atmosphériques

Bien que les observations montrent que la fréquence et l’intensité des rivières atmosphériques ont augmenté au Canada au cours des dernières décennies, aucune étude n’a encore tenté d’attribuer ces changements à l’activité humaine. Il existe des preuves que les récents événements extrêmes liés aux rivières atmosphériques ont été rendus plus probables par les changements climatiques, mais on ne dispose pas actuellement d’études d’attribution concernant les tendances à long terme.

Davantage d’études axées sur les répercussions des ouragans de l’Atlantique Nord au Canada

Il est bien établi que l’intensité des ouragans de l’Atlantique Nord augmentera à l’avenir en raison des changements climatiques découlant de l’activité humaine, mais les études sur les ouragans qui touchent le Canada sont rares. Étant donné les répercussions potentiellement importantes de ces changements sur les épisodes de pluies et de vents extrêmes dans l’est du Canada, des études axées sur le Canada offriraient une meilleure compréhension à cet égard. 

Réduire les biais des modèles climatiques quant au Pacifique tropical afin d’accroître la fiabilité des prévisions concernant les effets du phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) sur le Canada

Les modèles climatiques montrent systématiquement que les changements climatiques futurs découlant de l’activité humaine auront pour effet d’étendre la variabilité du climat annuelle liée à l’ENSO à l’est du Canada. Bien qu’un tel niveau élevé de concordance entre les modèles permette généralement d’établir des projections fiables, on craint que les modèles climatiques ne présentent un biais commun susceptible d’entraîner des projections erronées. Plus précisément, les observations des dernières décennies font état d’un refroidissement persistant de l’est du Pacifique équatorial, que les modèles climatiques actuels ne parviennent pas à reproduire. La résolution de cette divergence grâce à l’amélioration des modèles climatiques permettrait de mieux comprendre l’impact du phénomène ENSO sur la variabilité du climat canadien et d’établir des projections plus fiables. 

Représentation de la circulation méridienne de retournement atlantique (AMOC) dans les modèles climatiques

Les modèles climatiques prévoient systématiquement un affaiblissement de l’AMOC en réponse au réchauffement climatique découlant de l’activité humaine. Cependant, l’incertitude quant à l’ampleur de cet affaiblissement est grande, certaines études affirmant même que l’AMOC pourrait s’arrêter complètement au cours du XXI^e siècle. Bien que les modèles climatiques actuels ne prévoient pas un tel arrêt, ces affirmations s’appuient sur le fait que les modèles climatiques ne représentent pas correctement les effets de la fonte de l’inlandsis du Groenland, et sur certaines données suggérant que la stabilité de l’AMOC dans les modèles climatiques est irréaliste en raison d’autres erreurs systématiques. La résolution de ces problèmes permettra d’accroître la fiabilité des projections climatiques hivernales dans l’est du Canada.

FAQ

Foire aux questions 4.1 : Pourquoi le Canada se réchauffe-t-il plus rapidement que le reste de la planète?

Le climat de la Terre se réchauffe en raison de l’augmentation des émissions de gaz à effet de serre provenant des activités humaines, principalement la combustion de combustibles fossiles (chapitre 1, section 1.1). La réponse de la température de surface à l’échelle mondiale à l’augmentation des émissions de gaz à effet de serre n’est pas uniforme sur le plan spatial. On observe un réchauffement plus important de la surface des régions terrestres par rapport à celle des océans, car la plus grande capacité thermique des océans ralentit le réchauffement. On observe également un réchauffement plus important dans l’Arctique que dans le reste du monde, car les rétroactions climatiques amplifient le réchauffement dans cette région, un phénomène connu sous le nom d’amplification arctique. Ces deux facteurs contribuent au fait que le Canada, et plus particulièrement l’Arctique canadien, se réchauffe à un rythme plus rapide que la moyenne mondiale.

Faits saillants de la figure : Le Canada s’est réchauffé à un rythme près de deux fois supérieur à la moyenne mondiale, et l’Arctique canadien s’est réchauffé à un rythme trois fois supérieur à la moyenne mondiale depuis 1970.

Titre de la figure : Tendances de la température de surface pour le Canada, l’Arctique canadien et la moyenne mondiale

Foire aux questions 4.1 : La figure 1 montre que le taux de réchauffement de la surface du Canada a été près de deux fois supérieur au taux mondial pour la période de 1970 à 2023. Cela s’explique en partie par le fait que le Canada est principalement constitué de régions terrestres et aussi par le phénomène d’amplification arctique. Étant donné la capacité thermique plus faible des régions terrestres, celles-ci se réchauffent plus rapidement que les océans. Cette différence est évidente dans la figure, qui montre que, pour la période de 1970 à 2023, les terres émergées se sont réchauffées quelque 50 % plus rapidement que la température de surface à l’échelle mondiale, qui combine la température de l’air à la surface des régions terrestres et la température de la surface de la mer. De plus, l’emplacement du Canada, dans les latitudes moyennes à élevées, fait en sorte que le réchauffement au pays est amplifié par des rétroactions climatiques locales. Dans l’Arctique canadien, l’amplification arctique contribue à un réchauffement encore plus rapide, soit environ trois fois supérieur au taux mondial pour la période de 1970 à 2023 (pour en savoir plus sur l’amplification arctique, voir la section 4.2 et l’encadré 4.2). Il convient de noter que les taux de réchauffement indiqués dans la foire aux questions 4.1, à la figure 1, sont basés sur la moyenne de quatre produits de données maillées sur la température de surface à l’échelle mondiale. Ces produits sont utilisés pour assurer la cohérence entre les régions mondiales et canadiennes. Au chapitre 2, des produits de données propres au Canada (voir les données de station maillées à la section 2.3.4.1 pour plus de détails) sont utilisés pour évaluer les changements passés de la température de surface au Canada et montrent des taux de réchauffement similaires (section 2.4.1). Source : Chapitre 4, section 4.2.

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Documentation supplémentaire

Faits saillants de la figure : La phase positive de l’oscillation nord-atlantique est associée à un courant-jet plus fort et à des conditions plus froides et plus sèches dans l’est du Canada.

Titre de la figure : Régimes hivernaux des vents, des températures et des précipitations associés à la phase positive de l’oscillation nord-atlantique.