Chapitre 6 : Changements dans la cryosphère

Description du chapitre

Ce chapitre décrit les conditions passées et les changements climatiques futurs au Canada concernant la neige en milieu terrestre, la glace de mer, de lac et de rivière, les glaciers, le sol gelé de façon saisonnière et le pergélisol, regroupés sous le terme « cryosphère ».

Messages clés du chapitre

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

Dans ce chapitre, nous décrivons et évaluons les changements passés et futurs touchant six composantes importantes de la cryosphère canadienne : la neige, la glace de mer, la glace d’eau douce sur les lacs et les rivières, les glaciers, le sol gelé de façon saisonnière et le pergélisol. Parmi ces composantes, nous observons des changements similaires et interreliés, tant dans les tendances historiques que dans les projections. Ces similitudes ne sont pas surprenantes, puisque toutes ces composantes sont façonnées par la présence d’eau gelée dans le système climatique physique, lequel réagit aux changements climatiques anthropiques. Les changements en cours dans la cryosphère auront des répercussions non seulement sur le système climatique physique, mais aussi sur les écosystèmes, les infrastructures et les ressources en eau du Canada, ainsi que sur la santé, le bien-être et la vie quotidienne des Canadiens et des personnes vivant au Canada.

Notre évaluation montre que la superficie terrestre et maritime du Canada recouverte de neige et de glace a diminué au cours des quatre ou cinq dernières décennies, et que la couche supérieure du sol reste gelée pendant une période de plus en plus courte chaque année. Les glaciers du pays se sont amincis et ont reculé, tandis que le pergélisol s’est réchauffé et a perdu de la glace. Ces changements observés dans la cryosphère canadienne s’inscrivent dans les tendances relevées dans d’autres régions froides du monde.

Les changements observés dans les différentes composantes de la cryosphère, résumés ci‑dessous, résultent en grande partie de la hausse des températures moyennes mondiales causée par les émissions de gaz à effet de serre d’origine humaine. À cette tendance générale au réchauffement s’ajoutent des variations régionales et saisonnières liées à la variabilité naturelle de la température de surface, des précipitations et des conditions météorologiques à grande échelle. Toutefois, au cours des prochaines décennies, la poursuite de la hausse de la température moyenne mondiale devrait accentuer les changements induits par le climat dans la cryosphère, quel que soit le scénario d’émissions envisagé.

Dans l’hémisphère Nord, la couverture, la durée et la quantité globales de neige saisonnière ont diminué au cours des quatre dernières décennies. Cette tendance existe également pour l’ensemble du Canada, malgré des variations régionales. Par exemple, certaines régions du centre du pays ont connu des accumulations maximales de neige plus importantes et un plus grand nombre de jours avec un manteau neigeux. Ces augmentations devraient toutefois être temporaires, les modèles climatiques prévoyant une diminution du nombre de jours avec un manteau neigeux dans tout le pays en raison du réchauffement continu. Les quantités maximales annuelles de neige accumulée devraient aussi diminuer dans la majeure partie du Canada, à l’exception de l’est et du centre de l’Arctique canadien, où de modestes augmentations sont projetées. Dans les régions montagneuses, les quantités maximales annuelles de neige accumulée devraient diminuer, tandis que la proportion du manteau neigeux fondant en hiver devrait augmenter, réduisant la prévisibilité des ressources en eau et modifiant la disponibilité de celles‑ci.

Au cours des cinq dernières décennies, la couverture de glace de mer dans l’Arctique canadien a fortement diminué, tant en été qu’en hiver. Cette réduction s’est accompagnée d’un remplacement de la glace pluriannuelle, autrefois dominante, par une glace saisonnière plus mince, qui fond en été et doit se reformer chaque hiver. La glace fixe, un type de glace de mer qui se forme près du littoral, a également diminué. Ce type de glace de mer est essentiel pour l’habitat faunique et joue un rôle important dans le cycle de récolte des communautés nordiques. Avec la poursuite du réchauffement, la période sans glace de mer devrait continuer de s’allonger dans les eaux de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson, augmentant d’environ un mois par degré Celsius supplémentaire de la température moyenne mondiale. Toutefois, malgré cet allongement, la saison de navigation dans le passage du Nord‑Ouest ne devrait pas s’étendre dans les mêmes proportions, en raison de l’afflux continu de glace pluriannuelle provenant du nord.

Au cours des quatre dernières décennies, la durée annuelle de la couverture de glace sur les lacs canadiens a diminué à l’échelle du pays. On a également observé une augmentation des débâcles hivernales sur les rivières, des événements susceptibles de provoquer des inondations et d’autres dommages liés aux rivières. À l’avenir, le nombre annuel de jours de couverture de glace sur les lacs et rivières du Canada devrait diminuer d’au moins une à deux semaines pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Dans certaines régions du sud du pays et dans la plupart des zones côtières, cette diminution pourrait atteindre jusqu’à quatre semaines par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Il demeure toutefois difficile de prévoir l’évolution de la sévérité des débâcles ou des inondations liées aux embâcles, car ces phénomènes sont complexes à modéliser et dépendent de caractéristiques propres à chaque rivière.

Les glaciers du Canada ont perdu de leur épaisseur et de leur masse, et de nombreuses données probantes indiquent que cette perte s’est accélérée au cours des dernières décennies. La perte de masse glaciaire devrait se poursuivre tout au long du XXIᵉ siècle, quel que soit le scénario d’émissions, mais elle sera plus importante si le réchauffement s’intensifie. Une grande partie de cette fonte contribuera à l’élévation du niveau de la mer. Même si le climat se refroidissait, il faudrait des centaines d’années pour que les glaciers canadiens se reconstituent, rendant ces pertes de masse essentiellement irréversibles, tout comme leurs conséquences sur la disponibilité de l’eau douce dans l’ouest du Canada et l’Arctique canadien. La poursuite de la fonte glaciaire devrait également accroître la fréquence d’événements dangereux, tels que les inondations et les glissements de terrain déclenchés par la fonte ou l’effondrement soudain de masses de glaciers.

À l’échelle du Canada, on observe une diminution du nombre annuel de jours où la couche supérieure du sol est gelée. Cette tendance devrait se poursuivre au moins jusqu’au milieu du siècle. Sa stabilisation ou son aggravation par la suite dépendra de la quantité totale de gaz à effet de serre émise à l’échelle mondiale dans les prochaines décennies.

Les données de surveillance de la température du sol et de l’épaisseur de la couche active montrent que le pergélisol s’est réchauffé depuis les années 1980 et a perdu une partie de sa glace. D’autres signes de dégel proviennent de l’observation des changements au niveau du paysage causés par la fonte de la glace de sol. Avec le réchauffement futur, le réchauffement du pergélisol et les changements au niveau du paysage dus au dégel devraient se poursuivre.

6.1 : Introduction

La cryosphère est un terme générique désignant les parties de la surface terrestre où l’eau est gelée. Elle englobe la neige, la glace de mer, la glace de lac et de rivière, les glaciers, les calottes glaciaires, les inlandsis, le sol gelé de façon saisonnière et le pergélisol. Les composantes de la cryosphère influencent à la fois les environnements locaux où elles se trouvent et, dans de nombreux cas, le système climatique mondial, en raison de leurs interactions avec le climat, les écosystèmes et les activités humaines, qu’il s’agisse de ressources naturelles ou d’éléments essentiels aux moyens de subsistance.

Comme l’eau ne gèle qu’à des températures inférieures à 0 °C, les composantes de la cryosphère sont plus abondantes près des pôles (Arctique et Antarctique) et en altitude (hautes montagnes et plateaux). Leur présence, leur étendue et leur volume varient au fil des saisons. En raison de sa position nordique, le Canada est l’un des rares pays à disposer d’une vaste représentation de toutes les composantes de la cryosphère (figure 6.2). Cette situation confère au pays un rôle important dans l’intendance de ces ressources et une responsabilité accrue quant à leur préservation. De plus en plus, le gouvernement du Canada cherche à exercer cette intendance en collaboration avec les Premières Nations, les Inuits et les Métis, qui vivent sur ces terres et ces eaux et dont les modes de vie sont profondément liés à la neige, à la glace et au sol gelé.

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 6 et des principaux liens entre les chapitres

Figure 6.1 : Guide visuel du contenu du chapitre 6 et des liens entre les chapitres.

Faits saillants de la figure : Le Canada est l’un des rares pays à disposer d’une couverture particulièrement étendue de toutes les composantes de la cryosphère.

Titre de la figure : Composantes de la cryosphère au Canada et dans les régions avoisinantes

Figure 6.2 : Carte illustrant à l’aide de couleurs l’étendue des différentes composantes de la cryosphère au Canada et dans les régions avoisinantes. Les zones en bleu cyan montrent les étendues minimale et maximale annuelles de la glace de mer au cours des 25 dernières années, ainsi que l’emplacement approximatif de la « dernière zone de glace », c’est‑à‑dire la région de l’Arctique où la glace de mer pérenne devrait persister le plus longtemps. Les zones en violet indiquent les zones de pergélisol continu et discontinu, où le sol demeure gelé en tout ou en partie. Les zones en bleu représentent le nombre typique de jours par année durant lesquels la surface du sol est gelée. Ce nombre peut facilement dépasser 90 jours, mais seules trois zones bleues sont présentées pour des raisons de lisibilité. Les lacs et rivières situés dans les zones bleues et violettes gèlent également, mais la chronologie et la durée du gel peuvent différer de ceux du gel de la surface du sol. L’étendue maximale du manteau neigeux au cours d’une année type est représentée en blanc. Les glaciers, les calottes glaciaires et l’inlandsis du Groenland sont représentés en noir.

La cryosphère joue un rôle important dans la régulation du climat terrestre. Par exemple, le manteau neigeux et l’étendue de la glace de mer sont des éléments clés de la rétroaction de l’albédo de surface : lorsque la neige et la glace fondent, la surface s’assombrit, absorbe davantage d’énergie solaire et se réchauffe encore davantage. Cette rétroaction a contribué de manière importante à l’amplification arctique (chapitre 4, section 4.2) et aide à expliquer pourquoi le Canada et d’autres pays nordiques se réchauffent plus rapidement que la moyenne mondiale. D’autres rétroactions découlent de l’influence de la cryosphère sur les nuages, les cycles de l’eau et du carbone, les échanges de chaleur et d’humidité entre la surface et l’atmosphère, ainsi que sur la circulation atmosphérique et océanique.

La cryosphère assure également des fonctions écosystémiques importantes, car de nombreux organismes sont adaptés à la vie dans ou sur le sol gelé, la neige et la glace. Ces adaptations se retrouvent à tous les niveaux du réseau trophique, des communautés microbiennes et fongiques jusqu’aux phoques et aux ours blancs, qui dépendent de la glace de mer pour se reproduire, se nourrir et se déplacer. La couverture de glace influence la saison de croissance des algues, la température de l’eau et les niveaux d’oxygène, et elle permet à la faune de traverser les plans d’eau et d’accéder aux côtes. De nombreux paysages sont façonnés par la cryosphère, et, lorsque celle‑ci évolue, les aléas existants peuvent s’intensifier ou de nouveaux peuvent apparaître. Par exemple, le recul de la glace de mer et le dégel du pergélisol contribuent à accentuer l’érosion côtière, tandis que les glissements régressifs dus au dégel — déclenchés par la fonte du pergélisol — menacent les routes et modifient les écosystèmes aquatiques en aval lorsqu’ils surviennent à proximité de plans d’eau.

L’économie canadienne s’est développée en s’appuyant sur les composantes de la cryosphère comme ressources naturelles. En hiver, la neige et les glaciers stockent l’eau douce, libérée ensuite au printemps et en été. Cette eau issue de la fonte constitue une ressource essentielle pour l’approvisionnement municipal, industriel et agricole partout au pays. Dans certaines régions nordiques, la présence et l’épaisseur de la glace de mer déterminent les modes de déplacement ou de transport, qu’il s’agisse de motoneiges, de véhicules circulant sur la glace ou de bateaux en eau libre. Les routes d’hiver, indispensables pour approvisionner les communautés éloignées en biens essentiels, nécessitent une accumulation de neige suffisante et une glace de lac assez épaisse pour permettre une circulation sécuritaire (encadré 6.4). Les voies maritimes et terrestres servent au transport de marchandises et aux déplacements liés à diverses activités, de l’extraction des ressources aux loisirs. Le pergélisol a également été utilisé historiquement pour le confinement des déchets dans différentes régions du nord du Canada. Toutefois, les changements climatiques compromettent la stabilité des sols et des roches des régions pergélisolées, et nombre de ces sites de confinement risquent désormais de libérer leur contenu dangereux.

La cryosphère est également importante pour les modes de vie traditionnels de nombreuses communautés des Premières Nations, des Inuits et des Métis. Par exemple, la neige peut servir à prédire le comportement des animaux, et les glaciers ainsi que les zones enneigées en permanence créent des micro-habitats pouvant abriter des espèces culturellement importantes (McDowell et al., 2023). La neige et la glace de lac facilitent les déplacements terrestres, tandis qu’un accès sûr et fiable à la glace de mer permet à ces communautés de continuer à chasser et à récolter les espèces sauvages arctiques durant l’hiver (Inuit Circumpolar Council Canada, 2008). Dans de nombreuses communautés nordiques, le pergélisol constitue une base stable pour les infrastructures; son dégel a donc des répercussions sur les bâtiments et les logements, en plus d’influencer les déplacements et la récolte d’espèces sauvages (Firelight Research Inc, 2022). Pour les Inuits des côtes nordiques, la cryosphère est fondamentale : les températures froides et la glace de l’Arctique sont essentielles au transport, à la sécurité, à la santé et à l’éducation (Climate Atlas of Canada, 2022). À mesure que les changements climatiques modifient ces éléments autrefois fiables, les Premières Nations, les Inuits et les Métis de tout le pays sont touchés de manière disproportionnée. Par exemple, Paul Emingak présente les observations d’un Inuk sur les changements climatiques et leurs répercussions pour la communauté d’Iqaluktuuttiaq, également connue sous le nom de Cambridge Bay (étude de cas 6.1). Les études de cas et autres informations présentées dans ce chapitre (études de cas 6.1, 6.2 et 6.3, encadré 6.4) mettent en lumière les défis auxquels sont confrontés les Premières Nations, les Inuits et les Métis au Canada, tout en illustrant certaines des façons dont leurs communautés s’adaptent pour y faire face.

Ce chapitre présente également des informations issues de la science occidentale concernant les observations et les projections sur l’évolution de la cryosphère, tant à l’échelle mondiale qu’au Canada. Ces informations sont organisées selon les différentes composantes de la cryosphère : la neige terrestre (section 6.2), la glace de mer (section 6.3), la glace de lac et de rivière (section 6.4), les glaciers (section 6.5), le sol gelé de façon saisonnière (section 6.6) et le pergélisol (section 6.7). Le chapitre traite aussi d’un éventail d’aléas liés à la cryosphère, allant des inondations à l’instabilité des paysages, notamment les coulées de boue associées à la fonte des glaciers et les effondrements de terrain causés par le dégel du pergélisol. De manière générale, ces aléas devraient s’intensifier avec les changements climatiques. Des renseignements supplémentaires sur la classification des changements dans la cryosphère en tant qu’aléas climatiques sont présentés à la section 10.4 du chapitre 10.

6.2 : Neige terrestre

Message clé 6.1 : La durée du manteau neigeux a diminué à l’échelle canadienne au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé^{Note de bas de page 2}). Elle a diminué de une à quatre semaines dans le nord du pays, le sud de l’Ontario et certaines régions de l’est du Canada, tandis qu’elle a augmenté de une à quatre semaines dans le centre du Canada (degré de confiance moyen). Cette variabilité régionale se reflète également dans les changements observés au cours des quatre dernières décennies dans les accumulations maximales de neige (degré de confiance élevé).

Message clé 6.2 : La durée du manteau neigeux devrait diminuer à l’échelle canadienne et les accumulations maximales de neige devraient diminuer dans la majeure partie du pays avec le réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Contrairement au reste du Canada, les régions occidentales et centrales du nord du Canada devraient connaître des accumulations maximales de neige plus importantes en raison de chutes de neige plus abondantes, malgré une saison d’enneigement plus courte (degré de confiance moyen).

Message clé 6.3 : Les données historiques et les changements observés du manteau neigeux sont plus incertains dans les régions montagneuses que dans les autres régions (degré de confiance élevé). Dans un climat plus chaud, les régions montagneuses devraient connaître une accumulation de neige moindre et davantage d’épisodes de fonte en plein hiver, ce qui réduira la prévisibilité des ressources en eau au Canada et modifiera leur disponibilité (degré de confiance élevé).

La neige interagit avec son environnement et le système terrestre de deux façons importantes. Premièrement, elle constitue un élément clé de la rétroaction de l’albédo de surface : lorsqu’elle recouvre le sol, la neige réfléchit une grande partie de la lumière solaire vers l’atmosphère. À l’inverse, lorsque le manteau neigeux diminue, le sol absorbe davantage de lumière et la convertit en chaleur, ce qui accentue le réchauffement. Ce mécanisme de rétroaction contribue à l’amplification arctique (chapitre 4, section 4.2) et explique en partie pourquoi le Canada se réchauffe plus rapidement que la moyenne mondiale. Pour comprendre comment cette rétroaction amplifie le réchauffement, il faut savoir où et quand le manteau neigeux évolue. Ces changements peuvent être évalués à l’aide des deux indicateurs suivants :

1. l’étendue du manteau neigeux (la superficie totale recouverte de neige dans une région donnée);
2. la durée du manteau neigeux (la période pendant laquelle un endroit donné est recouvert de neige).

Le deuxième rôle important de la neige est le stockage saisonnier d’eau douce. Pour comprendre l’évolution de la quantité et de la disponibilité de l’eau douce dans un climat en changement, il faut examiner la quantité de neige au sol, évaluée à l’aide des deux indicateurs suivants :

1. la masse de neige dans une région donnée;
2. l’équivalent en eau de la neige (la quantité de neige à un endroit donné, exprimée en hauteur équivalente d’eau liquide).

Il est important de noter que l’épaisseur de neige permet également de mesurer la quantité de neige, mais elle ne tient pas compte de la densité du manteau neigeux, qui peut varier considérablement d’un endroit à l’autre et au cours de la saison d’enneigement. Ainsi, une même épaisseur de neige peut contenir des quantités d’eau très différentes. Un manteau neigeux dense peut contribuer trois à dix fois plus d’eau au cycle hydrologique qu’un manteau neigeux peu dense de même hauteur.

Au-delà de ces deux rôles clés, la neige interagit avec d’autres composantes de la cryosphère et du système terrestre. Le manteau neigeux isole la surface sous-jacente de l’atmosphère, influençant ainsi les échanges de chaleur entre les deux. Lorsqu’il recouvre la glace (de mer, de lac ou de rivière), ce rôle d’isolant a une incidence sur la vitesse de croissance et de fonte de la glace (sections 6.3 et 6.4). En milieu terrestre, le rôle d’isolant influence la température du sol et les processus liés au pergélisol (sections 6.6 et 6.7). La neige nécessite également une grande quantité d’énergie pour fondre, ce qui retarde le réchauffement des couches superficielles sous‑jacentes au printemps et ralentit la transition saisonnière entre l’hiver et l’été. En outre, la quantité de neige tombée détermine le bilan de masse annuel des glaciers (section 6.5). L’évolution de l’accumulation de neige et de la chronologie de la fonte influence l’ensemble du cycle de l’eau en aval : le ruissellement de surface, l’humidité du sol et la recharge des nappes souterraines, ainsi que la force et la chronologie des débits fluviaux (chapitre 5). La neige a également une incidence sur de nombreuses interactions biologiques et écologiques qui, bien qu’importantes, ne seront pas abordées en détail dans le présent rapport (par exemple, H. G. Jones et al., 2011; Meredith et al., 2019).

Cette section porte principalement sur la neige terrestre, définie comme la neige qui s’accumule et demeure en milieu terrestre, au sol ou à proximité de celui‑ci. Cette définition inclut le manteau neigeux au sol et la neige retenue dans la végétation (par exemple sur les feuilles et les branches des arbres et arbustes), que le vent peut déloger ou qui, en fondant ou en se sublimant, réintègre le cycle de l’eau. Elle exclut la neige tombant en milieu marin, qui fond dans les eaux libres ou forme un manteau neigeux sur la glace de mer (ce qui peut influencer la croissance et la fonte de la glace de mer, bien que les observations à ce sujet soient très limitées, comme indiqué à la section 6.3.4). L’influence de la neige sur la glace de lac et de rivière et sur les glaciers est abordée séparément dans les sections 6.4 et 6.5. Enfin, les sections suivantes présentent une évaluation distincte des changements passés et futurs concernant la neige dans les régions montagneuses. Cette distinction est nécessaire, car la neige s’y accumule davantage et constitue une part essentielle des ressources en eau douce du Canada. L’accumulation de neige est importante, mais le niveau de confiance associé aux changements observés ou projetés varie entre les régions non montagneuses et les régions montagneuses, en raison d’une couverture observationnelle réduite et d’une capacité limitée à simuler la neige dans ces régions.

6.2.1 : Changements passés

Dans l’ensemble de l’hémisphère Nord, l’étendue et la masse de neige enregistrées chaque mois entre septembre et juin ont considérablement diminué depuis 1981, selon une étude de Mudryk et al. (2020). Les tendances présentées dans cette étude, de même que celles ci‑dessous, s’appuient sur un large éventail de sources, notamment des observations de surface, divers types de données satellitaires et des ensembles de données simulées fondées sur les conditions météorologiques historiques (voir l’encadré 6.1 pour une description des différentes sources d’information sur l’étendue et la masse du manteau neigeux). Le recours à plusieurs ensembles de données pour analyser les tendances passées de l’étendue et de la masse du manteau neigeux (Gottlieb et Mankin, 2024; Mudryk et al., 2017; Räisänen, 2023; Thackeray et al., 2016) représente un changement important par rapport aux pratiques d’il y a dix ans, alors que les analyses reposaient souvent sur une seule source. Cette approche permet de mieux tenir compte des importantes incertitudes entourant les estimations historiques de la neige : lorsque plusieurs ensembles de données indépendants convergent, la combinaison de leurs informations renforce la fiabilité des tendances obtenues. Un exemple marquant concerne le déclin de l’étendue du manteau neigeux au début de la saison d’enneigement (de septembre à décembre), un résultat débattu pendant plus d’une décennie (encadré 6.2) en raison de la dépendance de longue date à une seule source d’information. L’examen de multiples ensembles de données a révélé que ce comportement atypique était propre à cette source unique, tandis que les autres estimations concordaient davantage entre elles et avec les attentes liées aux changements passés dans un climat en réchauffement.

Contrairement au déclin marqué observé à l’échelle de l’hémisphère Nord, les changements dans la présence et la quantité de neige au Canada au cours des quatre dernières décennies montrent une plus grande variabilité (figure 6.3). Ces tendances reposent sur des sources analogues à celles utilisées par Mudryk et al. (2020), mais actualisées pour inclure la génération la plus récente d’ensembles de données, qui présentent une bonne cohérence entre eux et avec les observations au sol (Mudryk et al., 2025). La durée du manteau neigeux a diminué entre 1979 et 2023 dans de vastes régions du pays, notamment dans le nord du Canada (y compris le nord du Québec), le sud de l’Ontario et certaines parties de l’est du Canada. À l’inverse, elle s’est accrue dans certaines régions du centre du Canada, en particulier dans les Prairies et l’est de la Colombie-Britannique. Globalement, la durée du manteau neigeux au Canada a diminué d’environ 0,8 jour par décennie entre 1979 et 2023 (figure 6.4). Les changements observés dans l’accumulation maximale de neige (mesurée par l’équivalent en eau de la neige) varient également selon les régions du pays pour la même période (figure 6.3). Ces signaux régionaux, tant pour la durée du manteau neigeux que pour l’équivalent en eau de la neige, sont corroborés par d’autres études fondées sur des observations in situ (R. D. Brown, Smith et al., 2021), sur des capteurs satellitaires améliorés par apprentissage automatique (Notarnicola, 2022) et sur des analyses d’hyperfréquences passives portant sur la chronologie de la fonte et l’équivalent en eau de la neige (Anttila et al., 2018; Pulliainen et al., 2020).

Faits saillants de la figure : L’évolution de la durée du manteau neigeux et de l’accumulation maximale de neige varie selon les régions au Canada.

Titre de la figure : Évolution de la durée du manteau neigeux et de l’accumulation maximale de neige au Canada entre 1979 et 2023

Figure 6.3 : Cartes montrant l’évolution de la durée du manteau neigeux (à gauche) et de l’accumulation maximale de neige (à droite, mesurée par l’équivalent en eau de la neige) au Canada entre 1979 et 2023. Les points indiquent un seuil de signification statistique de 5 % (il y a 5 % de chances ou moins de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Source : Données mises à jour de Mudryk et al. (2020) à partir de l’équivalent en eau de la neige de MERRA2 (Global Modeling and Assimilation Office, 2015); ERA5-Land (Muñoz Sabater, 2019); SnowCCIv3.1 (Luojus et al., 2024); Crocus-ERA5 (Decharme et al., 2024) ainsi que les données sur l’étendue du manteau neigeux de la NOAA (Robinson et al., 2012) et Rutgers (Robinson et Estilow, 2021).

Faits saillants de la figure : Le nombre de jours avec manteau neigeux pour l’ensemble du Canada a diminué entre 1979 et 2023.

Titre de la figure : Évolution de la durée du manteau neigeux pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2023

Figure 6.4 : Écart annuel du nombre de jours avec manteau neigeux pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2023. Les barres bleues indiquent les années ayant connu plus de jours avec manteau neigeux que la moyenne, tandis que les barres rouges indiquent les années en ayant connu moins. La ligne pointillée noire représente la tendance générale. Source des données : Voir les sources de la figure 6.3.

6.2.2 : Causes des changements passés

La température de l’air et les précipitations sont les principaux facteurs qui déterminent où et quand la neige est présente, ainsi que la quantité de neige au sol (Mudryk et al., 2017; Räisänen, 2023; Sospedra‑Alfonso et Merryfield, 2017). Sous l’effet des changements climatiques, la température de l’air près de la surface a déjà augmenté (chapitre 2, section 2.4) et il est quasiment certain qu’elle continuera de s’élever (chapitre 3, section 3.4). De même, les précipitations augmentent déjà dans certaines régions (chapitre 2, section 2.5), et elles devraient continuer d’augmenter dans la majeure partie du Canada (chapitre 3, section 3.5). Les effets d’un réchauffement et d’une augmentation des précipitations peuvent parfois s’annuler, en particulier en ce qui concerne l’accumulation de neige. Lorsque les températures demeurent sous zéro, une augmentation des précipitations signifie davantage de chutes de neige, ce qui accroît l’accumulation de neige et, par conséquent, l’accumulation maximale. Lorsque les températures sont au‑dessus de zéro, une augmentation des précipitations réduit l’accumulation maximale, d’une part parce qu’une part croissante des précipitations annuelles tombe sous forme de pluie plutôt que de neige, et d’autre part parce que la pluie accélère directement la fonte du manteau neigeux.

Les variations de température et de précipitations ne sont toutefois pas uniquement attribuables aux changements climatiques. La variabilité climatique interne (chapitre 3, section 3.3.3) entraîne des fluctuations naturelles. Celles‑ci peuvent temporairement masquer les signaux climatiques attendus (voir Siler et al., 2019, pour un exemple illustrant l’influence de la variabilité interne sur les tendances de l’équivalent en eau de la neige). Cet effet de masquage est plus marqué sur de petites régions et de courtes périodes; les signaux les plus clairs des changements climatiques découlant de l’activité humaine proviennent donc des études à l’échelle de l’hémisphère ou mondiale menées sur de longues périodes.

Cette variabilité climatique interne signifie également que l’attribution des changements passés dans la couverture ou la quantité de neige aux émissions de carbone d’origine humaine est plus aisée (avec un niveau de confiance statistique plus élevé) à plus grande échelle et sur de longues séries chronologiques. À l’échelle de l’hémisphère Nord, on a montré que les émissions de gaz à effet de serre d’origine humaine sont la cause principale du déclin de l’étendue du manteau neigeux au printemps et de la masse annuelle maximale de neige (Gottlieb et Mankin, 2024; Najafi et al., 2016; Paik et Min, 2020). Ces résultats sont cohérents avec l’attribution largement établie du réchauffement planétaire aux émissions de carbone d’origine humaine et avec la forte sensibilité de la présence et de la masse de neige à la température. Bien que la température et les précipitations soient les principaux moteurs des changements et de la variabilité du manteau neigeux, surtout à l’échelle de l’hémisphère Nord, d’autres facteurs peuvent être plus importants à l’échelle locale (Thackeray et al., 2019), notamment le type et la densité de la végétation, qui peuvent retenir la neige (Bokhorst et al., 2016) et modifier l’albédo de surface (Loranty et al., 2014), la présence d’impuretés dans la neige, telles que la poussière et le carbone noir, qui absorbent la lumière et influencent les taux de fonte (Gleason et al., 2019; Skiles et al., 2018), et les processus éoliens qui modifient les tendances d’accumulation de la neige (Mott et al., 2018).

6.2.3 : Changements futurs

Plusieurs générations de modèles climatiques prévoient une diminution de l’étendue et de la masse du manteau neigeux dans l’hémisphère Nord au cours du XXI^e siècle, quels que soient les scénarios d’émissions (Diffenbaugh et al., 2013; Mudryk et al., 2020; Räisänen, 2008; Thackeray et al., 2016; Zhu et al., 2021). La fiabilité des projections est évaluée en partie selon la capacité des modèles à reproduire les conditions passées (voir la section 3.3 du chapitre 3 pour une discussion). En moyenne, la génération de modèles climatiques la plus récente (phase 6 du projet d’intercomparaison de modèles couplés, CMIP6) représente mieux la climatologie de l’étendue passée du manteau neigeux que la génération précédente (phase 5 du projet d’intercomparaison de modèles couplés, CMIP5), qui simulait généralement des valeurs plus faibles (Mudryk et al., 2020). Les scientifiques ont également un degré de confiance plus élevé dans la capacité des modèles à simuler les tendances automnales du manteau neigeux. Ce degré de confiance ne découle pas de changements dans les tendances simulées, mais de la comparaison de celles‑ci avec un éventail élargi d’estimations historiques, ce qui a révélé que les tendances simulées étaient cohérentes avec toutes sauf une des sources de données historiques auparavant utilisées pour l’évaluation (encadré 6.2) (Mudryk et al., 2020). Malgré ces améliorations, les modèles récents présentent encore une gamme trop large de valeurs pour la rétroaction de l’albédo de la neige (Thackeray et al., 2021) et simulent une masse totale de neige trop grande à l’échelle de l’hémisphère Nord (Mudryk et al., 2020), car ils simulent des chutes de neige trop importantes (Kouki et al., 2022).

Étant donné que la durée et la masse du manteau neigeux sont influencées par la température, leur évolution à très court terme (2021-2040) comme pour le reste du siècle dépendra principalement du niveau futur de réchauffement planétaire. Dans l’hémisphère Nord, chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale entraînera une diminution proportionnelle du manteau neigeux (Mudryk et al., 2020). À l’échelle régionale, les pertes projetées sont plus importantes dans les latitudes moyennes de l’hémisphère Nord que dans les régions arctiques ou montagneuses (Mudryk et al., 2017). Les précipitations joueront également un rôle pour la masse maximale (ou accumulation maximale), mais, pour une grande partie du Canada, la température est un facteur plus important (Sospedra‑Alfonso et Merryfield, 2017). Au Canada, la durée du manteau neigeux devrait diminuer partout, proportionnellement à la hausse de la température moyenne mondiale (figure 6.5). La plupart des régions du pays perdront une à deux semaines de manteau neigeux saisonnier par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Certaines parties de l’Ontario, du Québec et de l’est du Canada devraient perdre plus de deux semaines, et la côte de la Colombie-Britannique devrait perdre plus de trois semaines. Les changements projetés de l’accumulation maximale varient davantage selon les régions, en raison de l’interaction entre les précipitations croissantes et la hausse des températures. La variabilité régionale est plus importante, car les changements de la quantité de neige à l’échelle locale dépendent de l’interaction entre l’augmentation des précipitations et la hausse de la température de l’air à la surface. Pour toutes les provinces, sauf le nord du Québec, les modèles prévoient des diminutions relatives de l’accumulation maximale, les plus fortes dans les régions méridionales et côtières (figure 6.5). Cependant, dans certaines régions du nord du Canada, une combinaison de précipitations hivernales plus abondantes et de températures hivernales restant sous zéro (même avec le réchauffement climatique) pourrait mener à une augmentation de l’accumulation maximale, malgré une saison neigeuse plus courte. Les modèles s’entendent moins pour le nord du Canada que pour le sud, mais tous les modèles s’accordent sur l’existence de zones du Nord où l’accumulation maximale augmentera. Ils diffèrent toutefois quant à l’emplacement exact de la limite entre les hausses et les baisses, en raison des différences dans la représentation des processus liés aux chutes de neige (McCrystall et al., 2021; Zhong et al., 2022).

Faits saillants de la figure : La durée du manteau neigeux devrait diminuer partout au Canada, tandis que l’accumulation maximale devrait diminuer dans la plupart des régions, mais augmenter dans les régions les plus septentrionales.

Titre de la figure : Changements futurs de la durée du manteau neigeux et de l’accumulation maximale au Canada selon le niveau de réchauffement planétaire

Figure 6.5 : Cartes montrant à l’aide de couleurs les changements projetés de la durée du manteau neigeux (à gauche) et de l’accumulation maximale de neige (à droite, mesurée par l’équivalent en eau de la neige) au Canada par degré Celsius d’augmentation du niveau de réchauffement planétaire. Les couleurs indiquent la médiane de l’ensemble des modèles. Les points indiquent les endroits où 90 % des modèles s’entendent sur le signe du changement (positif ou négatif). Les niveaux de réchauffement sont calculés par rapport à la moyenne de 1850 à 1900. Source des données : Fraction du manteau neigeux et équivalent en eau de la neige issus de 15 modèles CMIP6.

6.2.4 : Changements passés et futurs dans les régions montagneuses

Les régions montagneuses constituent une ressource hydrique essentielle pour le Canada, car elles agissent comme des réservoirs naturels. Durant l’hiver, ces régions de haute altitude accumulent la neige. Puis, au printemps et en été, le manteau neigeux accumulé fond et contribue de manière importante au niveau d’eau de nombreux cours d’eau et lacs du pays (chapitre 5). Malgré l’importance de cette ressource, les changements passés et futurs du manteau neigeux y sont plus incertains qu’ailleurs (voir ci-dessous et la section 6.2.5).

Les tendances de distribution de la neige dans les régions montagneuses peuvent être particulièrement complexes et varier sur des échelles beaucoup plus petites que dans les régions non montagneuses (Baba et al., 2019; Blöschl, 1999). Cette complexité découle du grand nombre de processus pouvant avoir une incidence sur le manteau neigeux. Par exemple, l’accumulation et la fonte peuvent varier en fonction de l’altitude (les températures sont plus froides en haute altitude), de la pente, de l’ensoleillement ou de l’ombrage, de la nébulosité, de la présence ou de l’absence de végétation qui peut retenir la neige, ainsi que des conditions locales de vent et de précipitations (Clark et al., 2011). Au fil de la saison d’enneigement, le vent et les avalanches redistribuent la neige, créant des motifs saisonniers de neige profonde ou peu profonde qui influencent la chronologie et la durée de la fonte printanière (DeBeer et Pomeroy, 2009; Marsh et al., 2024). Ces processus peuvent agir indépendamment ou s’enchaîner de façon complexe (Marsh et al., 2024; Mott et al., 2018; Vionnet et al., 2021). Même si les changements climatiques ne modifient pas les caractéristiques physiques des montagnes, comme la pente ou l’exposition, ils peuvent modifier de nombreux facteurs connexes, notamment les conditions locales de vent, la hauteur et la distribution de la végétation, les précipitations et l’altitude à laquelle celles‑ci tombent sous forme de neige. La façon dont ces changements liés au climat se combineront pour influencer l’évolution du manteau neigeux demeure une question ouverte, qui limite la capacité des scientifiques à prévoir précisément les changements de la chronologie et de l’ampleur de la disponibilité de l’eau au printemps et en été (voir aussi le chapitre 5).

Dans l’ensemble, les types et les quantités de données disponibles pour les régions montagneuses sont plus limités, ce qui complique l’évaluation des changements passés par rapport aux régions non montagneuses (section 6.2.5). En l’absence de mesures directes, il est parfois possible de déduire les changements passés de la neige à partir des changements passés de la température ou des précipitations, plus abondamment documentés en altitude, ou encore à partir des changements de débit dans les cours d’eau alimentés par la fonte nivale, bien que cela comporte davantage d’incertitudes.

Les estimations des changements passés provenant de mesures directes, de données satellitaires et de réanalyses montrent généralement une diminution de la durée de manteau neigeux et de la quantité de neige dans les chaînes de montagnes nord‑américaines (figure 6.3) (R. D. Brown, Smith et al., 2021; Kunkel et al., 2016; Mote et al., 2018; Notarnicola, 2022; Räisänen, 2023). Les Rocheuses canadiennes constituent une exception notable, qui montrent plutôt une augmentation de la durée du manteau neigeux et de l’accumulation maximale au cours des quatre ou cinq dernières décennies. Les diminutions observées ailleurs concordent avec la forte influence de la température et avec le passage projeté vers une plus grande proportion de précipitations sous forme de pluie (Mankin et Diffenbaugh, 2015). Des données probantes supplémentaires de cette transition vers une augmentation de la proportion de précipitations sous forme de pluie proviennent de régions montagneuses hors de l’Amérique du Nord, où les diminutions d’accumulation de neige sont plus marquées et statistiquement significatives durant les saisons de transition et sous certaines altitudes (Bozzoli et al., 2024; Hock et al., 2019). En Amérique du Nord, on observe également un maximum d’équivalent en eau de la neige et une fonte plus précoces, accompagnés de changements correspondants dans les débits des cours d’eau dans la zone continentale des États‑Unis et dans certaines régions du Canada (Clow, 2010; Dudley et al., 2017; Elias et al., 2021; Whitfield et al., 2021). Bien que les mesures de la neige soient limitées dans les chaînes de montagnes au Canada, on sait que la température annuelle moyenne y a augmenté de 1950 à 2020, particulièrement en hiver dans les chaînes maritimes de l’extrême ouest de la Colombie‑Britannique et les chaînes intérieures du nord de la Colombie‑Britannique et du sud du Yukon (voir le tableau 5.1 dans McDowell et al., 2023).

Dans un climat plus chaud, l’accumulation maximale de neige devrait diminuer dans la plupart des régions d’Amérique du Nord (Shrestha et al., 2021), avec des pertes dépendant fortement de l’altitude, de la localisation et de la saison (Mortezapour et al., 2022; Rasouli et al., 2022; Sobie et Murdock, 2022; Sospedra-Alfonso et al., 2015). Les plus fortes diminutions sont projetées durant les saisons de transition et à moins de 2 000 m d’altitude, avec des pertes de 40 à 60 % d’ici la fin du siècle dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (Mortezapour et al., 2022). Aux altitudes élevées, les pertes seront moindres, mais les épisodes de fonte hivernale devraient augmenter en raison de redoux plus fréquents (Scaff et al., 2024) et d’épisodes de pluie sur neige (Musselman et al., 2018). Ces changements modifieront la chronologie et la vitesse de la fonte saisonnière (Musselman et al., 2017) et auront des répercussions sur la disponibilité et la prévisibilité des ressources en eau (voir également le chapitre 5) (Dibike et al., 2018; Dibike, Shrestha et al., 2021; Wieder et al., 2022). Une augmentation des épisodes de pluie sur la neige en montagne au printemps devrait également accroître les risques d’inondation dans certaines régions du Canada (chapitre 5, section 5.7) (Brandt et al., 2022; Cho et al., 2021; Jiang et al., 2020; Vionnet et al., 2020).

6.2.5 : Lacunes dans les connaissances

1) Les estimations de la masse de neige passée sont plus incertaines que celles de l’étendue passée du manteau neigeux.
Les mesures propres aux sites de l’accumulation de neige (y compris l’épaisseur de neige, la densité de la neige et l’équivalent en eau de la neige) sont insuffisantes dans le temps et dans l’espace, ce qui limite leur capacité à représenter la masse totale de neige sur de vastes régions. Bien que l’équivalent en eau de la neige puisse également être estimé à partir de données d’hyperfréquences passives obtenues par satellite, ces estimations sont sensibles à la structure du manteau neigeux, et leur exactitude peut varier en fonction de la présence de neige mouillée ou de couches de glace, ainsi que de l’interférence causée par les arbres et les grandes plantes (Sandells et al., 2022). De plus, la résolution spatiale des estimations satellitaires de l’équivalent en eau de la neige est inférieure à celle des estimations de la présence de neige obtenues à l’aide de capteurs optiques. Ces limites augmentent l’incertitude entourant les observations satellitaires de l’accumulation de neige et accroissent la dépendance envers les ensembles de données simulées (par exemple, les données de réanalyse) pour estimer les changements passés. Malgré ces limites, des travaux récents ont réduit la dispersion des estimations et mieux évalué l’exactitude des différentes méthodes d’estimation de la masse de neige dans les régions non montagneuses de l’hémisphère Nord (Mortimer et al., 2024; Mudryk et al., 2025; Pulliainen et al., 2020).

2) Les estimations des changements passés et futurs de la neige sont plus incertaines pour les régions montagneuses qu’ailleurs.
Les observations propres aux sites en milieu montagneux sont rares dans l’espace et dans le temps comparativement aux autres régions (DeBeer et al., 2021; Vionnet et al., 2021). Elles sont particulièrement rares en haute altitude en raison des difficultés d’accès, des risques connexes et de la faible fiabilité des instruments soumis à des conditions extrêmes. Par conséquent, ces sites sont sous‑échantillonnés par rapport à ce qui serait nécessaire pour une validation efficace des modèles (DeBeer et al., 2021; Fang et al., 2019). Les limites des capteurs hyperfréquences passifs décrits dans la première lacune entraînent une précision si faible que les mesures de la masse de neige sont rarement tentées dans les régions montagneuses (Bormann et al., 2018). De plus, la résolution grossière d’autres types de données maillées (réanalyses ou modèles de neige) limite la capacité d’évaluer précisément les changements de l’accumulation de neige et de les relier à l’altitude et aux changements de température en fonction de l’altitude (voir l’encadré 2.1 dans Hock et al., 2019 pour une évaluation des rétroactions potentielles entre le réchauffement et l’altitude dans les régions montagneuses). Dans l'ensemble, l’incertitude concernant la masse de neige passée serait de deux à trois fois plus élevée en régions montagneuses qu’en régions non montagneuses (voir la figure 2 de Mudryk et al., 2025; Wrzesien et al., 2018).

Les projections sont également plus incertaines pour les régions montagneuses. La modélisation nivale y nécessite la prise en compte de chaînes de processus complexes qui peuvent souvent être négligées ailleurs (section 6.2.4). La résolution des modèles représente aussi une source importante d’incertitude, car elle a une incidence sur les estimations simulées de la neige passée et future. Pour les changements passés, les données de réanalyse à plus haute résolution ou les modèles dotés de nombreux niveaux de neige correspondent mieux aux observations disponibles (Marsh et al., 2024; Mudryk et al., 2025; Tesemma et al., 2024). Pour les changements futurs, la résolution peut avoir une incidence sur l’ampleur de la perte projetée. Par exemple, une résolution spatiale plus fine permet de mieux représenter les hautes altitudes (qui subissent moins de perte de neige), ce qui réduit les pertes projetées par rapport aux modèles à faible résolution (McCrary et al., 2022). Une résolution temporelle plus fine influence la représentation des processus de transition (par exemple, la fonte durant les épisodes de pluie sur neige). Cette incertitude a une incidence sur les projections relatives à l’approvisionnement en eau (chapitre 5).

3) Peu d’études offrent une projection des changements de la neige en milieu montagneux pour l’ensemble du Canada.
De nombreuses études régionales prévoient une évolution du manteau neigeux dans les Alpes européennes, dans les Andes en Amérique du Sud ou dans les chaînes côtières et les montagnes Rocheuses de l’ouest des États-Unis. En revanche, relativement peu d’études portent sur les régions montagneuses du Canada. Le réchauffement accru devrait réduire l’accumulation maximale de neige en montagne et augmenter la proportion de fonte se produisant en hiver. Cela modifiera la disponibilité et la prévisibilité des ressources en eau au Canada (Dierauer et al., 2019), mais les répercussions propres à chaque région sont peu quantifiées. La plupart des études menées à ce jour se fondent sur des scénarios d’émissions très élevées (SSP5-8.5 pour les études CMIP6 ou RCP8.5 pour les études CMIP5), alors que le scénario d’émissions intermédiaires (par exemple, SSP2-4.5) serait plus conforme aux politiques actuelles en matière d’émissions à l’échelle mondiale, et le scénario d’émissions faibles (par exemple, SSP1-2.6) correspondrait davantage aux objectifs de l’Accord de Paris (voir la section 3.3 du chapitre 3 pour plus de détails sur les scénarios d’émissions).

4) L’incertitude quant à l’ampleur régionale et mondiale des rétroactions de l’albédo de la neige et des forçages climatiques de courte durée demeure une source d’incertitude importante dans les projections de réchauffement et de perte de neige à l’échelle régionale.
Bien que la moyenne mondiale de l’étendue du manteau neigeux simulée par les modèles climatiques concorde avec les observations, les valeurs simulées par les différents modèles peuvent varier fortement (l’écart entre les valeurs simulées par tous les modèles est important) (Mudryk et al., 2020). En plus des biais dans les caractéristiques de la végétation, la variabilité des estimations de l’étendue du manteau neigeux simulées par les modèles contribue à la variabilité de la rétroaction de l’albédo de surface simulée par les modèles (Thackeray et al., 2021) et demeure une source d’incertitude dans les projections climatiques. Par exemple, des simulations régionales indiquent que la force de cette rétroaction peut exacerber le réchauffement local en milieu montagneux (Letcher et Minder, 2015; Walton et al., 2017). De plus, l’influence des particules absorbant la lumière, telles que la poussière, le carbone noir et les microbes, sur les changements passés du manteau neigeux demeure mal quantifiée dans plusieurs régions, ce qui constitue une autre source d’incertitude dans les projections de la neige à l’échelle régionale (Skiles et al., 2018).

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

Message clé 6.1 : La durée du manteau neigeux a diminué à l’échelle canadienne au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé). Elle a diminué de une à quatre semaines dans le nord du pays, le sud de l’Ontario et certaines régions de l’est du Canada, tandis qu’elle a augmenté de une à quatre semaines dans le centre du Canada (degré de confiance moyen). Cette variabilité régionale se reflète également dans les changements observés au cours des quatre dernières décennies dans les accumulations maximales de neige (degré de confiance élevé).

Message clé 6.2 : La durée du manteau neigeux devrait diminuer à l’échelle canadienne et les accumulations maximales de neige devraient diminuer dans la majeure partie du pays avec le réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Contrairement au reste du Canada, les régions occidentales et centrales du nord du Canada devraient connaître des accumulations maximales de neige plus importantes en raison de chutes de neige plus abondantes, malgré une saison d’enneigement plus courte (degré de confiance moyen).

Message clé 6.3 : Les données historiques et les changements observés du manteau neigeux sont plus incertains dans les régions montagneuses que dans les autres régions (degré de confiance élevé). Dans un climat plus chaud, les régions montagneuses devraient connaître une accumulation de neige moindre et davantage d’épisodes de fonte en plein hiver, ce qui réduira la prévisibilité des ressources en eau au Canada et modifiera leur disponibilité (degré de confiance élevé).

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car la plupart des études d’attribution portent sur l’évolution du manteau neigeux dans l’ensemble de l’hémisphère Nord. Malgré l’absence d’études d’attribution formelles propres au Canada, nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur le manteau neigeux au Canada (section 6.2.2).

En ce qui concerne le message clé 6.1, les changements évalués (durée du manteau neigeux et accumulation maximale de neige) sont fondés sur un ensemble diversifié de sources qui concordent généralement entre elles et qui s’alignent sur les attentes modélisées relatives aux changements climatiques à l’échelle de l’hémisphère Nord. Lorsque des divergences régionales sont observées (par exemple, l’augmentation de la durée du manteau neigeux dans le centre du Canada), elles sont corroborées par d’autres observations au sol et analyses satellitaires indépendantes effectuées sur des périodes similaires. L’accord global entre diverses sources, hormis un ensemble identifiable de données divergentes pour des raisons établies (encadré 6.2), soutient notre degré de confiance élevé dans les changements passés de la durée du manteau neigeux dans l’ensemble du Canada et dans l’existence d’une variabilité régionale dans les accumulations maximales de neige. Notre degré de confiance moyen dans les changements de la durée du manteau neigeux pour certaines régions du Canada reflète la spécificité accrue des changements en fonction de l’endroit et de l’ampleur.

En ce qui concerne le message clé 6.2, le degré de confiance très élevé à l’égard des projections de la durée du manteau neigeux et de l’accumulation maximale de neige résulte d’un consensus solide entre plusieurs générations de modèles climatiques quant au déclin de l’étendue et de la durée du manteau neigeux, ainsi que de l’équivalent en eau de la neige annuel maximal du manteau neigeux, conformément à ce qui est illustré à la figure 6.5 et à une bonne compréhension physique des facteurs à l’origine de ces changements. Pour les régions où une augmentation de l’accumulation maximale est projetée, les facteurs à l’origine de cette augmentation sont bien compris, mais les modèles s’entendent moins au sujet de l’emplacement exact de la limite entre les hausses et les baisses. C’est pourquoi nous avons un degré de confiance moyen quant aux endroits où l’accumulation maximale de neige augmentera.

En ce qui concerne le message clé 6.3, l’incertitude quant aux données historiques sur le manteau neigeux en montagne résulte de nombreux facteurs : le nombre limité d’observations propres aux sites, la faible précision des capteurs hyperfréquences passifs en milieu montagneux, les limites de résolution des données simulées ainsi qu’une compréhension limitée des autres processus importants pour modéliser avec précision la distribution de la neige dans ces régions ou une capacité limitée à représenter ces processus dans les modèles (section 6.2.4). Puisque chacun de ces facteurs entraîne une incertitude, nous avons un degré de confiance élevé dans l’incertitude concernant les accumulations et la distribution passées de la neige en montagne. Les mêmes facteurs entraînent également une certaine incertitude quant aux changements passés de l’accumulation de neige en montagne, en particulier par rapport aux régions non montagneuses. Cependant, dans le cas des changements passés de l’accumulation de neige, ceux-ci peuvent également être déduits des mesures de la température, des précipitations et du débit des cours d’eau, fondées sur une compréhension des processus qui relient ces variables à l’accumulation de neige. Cette compréhension des processus signifie également qu’il y a beaucoup moins d’incertitude quant à l’orientation attendue (sinon à l’ampleur) des changements futurs du manteau neigeux dans un climat en réchauffement. La forte influence de la température sur la fonte directe et sur la proportion des précipitations qui tombent sous forme de pluie nous permet d’avoir un degré de confiance élevé relatif à une diminution de l’accumulation de neige dans les régions montagneuses. De même, notre compréhension du lien entre la disponibilité de l’eau et la fonte ainsi que l’extrapolation à partir des changements passés dans la zone continentale des États-Unis (où les régions montagneuses sont surveillées de plus près qu’au Canada) nous permettent d’affirmer avec un degré de confiance élevé que la diminution de l’accumulation de neige réduira la prévisibilité des ressources en eau et modifiera la disponibilité de celles‑ci.

6.3 : Glace de mer

Message clé 6.4 : La couverture de glace de mer a diminué dans les eaux canadiennes au cours des quatre à cinq dernières décennies (degré de confiance très élevé). Les régions autrefois couvertes de glace de mer épaisse et pluriannuelle sont maintenant recouvertes de glace saisonnière plus mince qui fond chaque été (degré de confiance très élevé). La couverture de glace fixe, qui constitue un habitat pour les espèces sauvages et revêt une grande importance pour le transport, la chasse et la culture des communautés nordiques, a également diminué dans l’Arctique canadien et la région de la baie d’Hudson (degré de confiance élevé).

Message clé 6.5 : Le transport de glace de mer depuis le centre de l’océan Arctique vers les eaux de l’Arctique canadien a augmenté au cours des deux dernières décennies et demie (degré de confiance élevé). Ce transport accru de glace de mer hors du centre de l’océan Arctique réduit les réserves de glace épaisse et pluriannuelle, tandis que l’arrivée correspondante de glace pluriannuelle dans le sud de l’Arctique canadien, notamment dans le passage du Nord-Ouest, crée des conditions dangereuses pour la navigation.

Message clé 6.6 : La période sans glace de mer devrait continuer de s’allonger dans les eaux de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Dans les régions où la glace de mer est saisonnière, le nombre de jours sans glace devrait augmenter d’environ un mois par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale, avec des hausses plus modestes dans la mer du Labrador et plus importantes dans la mer de Beaufort (degré de confiance moyen). Le transport de glace pluriannuelle vers le passage du Nord-Ouest devrait se poursuivre après le milieu du siècle, limitant ainsi la saison de navigation (degré de confiance moyen).

Les changements induits par le climat qui modifient la glace de mer ont des répercussions sur les écosystèmes locaux partout dans l’Arctique ainsi que sur les déplacements, les activités de chasse et de pêche et d’autres aspects de la vie, des moyens de subsistance, des pratiques culturelles et des activités économiques des résidents du Nord (Ford et al., 2019; Fuentes et al., 2020; Galappaththi et al., 2019; Lannuzel et al., 2020). La perte de glace de mer entraîne également une hausse de la hauteur des vagues, car le vent peut souffler sur de plus grandes zones d’eau libre (phénomène connu sous le nom d’augmentation du fetch), ce qui augmente l’érosion côtière, souvent avec des conséquences graves pour les populations locales (chapitre 7) (Casas‐Prat et Wang, 2020). Les données satellitaires montrent des diminutions spectaculaires de l’étendue de la glace de mer arctique^{Note de bas de page 3} au cours des 40 dernières années et plus (Comiso et al., 2017; Parkinson et DiGirolamo, 2021; Stroeve et Notz, 2018). Le niveau record extrêmement bas de l’étendue de la glace de mer arctique observé en 2012 n’aurait pas été possible sans les changements climatiques découlant de l’activité humaine (Kirchmeier-Young et al., 2017). Ces diminutions récentes se démarquent aussi des changements au cours des 150 dernières années fondés sur les reconstitutions historiques (Walsh et al., 2017) et, encore davantage, des changements sur plus de 1 000 ans selon les observations paléoclimatiques (Kinnard et al., 2011).

L’épaisseur moyenne de la glace dans l’océan Arctique a diminué de deux mètres, soit environ 66 %, entre 1958 et 2018 (Kwok, 2018). La glace pluriannuelle épaisse, autrefois dominante et capable de survivre à un été complet de fonte, a été largement remplacée par de la glace saisonnière plus mince qui fond entièrement durant l’été (Comiso, 2012; Maslanik et al., 2011; Tschudi et al., 2020). Cette transition de la glace pluriannuelle à la glace saisonnière ne s’est pas produite graduellement. Au contraire, la plupart des changements sont associés à deux étapes distinctes (Babb et al., 2023). La première s’est produite entre 1988 et 1989, lorsqu’une anomalie de la circulation atmosphérique hivernale (un modèle d’oscillation arctique fortement positif; Thompson et Wallace, 1998) a exporté une grande quantité de glace pluriannuelle hors de l’océan Arctique par le détroit de Fram (Rigor et Wallace, 2004). La seconde s’est produite entre 2006 et 2008, lorsqu’une exportation de glace pluriannuelle par les détroits de Fram et de Nares (Kwok et al., 2010; Nghiem et al., 2007), combinée à une fonte amplifiée par l’albédo (Perovich et al., 2007), a encore réduit les réserves de glace pluriannuelle dans l’océan Arctique. Ces deux étapes ont rendu la glace de mer arctique restante plus vulnérable, car la glace saisonnière dérive plus rapidement et fond plus facilement (Perovich et Polashenski, 2012; Rampal et al., 2011; Stroeve et al., 2012; Tandon et al., 2018; F. Zhang et al., 2023). Au cours des dernières décennies, même la glace pluriannuelle la plus épaisse et la plus résistante, qui se trouve au nord de l’archipel arctique canadien et du Groenland (également connue sous le nom de « dernière zone de glace »), a commencé à montrer des signes de déclin (G. W. K. Moore et al., 2019; G. W. K. Moore, Howell et Brady, 2021).

Dans les régions de l’Arctique où la glace de mer est déjà saisonnière, les modèles climatiques de pointe prévoient un allongement d’environ un mois de la période sans glace pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale (Barnhart et al., 2016; Crawford et al., 2021). Ils prévoient aussi que le centre de l’océan Arctique passera d’une couverture de glace majoritairement pluriannuelle à une couverture principalement saisonnière qui fondra entièrement à la fin de l’été si les émissions se poursuivent. En septembre, mois où l’étendue de la glace de mer est à son minimum, les projections montrent une étendue inférieure à un million de kilomètres carrés avec une hausse de la température moyenne mondiale de seulement 1,8 °C, ce qui pourrait se produire d’ici le milieu du siècle (Jahn et al., 2024; Notz et SIMIP Community, 2020; Sigmond et al., 2018). Avec la poursuite du réchauffement, les modèles climatiques prévoient que la glace de mer restante deviendra plus mobile en hiver (Ward et Tandon, 2024), qu’elle continuera de s’amincir en hiver (Y. J. Lee et al., 2023; Notz et SIMIP Community, 2020), et que le manteau neigeux sur cette glace de mer s’amincira (Webster et al., 2021).

L’allongement de la période sans glace est particulièrement important pour les communautés nordiques de l’Arctique canadien (étude de cas 6.2), l’industrie extractive et le transport maritime dans l’Arctique (encadré 6.3). Plus précisément, le passage du Nord‑Ouest traverse l’Arctique canadien et constitue un lien plus court entre les océans Atlantique et Pacifique que la route maritime du Nord, qui longe la côte nord de l’Eurasie. Les activités maritimes ont déjà connu une augmentation considérable dans l’Arctique canadien depuis les années 1990 (Dawson et al., 2018; Pizzolato et al., 2014), en lien avec une diminution de l’étendue de la glace de mer et d’une saison de fonte plus longue (Howell et Brady, 2019; Howell et al., 2009). L’intérêt relatif à l’utilisation pratique du passage du Nord-Ouest croît à mesure que les modèles climatiques prévoient la poursuite du déclin de la couverture de glace de mer (Mudryk et al., 2021; L. C. Smith et Stephenson, 2013). Cet intérêt est renforcé par l’incertitude politique entourant l’utilisation de la route maritime du Nord le long de la côte arctique russe (X. Li et Lynch, 2023; Vylegzhanin et al., 2020).

Bien que les changements passés et futurs de la glace de mer à l’échelle de l’Arctique soient spectaculaires, la variabilité régionale est importante (Laliberté et al., 2016; Onarheim et al., 2018). Les régions de glace de mer au Canada comprennent des portions de l’océan Arctique où la glace de mer peut circuler librement (la région occidentale de l’Arctique et de la mer de Beaufort), ainsi que les voies navigables étroites de l’archipel arctique canadien où la glace est fixée au rivage une grande partie de l’année. Sur la côte est, plus tempérée, et dans la baie d’Hudson, la glace fond entièrement au printemps et se reforme à l’automne.

6.3.1 : Changements passés

6.3.1.1 : Zone de glace de mer

De façon générale, la zone de glace de mer correspond à la superficie totale d’une région océanique donnée couverte par la glace. Le Service canadien des glaces produit des cartes numériques des glaces depuis 1968, ce qui constitue une série de plus de 50 ans de données sur la zone totale de glace de mer (glace de tout type ou épaisseur), la zone de glace pluriannuelle (glace classée comme pluriannuelle) et la zone de glace fixe (glace classée comme étant fixée au rivage) dans les eaux canadiennes. Les cartes des glaces sont créées par des experts qui évaluent la présence et le type de glace de mer dans les eaux canadiennes à partir d’un éventail d’ensembles de données : images satellitaires (par exemple, RADARSAT, un radar imageur canadien utilisé comme source principale depuis 1995), observations de surface, rapports aériens et maritimes, et résultats de modèles opérationnels (Tivy et al., 2011). Cette série de cartes des glaces est presque dix ans plus longue et offre des estimations plus précises de la zone de glace de mer dans les eaux canadiennes que les données satellitaires d’hyperfréquences passives (Agnew et Howell, 2003), même si une part d’incertitude découle de l’interprétation humaine (Cheng et al., 2020). Nous utilisons cette série de cartes pour analyser les changements dans trois régions des eaux canadiennes, définies dans la section 6.3.1.1 comme le domaine de l’Arctique canadien, le domaine de la baie d’Hudson et le domaine de la côte est du Canada (figure 6.6). L’Arctique canadien contient presque toute la glace pluriannuelle présente dans les eaux canadiennes et possède la plus longue durée annuelle de couverture de glace. La durée annuelle de la couverture de glace est plus courte dans la région de la baie d’Hudson, tandis que la côte est n’a de la glace que durant l’hiver et demeure libre de glace le reste de l’année. Étant donné ces caractéristiques, la zone de glace de mer en hiver est un meilleur indicateur de l’évolution de la glace de mer dans le domaine de la côte est du Canada, tandis que la zone de glace de mer en été est un meilleur indicateur de l’évolution de la glace de mer dans les domaines de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson.

Faits saillants de la figure : Les changements de la zone, de l’épaisseur et du transport de la glace de mer ont été calculés selon des régions et des endroits définis au Canada.

Titre de la figure : Régions et endroits au Canada servant au calcul des changements de la zone, de l’épaisseur et du transport de la glace de mer

Figure 6.6 : Illustration de trois régions de glace de mer dans les eaux canadiennes, ainsi que de leurs sous-régions. Les trois régions sont : le domaine de l’Arctique canadien (bleu), le domaine de la baie d’Hudson (orange) et le domaine de la côte est du Canada (vert). Les sous‑régions sont séparées par des lignes noires et étiquetées. Les tendances relatives à la zone de glace de mer sont calculées pour les trois domaines et leurs sous‑régions. Les cercles jaunes indiquent les endroits où sont effectuées des mesures à long terme de l’épaisseur de la glace. Les points rouges indiquent les endroits où le transport de la glace de mer entrant dans les eaux canadiennes est calculé.

La zone totale de glace de mer a considérablement diminué dans toutes les sous‑régions des eaux canadiennes depuis 1968 (figure 6.7), les plus fortes diminutions se produisant en été dans le détroit d’Hudson (14,2 % par décennie). Les tendances représentent les changements moyens, car les variations interannuelles sont importantes (figure 6.8) en raison de la combinaison de la variabilité climatique interne (variation naturelle de l’atmosphère et de l’océan) et du forçage climatique externe (en particulier les émissions de gaz à effet de serre). Cette variabilité climatique interne élevée peut masquer les tendances à long terme à l’échelle d’une décennie ou deux. Par exemple, la tendance de l’étendue de la glace de mer à l’échelle de l’Arctique est relativement stable depuis 2007, mais cela ne signifie pas que les répercussions des changements climatiques ont cessé (England et al., 2025; Stern, 2025).

Faits saillants de la figure : La zone de glace de mer de tous types a diminué dans les eaux canadiennes.

Titre de la figure : Tendances passées de la zone de glace de mer selon les régions et types de glace

Figure 6.7 : Tendances passées de la zone totale de glace de mer, de la zone de glace pluriannuelle et de la zone de glace fixe pour les sous‑régions des eaux canadiennes. Les couleurs principales (bleu, orange, vert) permettent de distinguer les trois grands domaines (régions); les teintes indiquent les types de glace. Voir la figure 6.6 pour les limites des domaines et sous‑régions. Les tendances relatives à la zone totale de glace de mer et à la zone de glace pluriannuelle couvrent la période de 1968 à 2023; les tendances relatives à la zone de glace fixe couvrent la période de 1984 à 2023. Tous les changements présentés ont un seuil de signification statistique de 5 % (ce qui signifie qu’il y a 5 % de chances ou moins de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Source des données : Archives du Service canadien des glaces (2021).

Dans l’Arctique canadien, la glace pluriannuelle a également fortement diminué (figure 6.7). Les diminutions les plus importantes se trouvent dans la sous‑région du bassin Foxe et des bras de mer de l’île de Baffin dans l’Arctique canadien (17,5 % par décennie), où il n’existe pratiquement plus de glace pluriannuelle depuis 1994 (données non illustrées). La perte dans la mer de Beaufort est également élevée (8,4 % par décennie), reflétant les changements de la circulation de la glace de mer à l’échelle de l’Arctique. Historiquement, la mer de Beaufort était un passage clé transportant la glace pluriannuelle depuis le centre vers l’est de l’océan Arctique, distribuant ainsi la glace pluriannuelle sur une région plus vaste. Entre 1981 à 2005, plus de 90 % de la glace pluriannuelle passant dans la mer de Beaufort survivait à la saison de fonte (Maslanik et al., 2011). Cependant, en comparant les données des périodes de 2017 à 2021 et de 1997 à 2001, on observe que la mer de Beaufort est devenue une zone importante de perte de glace pluriannuelle et que très peu de glace arrive maintenant à atteindre l’est de l’océan Arctique (Babb et al., 2022). En fait, la mer de Beaufort est devenue presque libre de glace à la fin des saisons de fonte en 2012 et 2016 (Babb et al., 2016, 2019). Aujourd’hui, la mer de Beaufort représente 26 % de la perte de glace pluriannuelle par fonte à l’échelle de l’Arctique, alors qu’elle ne constitue que 14 % de l’océan Arctique (Regan et al., 2023).

Le taux de diminution de la zone totale de glace de mer et de la zone de glace pluriannuelle est plus faible dans plusieurs sous‑régions de l’archipel arctique canadien (par exemple, les îles de la Reine‑Élisabeth et les voies du passage du Nord‑Ouest). Cela s’explique par les processus de reconstitution de la glace pluriannuelle qui y persistent. La glace pluriannuelle provenant de l’océan Arctique s’accumule en continu contre la côte nord des îles de la Reine‑Élisabeth sous l’effet du tourbillon de Beaufort, principalement anticyclonique (dans le sens des aiguilles d’une montre), avant de pénétrer dans l’archipel arctique canadien durant la saison de fonte (Howell et al., 2013; Kwok, 2006). Dans cet archipel, la glace pluriannuelle peut aussi se former lorsque la glace saisonnière de première année survit à la fonte estivale (Alt et al., 2006; Howell et al., 2009; Melling, 2002). Bien que la reconstitution de la glace pluriannuelle dans l’archipel arctique canadien se poursuive jusqu’à présent (d’après les données disponibles pour la période de 1968 à 2020), la quantité de glace de première année qui persiste pour devenir pluriannuelle a diminué de 47 % depuis 2007, et la quantité de glace pluriannuelle entrant dans l’archipel arctique canadien a diminué de 22 % par rapport à la période de 1968 à 2006. Ensemble, ces changements ont entraîné une baisse notable de la zone de glace pluriannuelle dans l’ensemble de l’archipel arctique canadien depuis 2007 (Howell, Babb, Landy et Brady, 2023).

La glace de mer fixe est définie comme étant la « glace de mer qui reste fixe le long de la côte, attachée au rivage, à un mur de glace, à une falaise de glace, ou à des hauts‑fonds, ou piégée entre des icebergs échoués » (Armstrong, 1972). Elle est essentielle aux communautés nordiques de l’Arctique canadien pour le transport, la chasse, la culture, et constitue un habitat pour les espèces sauvages (Cooley et al., 2020; Laidler et al., 2010). Les données types sur la glace fixe de 1991 à 2002 ont été incluses pour la première fois dans la dernière publication du Service canadien des glaces (2021). Ces données ont fait l’objet d’un contrôle de qualité par le Service canadien des glaces et ont permis de calculer les tendances estivales en pourcentage par décennie pour la période de 1984 à 2023 (figure 6.7). La zone de glace fixe a considérablement diminué dans toutes les sous‑régions de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson, allant de -5,7 % par décennie dans la région des îles de la Reine‑Élisabeth à -20,8 % par décennie le long de la côte nord du Labrador. Ces diminutions sont cohérentes avec une débâcle plus précoce et à une prise de glace plus tardive dans l’Arctique canadien (Galley et al., 2012; Lam et al., 2023).

Dans le domaine de la côte est du Canada, la zone de glace de mer a également diminué en hiver (figure 6.7). Pour l’ensemble du domaine, la diminution entre 1969 et 2023, déterminée à partir des cartes des glaces du Service canadien des glaces, est de 8,7 % par décennie (figure 6.8). Les taux varient toutefois selon les sous‑régions : golfe du Saint-Laurent (-9,3 % par décennie); eaux de l’est de Terre‑Neuve (-11,9 % par décennie); sud de la mer du Labrador (-5,7 % par décennie) (figure 6.7). La variabilité interannuelle y est très importante (figure 6.8), influencée principalement par la température de l’air et les vents (Deser et Teng, 2008; Galbraith et al., 2024; Peterson et al., 2015).

Faits saillants de la figure : Des fluctuations interannuelles et un déclin global de la zone de glace de mer sont observés dans les trois domaines de glace de mer évalués.

Titre de la figure : Fluctuations interannuelles de la zone totale de glace de mer dans trois domaines de glace de mer

Figure 6.8 : Fluctuations interannuelles de la zone de glace de mer, représentées par des cercles rouges pour les trois grands domaines (régions; définis à la figure 6.6.) dans les eaux canadiennes. La zone de glace de mer est fondée sur les données d’été pour les domaines de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson et sur les données d’hiver pour le domaine de la côte est du Canada. Les lignes noires pointillées montrent les tendances moyennes. Source des données : Archives du Service canadien des glaces (2021).

6.3.1.2 : Épaisseur de la glace de mer

Les estimations satellitaires de l’épaisseur de la glace de mer dans l’Arctique proviennent de capteurs qui mesurent la hauteur entre le dessus de la glace de mer et la surface de l’océan (Kacimi et Kwok, 2022; Kwok, 2018; Landy et al., 2022; Tilling et al., 2015). Les principaux satellites dotés d’altimètres sont CryoSat-2 de l’Agence spatiale européenne et les satellites ICESat-1 et ICESat-2 de la NASA. Ces satellites permettent d’estimer l’épaisseur de la glace dans plusieurs régions de l’Arctique canadien, notamment la baie d’Hudson (Babb et al., 2021; Kirillov et al., 2020; Landy et al., 2017), la baie de Baffin (Glissenaar et al., 2023; Landy et al., 2017) et la mer de Beaufort (Babb et al., 2019, 2020). Pour la période de 1996 à 2020, les observations satellitaires indiquent un amincissement moyen de la glace de mer de 8,2 cm par décennie dans l’Arctique canadien, à l’exception de la baie d’Hudson (Glissenaar et al., 2023). Des tendances négatives ont également été observées dans la baie d’Hudson et la baie de Baffin pour la période de 2003 à 2009, mais elles n’étaient pas statistiquement significatives (Landy et al., 2017).

Des mesures manuelles de l’épaisseur de la glace fixe sont effectuées régulièrement dans de nombreuses stations côtières de l’Arctique canadien depuis les années 1950 (R. D. Brown et Cote, 1992). Ces données sont contrôlées et archivées par le Service canadien des glaces. Bien que la plupart des stations aient cessé leurs mesures dans les années 1990, celles d’Alert, d’Eureka, de Resolute et de Cambridge Bay demeurent actives (figure 6.6) et possèdent maintenant des séries chronologiques dépassant 60 ans, parmi les plus longues au monde pour l’épaisseur de la glace arctique. L’analyse de l’épaisseur maximale annuelle à long terme constitue un indicateur essentiel de la variabilité et des changements.

Des diminutions importantes de l’épaisseur maximale annuelle de la glace fixe (figure 6.9) ont été observées au cours des 60 dernières années : Cambridge Bay (-4,5 cm par décennie), Eureka (-4,4 cm par décennie) et Alert (-5 cm par décennie). La tendance à Resolute est aussi à la baisse, mais non significative (de 1950 à 2023). Dans l’ensemble, ces quatre stations indiquent que l’épaisseur maximale de la glace est atteinte plus tôt dans l’année (Howell et al., 2016). Comparées à d’autres séries longues publiées, ces diminutions sont comparables à celles observées le long de la côte sibérienne (-3,3 cm par décennie) (Polyakov et al., 2010), mais plus faibles que celles dans la mer de Barents (-11 cm par décennie) (Gerland et al., 2008). Une extrapolation indique qu’en 60 ans et plus, l’épaisseur de la glace fixe de l’Arctique canadien a diminué d’environ 22 à 34 cm.

Faits saillants de la figure : L’épaisseur maximale de la glace fixe a diminué dans les stations arctiques canadiennes depuis 60 ans.

Titre de la figure : Épaisseur maximale annuelle de la glace à quatre stations de mesure dans l’Arctique canadien

Figure 6.9 : Séries chronologiques de l’épaisseur maximale annuelle de la glace fixe (cm/décennie) à Eureka, Alert, Resolute et Cambridge Bay pour la période de 1958 à 2023. Voir la figure 6.6 pour l’emplacement des stations. Source des données : Archives du Service canadien des glaces (2021).

Les communautés inuites de l’Arctique canadien surveillent également l’épaisseur de la glace fixe dans le cadre de programmes de surveillance communautaires. Par exemple, le programme SmartICE permet de combiner le savoir autochtone avec la cartographie satellitaire et la technologie de télédétection pour suivre l’évolution saisonnière de la glace locale (étude de cas 6.2). D’autres programmes dirigés par les Inuits ont contribué à prolonger d’anciens ensembles de données interrompus de l’épaisseur de la glace fixe. Par exemple, le gouvernement du Nunatsiavut surveille l’épaisseur de la neige et de la glace à deux stations communautaires près de Nain depuis 2009. En combinant ces données avec celles du Service canadien des glaces recueillies de 1961 à 1984 à Hopedale, on obtient une série chronologique plus longue (figure 6.10). Comme les deux communautés présentent une épaisseur maximale de glace fixe similaire au fil des ans (Nunatsiavut Research Centre, communication personnelle), la série combinée indique une diminution de plus de 30 cm de l’épaisseur maximale depuis 70 ans.

Faits saillants de la figure : La surveillance communautaire a permis de prolonger les séries sur l’épaisseur de la glace fixe afin d’en faire des indicateurs de changement à long terme.

Titre de la figure : Épaisseur maximale annuelle de la glace mesurée à deux périodes près de Nain et Hopedale, au Labrador

Figure 6.10 : Séries chronologiques de l’épaisseur maximale saisonnière de la glace (en cm/décennie) au Labrador. Les points rouges correspondent aux mesures à Hopedale entre 1961 et 1984, incluses dans les archives du Service canadien des glaces (2021); les points bleus correspondent aux mesures à Nain entre 2009 et 2023, obtenues dans le cadre d’un programme de surveillance communautaire. Source des données : Programme de surveillance de la glace de mer du Nunatsiavut, gouvernement du Nunatsiavut.

La dernière zone de glace se trouve dans le nord du Groenland et de l’archipel arctique canadien (figure 6.2). La glace de mer formée ailleurs dans l’océan Arctique converge vers cette zone et s’accumule contre les côtes nord de ces îles. Il s’agit donc de la région contenant la glace pluriannuelle la plus ancienne et la plus épaisse de l’Arctique. La glace pluriannuelle de la dernière zone de glace devrait persister plus longtemps qu’ailleurs dans l’Arctique, offrant ainsi un refuge aux espèces dépendantes de la glace (R. Newton et al., 2021). Toutefois, cette zone montre désormais des signes de changement. Son volume de glace diminue à un rythme deux fois plus rapide que celui de l’ensemble de l’océan Arctique (G. W. K. Moore et al., 2019). De plus, des polynies (zones d’eau libre dans la glace) y ont été observées pour la première fois dans la partie est au printemps 2018 (Ludwig et al., 2019; G. W. K. Moore et al., 2019) et dans la partie ouest en mai 2020 (G. W. K. Moore, Howell, et Brady, 2021). Enfin, les plus faibles concentrations de glace de mer observées ont été mesurées dans la partie est durant l’été 2020 (Schweiger et al., 2021). Ces événements récents suggèrent que la glace pluriannuelle dans la dernière zone de glace pourrait être moins résiliente dans un Arctique plus chaud, et que de tels événements pourraient donc devenir plus fréquents.

6.3.1.3 : Transport de la glace de mer dans l’Arctique canadien

Le transport de la glace de mer entre les régions (flux de la zone de glace de mer) est un élément clé du système marin arctique. Plus précisément, la glace de mer est transportée depuis l’océan Arctique vers l’archipel arctique canadien, puis dans les détroits de Fram et de Davis vers l’océan Atlantique Nord, où elle fond et apporte de l’eau douce à l’océan mondial (Kwok, 2004, 2009). Les principaux passages permettant le transport de la glace de mer de l’océan Arctique vers l’Arctique canadien sont le golfe d’Amundsen, le détroit de M’Clure, les îles de la Reine-Élisabeth et le détroit de Nares. Les îles de la Reine-Élisabeth et le détroit de Nares sont particulièrement importants, car la glace située au nord de ces régions est la plus ancienne et la plus épaisse de l’Arctique (Landy et al., 2022; Maslanik et al., 2011; Ryan et Münchow, 2017; Tschudi et al., 2020). Le transport de la glace dans ces passages est limité par la formation d’arches de glace dans les détroits en hiver. Toutefois, des études récentes montrent que les arches dans le détroit de Nares et celles entourant les îles de la Reine-Élisabeth se sont détériorées au cours des 20 dernières années ou plus, ce qui a entraîné une augmentation du transport de la glace depuis l’océan Arctique vers l’Arctique canadien (Howell et Brady, 2019; G. W. K. Moore, Howell, Brady et al., 2021; Vincent, 2019). Entre 1997 et 2023, la quantité de glace de mer transportée a augmenté de 1 029 km²/année pour les îles de la Reine-Élisabeth et de 6 062 km²/année pour le détroit de Nares (figure 6.11). La série chronologique pour le détroit de Nares est particulièrement frappante, avec des valeurs élevées ces dernières années. Ces valeurs élevées sont associées au comportement anormal des arches de glace, notamment un effondrement précoce en mai 2017 (G. W. K. Moore et McNeil, 2018) et une absence totale de formation d’arches en 2019 (G. W. K. Moore, Howell, Brady et al., 2021).

Faits saillants de la figure : Le transport de la glace depuis le centre de l’océan Arctique vers l’Arctique canadien a augmenté au cours des deux dernières décennies.

Titre de la figure : Changements dans le transport de la glace de mer (flux de la zone de glace de mer) vers l’Arctique canadien par deux passages différents.

Figure 6.11 : Séries chronologiques du transport annuel de la glace de mer (flux de la zone de glace de mer) dans la région des îles de la Reine-Élisabeth et le détroit de Nares entre 1998 et 2023. Les moyennes sont calculées à partir des données recueillies de septembre à août pour le détroit de Nares et de mai à novembre pour les îles de la Reine-Élisabeth (peu de transport ayant lieu de décembre à avril). Source des données : Données sur les îles de la Reine-Élisabeth mises à jour à partir de Howell, Babb, Landy, Moore et al. (2023); Howell et Brady (2019); G. W. K. Moore, Howell, Brady et al. (2021). Données sur le détroit de Nares mises à jour à partir de Kwok et al. (2010).

L’augmentation du transport de la glace depuis l’océan Arctique par ces passages aura plusieurs conséquences. Elle peut avoir une incidence sur la circulation méridienne de retournement de l’Atlantique (chapitre 4, section 4.9) en ajoutant davantage d’eau douce dans l’Atlantique Nord (Aagaard et Carmack, 1989; Carmack et al., 2015; Gregory et al., 2005). Elle crée des conditions dangereuses pour les navires qui empruntent le passage du Nord-Ouest (encadré 6.3) (Fol et al., 2025; Haas et Howell, 2015; Howell, Babb, Landy et Brady, 2023; Melling, 2002). La glace transportée vers le sud dans le détroit de Nares a atteint la côte est de Terre-Neuve, y créant également des conditions dangereuses (Barber et al., 2018). Enfin, l’augmentation du transport de la glace depuis le centre de l’océan Arctique réduit les réserves de glace la plus ancienne et la plus épaisse de l’Arctique (situées dans la dernière zone de glace, dans le nord de l’archipel arctique canadien et du Groenland).

6.3.2 : Causes des changements passés

Les diminutions observées dans la zone, l’épaisseur et le volume de la glace de mer arctique résultent d’une combinaison de réchauffement planétaire d’origine humaine à long terme et de variations naturelles de l’atmosphère et de l’océan, telles que la variabilité climatique interne. Par exemple, l’accélération du déclin de la concentration de glace de mer d’août à octobre dans les mers de Sibérie orientale, des Tchouktches et de Beaufort au début du XXI^e siècle peut être attribuée en partie à une anomalie de la circulation atmosphérique favorisant le transport de chaleur et d’humidité vers l’Arctique depuis le Pacifique Nord (J. Liu et al., 2021; S. Zhang et al., 2020). À plus long terme, la variabilité interne de la température de surface de l’océan Pacifique (Baxter et al., 2019; X.‑Y. Yang et al., 2020) et de l’océan Atlantique (Castruccio et al., 2019) peut influencer les tendances de la glace de mer arctique sur plusieurs décennies, souvent en modulant le transport d’énergie atmosphérique vers l’Arctique (He et al., 2024; Topál et al., 2020). Par exemple, si l’Atlantique Nord est plus chaud que la normale en hiver, les vents soufflant de l’Atlantique vers l’Arctique transportent une masse d’air plus chaude et plus humide, rendant l’Arctique plus chaud et plus nuageux et ralentissant la croissance de la glace de mer (He et al., 2024). Après avoir pris en compte ces facteurs, les études de modélisation concluent que le réchauffement planétaire à long terme est responsable d’environ 50 à 60 % du déclin observé depuis 1979 de l’étendue ou de la superficie de la glace de mer arctique (par exemple, Ding et al., 2019; Kay et al., 2011; Notz et Marotzke, 2012; Notz et Stroeve, 2016; Stroeve et al., 2007). À l’échelle saisonnière, le taux de croissance ou de perte de la glace de mer arctique dépend également des régimes de circulation atmosphérique (Serreze, Stroeve et al., 2016), du transport atmosphérique de chaleur et d’humidité (Kapsch et al., 2016; G. W. K. Moore, 2016; Mortin et al., 2016), du transport océanique de chaleur (Serreze, Crawford et al., 2016; Woodgate et al., 2010), et de la rétroaction de l’albédo de la glace de mer (Perovich et al., 2007; Perovich et Polashenski, 2012; Stroeve et al., 2014). Par exemple, lorsque la glace de mer recouverte de neige très réfléchissante est remplacée par de l’eau libre, la surface sombre de l’océan absorbe davantage de lumière solaire. Plus l’absorption augmente, plus la neige et la glace de mer fondent rapidement, ce qui accélère la transition vers des eaux libres de glace. Cette rétroaction est particulièrement importante lorsque la glace de mer et la lumière solaire coexistent, par exemple à la fin du printemps et au début de l’été, lorsque les journées sont très longues dans l’Arctique, mais que la glace hivernale n’a pas encore complètement fondu.

6.3.3 : Changements futurs

Les principaux outils utilisés pour la projection des changements futurs de la glace de mer arctique sont les modèles climatiques dynamiques comportant des composantes couplées de l’atmosphère, de l’océan et de la glace de mer. Les modèles « dynamiques » utilisent des équations physiques pour simuler le mouvement de la masse et de l’énergie dans le système climatique. Un modèle de glace de mer simule à la fois la thermodynamique (le gel et la fonte de la glace de mer) et la dynamique (comme la formation de crêtes lorsque deux floes de glace se rencontrent ou le déplacement de la glace de mer dans de nouvelles zones). Dans un modèle entièrement couplé, tout changement de la glace de mer influence les autres composantes (par exemple, la formation de glace de mer réduit l’échange d’énergie entre un océan chaud et une atmosphère froide), mais tout changement dans l’océan ou l’atmosphère influence à son tour la glace de mer (par exemple, un changement des courants océaniques ou des vents modifie le mouvement de la glace de mer, et un changement de la température de l’air modifie la vitesse à laquelle la glace de mer se forme ou fond). Les informations fournies sur les changements futurs de la glace de mer sont soit des résultats publiés dans la littérature ou, dans le cas des figures 6.13 et 6.14, des résultats fondés sur notre propre analyse des résultats des modèles CMIP6 pour des régions précises au Canada. Dans ce dernier cas, les méthodes et les résultats sont cohérents avec ceux d’autres publications décrivant les changements à l’échelle de l’Arctique (voir les études citées dans le présent document). Les énoncés de probabilité en italique utilisent le langage calibré du GIEC.

De manière générale, les projections CMIP6 concordent avec celles des phases précédentes du CMIP : l’étendue de la glace de mer à l’échelle de l’Arctique continuera de diminuer tous les mois, et de plus en plus de régions arctiques passeront d’une glace pérenne à une glace saisonnière (Årthun et al., 2021; Crawford et al., 2021). Les projections des modèles CMIP6 montrent qu’avec le réchauffement, la glace de mer restante deviendra plus mobile en hiver (Ward et Tandon, 2024), que les tendances observées vers une glace plus mince en hiver se poursuivront (Y. J. Lee et al., 2023; Notz et SIMIP Community, 2020), et que le manteau neigeux sur la glace deviendra également plus mince (Webster et al., 2021). La rapidité de ces changements dépend largement de la vitesse du réchauffement planétaire (Crawford et al., 2021; Notz et SIMIP Community, 2020; Zhao et al., 2024). Malgré certaines améliorations dans la capacité des modèles CMIP6 à reproduire les propriétés passées de la glace de mer par rapport aux modèles CMIP5, des biais persistent (Crawford et al., 2023; Notz et SIMIP Community, 2020; Shen et al., 2021). C’est pourquoi nos projections pour la glace de mer saisonnière dans diverses régions et le long des routes de navigation dans l’Arctique canadien incluent une correction de biais par décalage delta (Stroeve et al., 2024), fondée sur la durée observée par satellite des conditions sans glace de 1979 à 2013 (figure 6.12). Les résultats des figures 6.13 et 6.14 sont corrigés selon cette méthode.

6.3.3.1 : Glace de mer saisonnière

Dans les régions où la glace de mer est saisonnière, la durée de la période sans glace augmente systématiquement pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale, selon les modèles climatiques et les observations historiques (Crawford et al., 2021). Cette relation permet de déterminer le niveau de réchauffement nécessaire pour atteindre une période sans glace d’une durée donnée. Par exemple, l’ouest de la baie d’Hudson était généralement sans glace pendant 120 à 150 jours par année entre 1979 et 2013 (figure 6.12). Dans la figure 6.13, les résultats des modèles ont été corrigés afin que la période moyenne sans glace de mer simulée entre 1979 et 2013 corresponde à la valeur moyenne observée au cours de la même période. Après correction, les modèles peuvent être utilisés pour déterminer les conditions futures de la glace de mer. Avec un réchauffement planétaire de 1,0 à 1,5 °C par rapport à la période préindustrielle (estimée dans le présent rapport entre 1850 et 1900), les modèles prévoient 180 jours sans glace par année dans la majorité de la région (figure 6.13c). Ce niveau de réchauffement correspond approximativement au réchauffement actuel (chapitre 2, encadré 2.4, tableau 1). Avec un réchauffement planétaire de 3,0 à 3,5 °C, les modèles prévoient 240 jours sans glace par année dans l’ensemble de la région (figure 6.13d). Ce niveau de réchauffement dépasse la meilleure estimation des projections d’ici la fin du siècle dans un scénario d’émissions intermédiaires (SSP2‑4.5), mais il est très probable dans un scénario d’émissions élevées (SSP3‑7.0) ou très élevées (SSP5‑8.5) (évaluation au chapitre 3; voir le tableau 3.1). Dans l’archipel arctique canadien, de nombreux chenaux nécessiteraient très probablement un réchauffement de 2,0 à 4,5 °C pour être sans glace 120 jours par année. L’incertitude des modèles y est plus grande, ce qui rend plus difficile la projection du nombre de jours sans glace et élargit la fourchette de réchauffement projeté pour la durée précisée des conditions sans glace de mer.

Tableau 6.1 : Nombre supplémentaire de jours sans glace par hausse d’un degré Celsius de la température moyenne mondiale pour l’Arctique et les sous‑régions canadiennes

La meilleure estimation découle de la médiane d’un ensemble de modèles CMIP6, et la fourchette très probable s’étend du 5^e au 95^e centile de cet ensemble.

Faits saillants de la figure : La durée de la période sans glace dans l’Arctique canadien varie selon l’endroit.

Titre de la figure : Durée moyenne de la période sans glace dans les eaux canadiennes de 1979 à 2013

Figure 6.12 : Carte illustrant la période sans glace dans l’Arctique canadien de 1979 à 2013, calculée à partir de mesures satellitaires. Les couleurs indiquent la durée moyenne des conditions sans glace (concentration de glace de mer continuellement inférieure à 15 %) dans l’Arctique canadien durant cette période. Au cours de ces années, le réchauffement planétaire a été d’environ 0,7 °C supérieur à la moyenne préindustrielle (de 1850 à 1900). Source des données : Moyenne de trois ensembles de données sur la concentration de glace de mer, équipe de la NASA (Comiso, 2023), Bootstrap (DiGirolamo et al., 2022), et OSI SAF (2025).

Faits saillants de la figure : La période sans glace s’allongera dans les eaux canadiennes avec chaque degré Celsius d’augmentation de la température moyenne mondiale, mais les changements seront plus lents dans l’Arctique canadien que dans la baie d’Hudson ou sur la côte est du Canada.

Titre de la figure : Niveaux de réchauffement planétaire associés à différentes durées de la période sans glace dans les eaux canadiennes

Figure 6.13 : Cartes montrant à l’aide de couleurs les niveaux de réchauffement planétaire auxquels la période sans glace devrait dépasser : a) 120 jours (4 mois), b) 150 jours (5 mois), c) 180 jours (6 mois) ou d) 240 jours (8 mois). Les cartes sont fondées sur les conditions du modèle CMIP6 médian après correction de biais. Le blanc indique des données insuffisantes. Le niveau de réchauffement planétaire est exprimé par rapport à la période préindustrielle (de 1850 à 1900). Source des données : Données sur la température et la concentration de la glace de mer issues de 17 modèles CMIP6.

En moyenne, les modèles CMIP6 prévoient que la période sans glace augmentera à un rythme de 31 jours par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale dans les eaux arctiques où la glace est saisonnière (tableau 6.1) (Crawford et al., 2021). Les taux projetés sont proches de la moyenne panarctique pour la baie d’Hudson, la baie de Baffin et l’archipel arctique canadien, mais plus rapides pour la mer de Beaufort, et plus lents pour la mer du Labrador (un taux n’est pas présenté pour cette dernière dans le tableau 6.1, car la région approche de conditions libres de glace et le taux de changement diminue graduellement). Dans les études antérieures, les changements de période sans glace étaient généralement exprimés en changement par année ou par décennie plutôt que par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Les projections des modèles CMIP5 indiquent une augmentation de la période sans glace de 5 à 30 jours par décennie dans diverses régions de l’Arctique (Lebrun et al., 2019; M. Wang et al., 2018). Cela équivaut approximativement à une augmentation de 10 à 45 jours par hausse de 1 °C, ce qui est cohérent avec les projections CMIP6 pour la plupart des régions (tableau 6.1). La mer de Beaufort, l’archipel arctique canadien, la baie d’Hudson et la baie de Baffin conserveront tous leur couverture de glace de mer hivernale, même avec un réchauffement de 4 à 5 °C (Årthun et al., 2021; Crawford et al., 2021). La mer du Labrador pourrait devenir complètement libre de glace à l’année avec seulement 3,9 °C de réchauffement, ou ne le devenir qu’à 6 °C. Le golfe du Saint‑Laurent pourrait devenir libre de glace à l’année avec un réchauffement encore plus faible (intervalle très probable projeté par les modèles : de 1,8 à 3,4 °C) (Crawford et al., 2021). Nous n’avons pas inclus l’augmentation du nombre de jours sans glace dans le golfe du Saint‑Laurent dans le tableau 6.1, car la disparition complète de la glace de mer est projetée dans la région et les calculs supposent une présence saisonnière de glace de mer entre 1 et 5 °C de réchauffement, ce qui n’est pas le cas pour le golfe.

Pour les communautés, les changements de la glace de mer loin des côtes sont moins pertinents que ceux de la glace fixe locale. Les projections CMIP5 dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) indiquent que la saison printanière de la glace fixe dans les eaux canadiennes devrait être de 5 à 44 jours plus courte d’ici 2100 (Cooley et al., 2020). Toutefois, ces mêmes projections montrent également que de la glace fixe devrait subsister au moins cinq mois par année jusqu’à la fin du XXI^e siècle (Laliberté et al., 2018).

6.3.3.2 : Le centre de l’océan Arctique

Le moment où le centre de l’océan Arctique deviendra saisonnièrement libre de glace fait l’objet d’études depuis plusieurs décennies (Jahn et al., 2024). Plusieurs facteurs compliquent ces projections : i) l’utilisation de la zone ou de l’étendue de la glace de mer; ii) le seuil en dessous duquel la zone ou l’étendue de la glace de mer doit descendre pour que l’Arctique soit qualifié de « libre de glace »; iii) la distinction entre la première occurrence d’un mois sans glace et l’établissement d’un nouvel état normal sans glace; iv) la variabilité interne du système climatique; v) l’incertitude des modèles; vi) l’incertitude liée aux activités humaines (notamment les émissions futures de gaz à effet de serre). La plupart des études récentes définissent un Arctique « saisonnièrement sans glace » lorsque l’étendue ou la superficie mensuelle moyenne de la glace de mer en septembre est inférieure à un million de kilomètres carrés, mais certaines études se concentrent sur la prévision de la première occurrence d’un mois de septembre sans glace (par exemple, DeRepentigny et al., 2020; Y.‑H. Kim et al., 2023; Notz et SIMIP Community, 2020), tandis que d’autres se concentrent sur le moment où les mois de septembre deviendront systématiquement sans glace (Wei et al., 2020; Zhao et al., 2022), et d’autres encore combinent ces approches (Bonan et al., 2021; Jahn et al., 2024; Sigmond et al., 2018; Topál et Ding, 2023).

En utilisant un sous-ensemble de modèles CMIP6 très performants, la première occurrence d’un mois de septembre sans glace devrait se produire entre 1,3 et 2,9 °C de réchauffement planétaire (Notz et SIMIP Community, 2020). D’après plusieurs études utilisant différentes méthodes, le seuil projeté pour que les mois de septembre soient systématiquement sans glace se situe entre 1,8 et 2,8 °C (Jahn et al., 2024). D’autres études indiquent que ce seuil sera atteint entre 2035 et 2075 (Bonan et al., 2021. Wei et al., 2020; Zhao et al., 2022). Ces projections reposent sur un scénario d’émissions intermédiaires (SSP2-4.5), élevées (SSP3-7.0) ou très élevées (SSP5-8.5).

Une autre façon d’interpréter ces projections consiste à examiner la probabilité qu’un mois de septembre sans glace dans le centre de l’océan Arctique se produise au cours d’une année donnée ou à un niveau donné de réchauffement planétaire. À un niveau de réchauffement planétaire de 1,5 °C (la meilleure estimation du réchauffement planétaire à très court terme pour la période de 2021 à 2040, voir le tableau 3.1 du chapitre 3), la probabilité d’un mois de septembre sans glace au cours d’une année donnée est faible (environ 5 %) (Jahn, 2018; Jahn et al., 2024; Sigmond et al., 2018). Cependant, une probabilité annuelle de 5 % signifie qu’il est tout aussi probable qu’improbable qu’au moins un mois de septembre soit sans glace entre 2021 et 2040 (Bonan et al., 2021; Jahn et al., 2024; Zhao et al., 2022). Il convient également de noter qu’à des niveaux de réchauffement planétaire plus élevés, la probabilité d’un mois de septembre sans glace au cours d’une année donnée est également plus élevée. Avec un niveau de réchauffement planétaire de 1,8 °C (la meilleure estimation du niveau de réchauffement planétaire futur pour la période de 2081 à 2100 dans un scénario de carboneutralité, voir le tableau 3.1 du chapitre 3), les mois de septembre sans glace seront probablement des événements occasionnels et non exceptionnels, se produisant environ une fois tous les trois à sept ans (Jahn, 2018; Jahn et al., 2024; Sigmond et al., 2018). En revanche, le scénario d’émissions intermédiaires (SSP2-4.5) devrait entraîner un niveau de réchauffement planétaire de 2,7 °C pour la période de 2081 à 2100. À ce niveau, la plupart des mois de septembre seront probablement sans glace, et à 3,0 °C, pratiquement tous les mois de septembre seront sans glace (Jahn et al., 2024; Sigmond et al., 2018).

Au cours des cinq dernières décennies, la glace pluriannuelle épaisse a été remplacée progressivement par une glace saisonnière plus mince dans l’ensemble de l’Arctique (section 6.3.1) (voir également Babb et al., 2023; Kwok, 2018), et les tendances passées de l’épaisseur de la glace de mer ont été fortement négatives (section 6.3.1) (voir également Crawford et al., 2025; Kwok, 2018; Sumata et al., 2023). Les mesures effectuées à l’automne (d’octobre à décembre) par des sous-marins et des satellites montrent que l’épaisseur moyenne de la glace dans le centre de l’océan Arctique a diminué de près de 50 %, passant d’environ 3,0 m dans les années 1970 et 1980 à environ 1,5 m dans les années 2010 et 2020. L’amincissement de la glace de mer arctique devrait être beaucoup plus lent à l’avenir, en particulier en septembre, simplement parce qu’il reste très peu de glace pluriannuelle (Wei et al., 2020). Les projections de l’épaisseur de la glace de mer en septembre dans l’ensemble de l’Arctique ne montrent donc aucune tendance significative, sauf dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5), où le réchauffement est suffisamment important pour limiter la croissance hivernale au point que l’épaisseur de la glace de mer saisonnière résiduelle en septembre passe de près d’un mètre dans les années 2020 à environ 50 cm dans les années 2080 et au-delà, quand la mer sera pratiquement libre de glace (Wei et al., 2020). Les répercussions futures du réchauffement planétaire sur la glace de mer arctique seront donc plus visibles sous la forme d’une perte de superficie et d’une transition vers une glace de mer entièrement saisonnière (Årthun et al., 2021; Jahn et al., 2024; Sigmond et al., 2018).

6.3.3.3 : Glace de mer et routes de navigation

L’allongement futur de la période sans glace, combiné à l’amincissement de la glace de mer hivernale, augmentera l’accessibilité des routes de navigation dans l’Arctique. Pour les navires renforcés pour la navigation dans les glaces (« classe polaire »), la projection de l’épaisseur de la glace de mer est particulièrement importante pour évaluer la navigabilité (Pizzolato et al., 2016; L. C. Smith et Stephenson, 2013). Plus précisément, une combinaison de la classe de navire et de l’épaisseur de la glace de mer est utilisée pour quantifier le risque dans une région ou le long d’une route navigable. Ce risque détermine si la région ou la route est navigable pour la classe de navire en question (Copland et al., 2021; Howell et Yackel, 2004; Mudryk et al., 2021; L. C. Smith et Stephenson, 2013). La tolérance au risque acceptée par les armateurs et les assureurs constitue une variable supplémentaire; plus elle est élevée, plus la période de navigabilité est longue (Mudryk et al., 2021).

La route du pont de l’Arctique, qui relie le port de Churchill, au Manitoba, dans la baie d’Hudson, à l’océan Atlantique et à l’Europe, est généralement limitée par les conditions de glace de mer dans le détroit d’Hudson ou la baie d’Hudson (figure 6.14e). Avec un réchauffement planétaire de 1 °C (atteint environ dans les années 2010), la route du pont de l’Arctique était libre de glace environ 110 jours par année en moyenne (intervalle de 99 à 123 jours), de la fin juillet au début novembre (figure 6.14b). Selon les projections d’un ensemble de 17 modèles CMIP6 à biais corrigé, la moyenne devrait passer à 141 jours par année (intervalle de 128 à 158 jours) avec un réchauffement de 2 °C, et à 221 jours par année (intervalle de 187 à 265 jours) avec un réchauffement de 4 °C, entre le 1^er juin et le début du mois de janvier environ. D’autres estimations, fondées sur le Modèle communautaire du système terrestre et sans correction de biais, prévoient environ 250 jours par année pour un réchauffement de 4 °C (Mudryk et al., 2021). Pour les navires de classe polaire 7, qui sont modérément renforcés pour la navigation dans les glaces, la route du pont de l’Arctique est déjà navigable environ 164 jours par année (intervalle très probable de 144 à 186 jours) avec un réchauffement de 1 °C, en ne tolérant qu’un risque nominal le long de la route (figure 6.14). La période navigable devrait augmenter pour atteindre 209 jours par année (intervalle de 186 à 248 jours) avec un réchauffement de 2 °C, et 286 jours par année (intervalle de 263 à 327 jours) avec un réchauffement de 4 °C. Tous les modèles prévoient une augmentation progressive de la période navigable avec un réchauffement continu, mais l’incertitude concernant les dates d’ouverture et de fermeture augmente avec l’ampleur du réchauffement.

Alors que la route du pont de l’Arctique est déjà ouverte pendant une grande partie de l’année avec une hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale, le passage du Nord-Ouest ne devrait pas être libre de glace chaque année avant un réchauffement planétaire supérieur à 1,5 °C (figures 6.14a et b). Le détroit du Vicomte de Melville constitue un point d’étranglement pour la navigation (voir également l’encadré 6.3) (Cook et al., 2024; Haas et Howell, 2015; Howell, Babb, Landy et Brady, 2023; Howell et al., 2009), et les branches sud du passage du Nord-Ouest (telles que le détroit de M’Clure et le golfe d’Amundsen) sont plus souvent ouvertes que la route nord (qui passe directement par le chenal Parry). Il est difficile d’évaluer la période d’ouverture de cette route chaque année, car les modèles présentent plus d’incertitude pour le passage du Nord-Ouest que pour la route du pont de l’Arctique (d’où les barres d’erreur plus grandes dans la figure 6.14). Cette incertitude découle à la fois du fait que ces chenaux servent à l’exportation de la glace plus épaisse du centre de l’océan Arctique (encadré 6.3) (Fol et al., 2025; Howell, Babb, Landy et Brady, 2023; Melling, 2002) et parce que certains modèles ne disposent pas de la résolution spatiale nécessaire pour représenter adéquatement les nombreux chenaux étroits de l’archipel arctique canadien, en particulier la connectivité du chenal Parry au centre de l’océan Arctique entre les îles de la Reine-Élisabeth (Crawford et al., 2023).

Les résultats présentés à la figure 6.14 comprennent une correction de biais visant à tenir compte de la sous‑estimation de la glace de mer dans de nombreux modèles climatiques (Crawford et al., 2023; Notz et SIMIP Community, 2020; Shen et al., 2021). Cela est important, car les études qui utilisent des sous‑ensembles de modèles ou une correction de biais pour estimer les changements dans le passage du Nord‑Ouest tendent à prévoir des périodes de navigabilité plus modestes que les autres études (J. Chen et al., 2022; Min et al., 2022; Mudryk et al., 2021; Wei et al., 2020). Dans l’ensemble, les projections pour le passage du Nord-Ouest demeurent hautement incertaines en raison des biais connus des modèles (notamment leurs grilles spatiales grossières et les biais dans l’épaisseur de la glace de mer), de la sensibilité élevée aux différents choix méthodologiques pour corriger les biais et de la variabilité élevée entre les modèles. Cependant, toutes les études s’accordent à dire que la période navigable dans le passage du Nord-Ouest augmentera avec le réchauffement continu. En résumé, selon l’ensemble de la littérature, nous estimons que le passage du Nord‑Ouest deviendra probablement ouvert à la circulation des navires modérément renforcés pour la navigation dans les glaces plusieurs mois par année avec un réchauffement d’au moins 2 °C (degré de confiance moyen).

Faits saillants de la figure : La période de navigation dans le passage du Nord-Ouest et le long de la route du pont de l’Arctique augmentera avec le réchauffement continu.

Titre de la figure : Période de navigabilité des routes maritimes canadiennes selon le niveau de réchauffement planétaire et le type de navire

Figure 6.14 : Graphiques illustrant la durée des conditions navigables au cours de l’année dans les eaux à glace saisonnière pour : a) et c) les routes du passage du Nord-Ouest; b) et d) la route du pont de l’Arctique. Les carrés rouges et bleus indiquent les dates médianes d’ouverture et de fermeture; les barres gris foncé représentent les 10^e et 90^e centiles. Dans les sections a et b, une route est navigable un jour donné si l’une ou l’autre des branches du tracé, indiqué sur la carte de la section e, présente une concentration de glace de mer inférieure à 15 %, ce qui la rend « libre de glace » et navigable par tout navire. Dans les sections c et d, une route est navigable lorsque l’épaisseur de la glace de mer est inférieure à 95 cm, seuil correspondant à un risque nul pour les navires de classe polaire 7 selon le Système d’indexation du risque pour l’évaluation des limites d’exploitation dans les eaux polaires. Le réchauffement planétaire est exprimé par rapport à la période préindustrielle (de 1850 à 1900). Source des données : Données sur la température, la concentration de glace de mer et l’épaisseur de la glace de mer issues de 17 simulations de modèles CMIP6 à biais corrigés.

6.3.4 : Lacunes dans les connaissances

1) De grandes incertitudes subsistent concernant l’épaisseur passée de la glace de mer.

Comme mentionné à la section 6.3.1.2, les observations temporelles et spatiales de l’épaisseur de la glace de mer dans l’archipel arctique canadien sont limitées. Des observations manuelles de l’épaisseur de la glace sont recueillies de façon systématique par le Service canadien des glaces dans plusieurs stations et communautés de l’Arctique depuis les années 1950 (R. D. Brown et Cote, 1992; Howell et al., 2016), mais leur couverture spatiale est limitée, et les séries chronologiques se terminent lorsque la glace n’est plus fixée au rivage au printemps. Plus récemment, des instruments équipés d’un sonar tourné vers le haut ont été déployés ponctuellement sur le fond océanique dans l’ensemble de l’archipel arctique canadien, fournissant des données sur l’épaisseur de la glace tout au long de l’année (Babb et al., 2021; Kirillov et al., 2020; Melling, 2022), mais il n’existe pas de séries chronologiques continues à long terme. Des mesures prises dans des trous de forage dans les années 1970 sont disponibles pour le nord de l’archipel arctique canadien (Melling, 2002), ainsi que quelques relevés aériens de l’épaisseur de la glace dans la partie ouest de l’archipel (Haas et Howell, 2015) et des relevés basés sur la glace dans la partie est de l’archipel (Melling et al., 2015), mais ceux-ci ne fournissent pas non plus de séries chronologiques à long terme. Une meilleure coordination et une plus grande cohérence dans l’observation de l’épaisseur de la glace dans l’archipel arctique canadien, notamment grâce à une meilleure coordination avec d’autres systèmes de connaissances, permettraient de mieux comprendre la couverture de glace. Les efforts visant à surmonter les limites de l’altimétrie satellitaire pour mesurer la glace fixe sont également essentiels.

Les estimations satellitaires de l’épaisseur de la glace de mer souffrent particulièrement d’incertitudes concernant l’épaisseur de la neige recouvrant la glace de mer. Les observations de la neige sur la glace de mer manquent de cohérence spatiale et temporelle dans l’Arctique canadien. Les observations in situ sont limitées aux mesures côtières prises en même temps que les mesures de l’épaisseur de la glace.

2) Les incertitudes des modèles proviennent encore de divers facteurs.

Quatre lacunes touchant les projections de la glace de mer sont mises en évidence : 1) la résolution spatiale grossière; 2) les biais vers une quantité de glace de mer trop faible (et donc des périodes sans glace trop longues) dans plusieurs régions canadiennes; 3) la mauvaise représentation de la glace de mer la plus épaisse à l’extrémité nord de l’archipel arctique canadien; 4) l’incertitude liée à la diversité croissante des méthodes visant à réduire l’incertitude des modèles.

La première lacune (résolution spatiale grossière) limite particulièrement les projections dans l’archipel arctique canadien, où la plupart des modèles climatiques reproduisent mal la dynamique locale de la glace de mer dans les chenaux étroits et complexes. Une résolution grossière empêche aussi de distinguer la glace fixe côtière dans de nombreuses régions. Les projections intégrées pour la région de l’Arctique et moyennes pour l’Arctique sont souvent analysées (par exemple, Long et al., 2021; Notz et SIMIP Community, 2020; Shen et al., 2021), mais une analyse plus régionale des projections (Årthun et al., 2021; A. Smith et al., 2020) est nécessaire pour évaluer les répercussions.

La deuxième lacune est liée au fait que les modèles CMIP6 reproduisent parfois mal la saisonnalité observée de la glace de mer, telle que mesurée par satellite dans le sud de la mer de Beaufort, dans la baie d’Hudson et sur la côte est du Canada, où la débâcle simulée est trop précoce, la prise de glace trop tardive et la période sans glace trop longue de 30 à 45 jours en moyenne par rapport aux observations (Crawford et al., 2023). Des biais similaires existaient dans les modèles CMIP5 (Kushner et al., 2018; Laliberté et al., 2016). Les causes possibles font l’objet de recherches actives. Les écarts dans les moyennes et les tendances de la glace de mer entre les modèles climatiques peuvent résulter de différences dans les équations et paramètres utilisés pour décrire la glace de mer (Keen et al., 2021; J.‑G. Lee et Ham, 2023; Tandon et al., 2018). Ils peuvent également résulter de différences dans les équations et paramètres utilisés pour décrire les processus atmosphériques (Crawford et al., 2023; Luo et al., 2021; Topál et Ding, 2023; Topál et al., 2020), les processus océaniques (Y. J. Lee et al., 2023; Watts et al., 2021), le transfert radiatif (Topál et al., 2020), ou même la combustion de biomasse (DeRepentigny et al., 2022). Quelle que soit son origine, la présence notable de biais dans les modèles de la glace de mer dans l’Arctique canadien (en particulier son état moyen) doit être prise en compte lors de l’établissement de projections. Récemment, les sources de biais ont été isolées et traitées pour quelques modèles (telles que l’albédo de la glace de mer dans le deuxième Modèle communautaire du système terrestre; Kay et al., 2022), mais d’autres sources de biais sont encore non résolues. Les sources possibles de biais comprennent les formulations et les paramétrisations des composantes des modèles de la glace de mer (Keen et al., 2021; J.‑G. Lee et Ham, 2023; Tandon et al., 2018), ainsi que les biais dans les composantes atmosphériques, océaniques et biogéochimiques des modèles climatiques qui peuvent influencer la glace de mer (par exemple, Crawford et al., 2023; Y.‑H. Kim et al., 2023; Ward et Tandon, 2024). Ce large éventail de sources possibles de biais limite les progrès réalisés dans la réduction des erreurs dans les estimations de la moyenne d’ensemble.

La troisième lacune est liée au fait que de nombreux modèles reproduisent mal le régime de la glace de mer la plus épaisse à l’extrémité nord de l’archipel arctique canadien (Henke et al., 2023). La majorité des modèles CMIP6 simule une glace de mer plus mince que les estimations historiques du système d’assimilation et de modélisation de la glace de mer‑océan dans tout l’Atlantique pour le centre de l’océan Arctique et la baie d’Hudson (Crawford et al., 2023). Il est plus difficile de réduire les biais et les incertitudes dans les simulations à long terme de l’épaisseur de la glace de mer que dans celles de la concentration de la glace de mer en raison des incertitudes existantes dans les ensembles de données d’observation, dont plusieurs couvrent peu d’années (Y. J. Lee et al., 2023; Watts et al., 2021). La corrélation spatiale de l’épaisseur de la glace de mer entre CMIP6 et ICESat-1 (2003-2008) est faible (0,18-0,46), mais meilleure (0,47-0,64) entre CMIP6 et CryoSat-2 (2011-2014) (Watts et al., 2021). La grande incertitude concernant l’épaisseur passée de la glace de mer (évoquée plus haut) constitue également un facteur limitatif, ce qui démontre le potentiel d’autres systèmes de connaissances pour aider à évaluer les résultats des modèles climatiques.

Enfin, la quatrième lacune est que, avec l’augmentation du nombre de modèles climatiques, les spécialistes de la glace de mer cherchent à réduire de plus en plus la fourchette d’incertitude des projections des modèles plutôt que de s’en tenir à la « démocratie des modèles » (pondération égale des modèles pour produire une moyenne multimodèles). Le processus de réduction de l’incertitude consiste généralement à comparer les simulations des conditions passées à certaines données d’observation (ou quasi‑observation), puis i) à sélectionner un sous-ensemble de modèles, ii) à attribuer des pondérations différentes aux modèles dans une moyenne multimodèles, iii) à appliquer certaines contraintes ou corrections de biais à chaque modèle avant de calculer une moyenne multimodèles. Une variété de paramètres peuvent être utilisés pour déterminer quels modèles correspondent « mieux » ou « moins bien » aux observations. Ces paramètres incluent la capacité des modèles à représenter les états passés de la glace de mer, leur capacité à représenter les tendances historiques de la glace de mer et leur sensibilité aux variables de forçage, telles que la température de l’air à la surface à l’échelle mondiale ou les émissions cumulées de gaz à effet de serre. De plus, même si une simulation précise de la glace de mer est l’objectif principal, un modèle peut être évalué en fonction d’une variable connexe, telle que la température régionale ou la circulation atmosphérique. Paradoxalement, en raison de la diversité des options pour réduire l’incertitude, cet exercice introduit une nouvelle source d’incertitude. Par exemple, selon la méthode utilisée pour réduire l’incertitude, la fourchette très probable pour la première année où l’Arctique sera libre de glace en septembre dans le scénario d’émissions faibles (SSP1-2.6) pourrait aller de 2010 à jamais (Bonan et al., 2021; Jahn et al., 2024). En revanche, l’application de la « démocratie des modèles » proposée par Notz et la Sea-Ice Model Intercomparison Project Community (2020) donne une fourchette très probable allant de 2010 at 2085.

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

Message clé 6.4 : La couverture de glace de mer a diminué dans les eaux canadiennes au cours des quatre à cinq dernières décennies (degré de confiance très élevé). Les régions autrefois couvertes de glace de mer épaisse et pluriannuelle sont maintenant recouvertes de glace saisonnière plus mince qui fond chaque été (degré de confiance très élevé). La couverture de glace fixe, qui constitue un habitat pour les espèces sauvages et revêt une grande importance pour le transport, la chasse et la culture des communautés nordiques, a également diminué dans l’Arctique canadien et la région de la baie d’Hudson (degré de confiance élevé).

Message clé 6.5 : Le transport de glace de mer depuis le centre de l’océan Arctique vers les eaux de l’Arctique canadien a augmenté au cours des deux dernières décennies et demie (degré de confiance élevé). Ce transport accru de glace de mer hors du centre de l’océan Arctique réduit les réserves de glace épaisse et pluriannuelle, tandis que l’arrivée correspondante de glace pluriannuelle dans le sud de l’Arctique canadien, notamment dans le passage du Nord-Ouest, crée des conditions dangereuses pour la navigation.

Message clé 6.6 : La période sans glace de mer devrait continuer de s’allonger dans les eaux de l’Arctique canadien et de la baie d’Hudson avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Dans les régions où la glace de mer est saisonnière, le nombre de jours sans glace devrait augmenter d’environ un mois par hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale, avec des hausses plus modestes dans la mer du Labrador et plus importantes dans la mer de Beaufort (degré de confiance moyen). Le transport de glace pluriannuelle vers le passage du Nord-Ouest devrait se poursuivre après le milieu du siècle, limitant ainsi la saison de navigation (degré de confiance moyen).

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car la plupart des études d’attribution portent sur les changements de la glace de mer dans l’ensemble de la région arctique. Malgré l’absence d’études d’attribution formelles propres au Canada, nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur la glace de mer dans les eaux canadiennes (section 6.3.2).

En ce qui concerne le message clé 6.4, notre degré de confiance très élevé dans les diminutions passées de la couverture de glace de mer repose sur un ensemble de données établi, montrant les tendances rapportées dans le présent chapitre pour la zone totale de glace de mer et la zone de glace pluriannuelle qui sont cohérentes avec les évaluations antérieures (Mudryk et al., 2018; Tivy et al., 2011) et avec de nombreuses études fondées sur des observations d’hyperfréquences passives (Comiso et al., 2017; Parkinson et DiGirolamo, 2021; Stroeve et al., 2012; Stroeve et Notz, 2018). Bien que le message clé utilise le terme général « eaux canadiennes », notre analyse porte uniquement sur la glace de mer dans l’Arctique canadien, dans la région de la baie d’Hudson et sur la côte est du Canada (figure 6.6). Nous avons un degré de confiance élevé plutôt que très élevé dans les changements signalés concernant la glace fixe. Bien que la qualité des données soit contrôlée, elles ont été comparées à moins d’autres sources d’information (Howell et al., 2016).

En ce qui concerne le message clé 6.5, nous avons un degré de confiance élevé dans l’augmentation du transport de la glace, car les résultats concordent avec de nombreuses études montrant une efficacité réduite des arches de glace qui régulent l’échange de glace de mer entre l’océan Arctique et l’Arctique canadien (Howell et Brady, 2019; Kwok et al., 2010; G. W. K. Moore, Howell, Brady et al., 2021; G. W. K. Moore et McNeil, 2018; Vincent, 2019). L’énoncé factuel décrit les conséquences d’un transport de la glace de mer causé par la circulation générale de la glace de mer dans l’Arctique et les aléas connus pour la navigation dans les régions de glace pluriannuelle.

En ce qui concerne le message clé 6.6, notre degré de confiance très élevé dans la période projetée sans glace de mer découle d’un consensus solide entre plusieurs générations de modèles climatiques quant au déclin de la couverture de glace de mer, tel qu’illustré dans la figure 6.13, ainsi que d’une bonne compréhension physique des facteurs en cause. De plus, bien que les tendances observées de la glace de mer dans l’Arctique canadien soient plus fortes que les tendances simulées par les modèles, la différence ne peut pas être distinguée des effets de la variabilité climatique interne (Crawford et al., 2021; England et al., 2025). L’estimation d’environ un mois provient de deux études sur la période sans glace utilisant les modèles CMIP6 (Crawford et al., 2021, 2023); cette estimation est semblable à celle des études CMIP5 (Lebrun et al., 2019; M. Wang et al., 2018) une fois les différences méthodologiques prises en compte. Les valeurs précises figurent au tableau 6.1. Nous avons donc un degré de confiance très élevé dans le fait que la période sans glace s’allonge, mais un degré de confiance moyen dans l’ampleur de la tendance et ses variations entre les différentes régions. De nombreuses études ont examiné la transition de la glace pérenne à la glace saisonnière dans l’océan Arctique à l’aide des modèles CMIP6. Malgré la variabilité des estimations temporelles, un résultat constant est que le centre de l’océan Arctique devient saisonnièrement libre de glace avant le nord de l’archipel arctique canadien (les îles de la Reine-Élisabeth) et la mer de Lincoln (Fol et al., 2025; Jahn et al., 2024; G. W. K. Moore et al., 2019). Bien que nous ayons un degré de confiance élevé dans le fait que la glace pluriannuelle plus épaisse continuera à s’accumuler dans le passage du Nord-Ouest après la transition du centre de l’océan Arctique vers une glace saisonnière, les grandes incertitudes quant au moment de cette transition, combinées aux incertitudes concernant le passage du Nord-Ouest lui-même, nous amènent à estimer avec un degré de confiance moyen que ce n’est qu’après le milieu du siècle que la glace pluriannuelle ne sera plus courante dans le passage. Notre évaluation selon laquelle la présence de glace pluriannuelle dans le passage du Nord-Ouest continuera de limiter la navigation repose sur l’hypothèse qu’aucune amélioration importante des capacités des navires ne viendra modifier la situation.

6.4 : Glace de lac et de rivière

Message clé 6.7 : La durée de la glace de lac a diminué dans l’ensemble du Canada au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé). Elle a diminué de une à quatre semaines dans le nord du Canada, en Colombie-Britannique, dans le sud de l’Ontario et dans certaines régions du Canada atlantique, tandis qu’elle a augmenté jusqu’à deux semaines dans le centre du Canada (degré de confiance moyen). La chronologie de la débâcle printanière des rivières a changé en réponse à la température, et le nombre de débâcles hivernales augmente au Canada (degré de confiance moyen).

Message clé 6.8 : La durée de la glace de lac devrait diminuer partout au Canada à mesure que le climat se réchauffe, entraînant une diminution correspondante de l’épaisseur maximale de la glace (degré de confiance très élevé). La durée et l’épaisseur de la glace de rivière devraient également diminuer de façon générale avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance élevé), mais le degré de confiance quant à la précision constante de ces changements pour des rivières individuelles est faible.

Le Canada possède une abondance d’eau douce, avec la couverture lacustre la plus dense et la plus vaste au monde, ainsi qu’un réseau de rivières qui traversent tout le pays (figure 6.15) (Messager et al., 2021). La glace de lac et de rivière d’eau douce est une composante importante de la cryosphère et a une incidence sur les processus biologiques, physiques, chimiques et hydrologiques (Burrell et al., 2023; Hampton et al., 2017). Elle rend possibles de nombreuses activités récréatives hivernales, avec des retombées culturelles et économiques pour les communautés locales (Knoll et al., 2019; Sharma et al., 2023). Dans les régions nordiques, elle constitue des voies de transport essentielles, améliorant l’accès aux communautés (Stephenson et al., 2011), l’accès aux aliments traditionnels (Ford et al., 2008) et l’approvisionnement (voir par exemple l’encadré 6.4 sur le réseau routier hivernal du Canada qui dépend du gel des lacs et des rivières). La glace de rivière peut avoir des répercussions socioéconomiques importantes en limitant le transport et la navigation, en perturbant les installations d’approvisionnement en eau et la production hydroélectrique, et en provoquant des inondations liées aux embâcles (Huokuna et al., 2022; Rokaya et al., 2018a). Les coûts des inondations causées par les embâcles sont estimés à 300 millions de dollars américains, soit environ 400 millions de dollars canadiens par année (en dollars de 2017), en Amérique du Nord (French, 2018; Rokaya et al., 2018b). Sur le plan biologique, la glace régit les processus écosystémiques sous-glaciaires lorsque le contact entre l’atmosphère et l’eau est presque entièrement inhibé (Powers et al., 2017; Thellman et al., 2021). La luminosité limitée et les environnements biogéochimiques uniques (Powers et al., 2022) ont des conséquences sur tout, de la persistance des poissons (Block et al., 2020) à la disponibilité de l’oxygène (Obertegger, 2022).

Faits saillants de la figure : Le Canada possède l’une des couvertures d’eau douce les plus vastes au monde.

Titre de la figure : Réseaux hydrographiques et couverture lacustre au Canada, avec photo de petits lacs situés au nord‑est du lac Winnipeg

Figure 6.15 : Cartes et photo illustrant la vaste couverture d’eau douce du Canada. Réseau hydrographique à l’échelle du Canada (au centre), où l’épaisseur des lignes indique le débit typique des rivières (ligne fine : de 10 à 100 m³/s; ligne moyenne : de 100 à 1 000 m³/s; ligne épaisse : plus de 1 000 m³/s). Couverture lacustre au Canada (en haut), les zones ombrées indiquent la fraction d’une région de 10 km x 10 km couverte par des lacs, avec un carré rouge mettant en évidence la région illustrée sur la photo (en bas), qui montre de nombreux petits lacs non visibles à l’échelle de la carte. Source des données : Données sur les lacs et les rivières provenant de HydroLAKES et HydroRIVERS ; la photo est une image prise par le capteur MODIS de la NASA.

L’étendue et l’épaisseur de la glace d’eau douce sont des indicateurs des changements climatiques (Adria et al., 2009; Magnuso et al., 2000). Le réchauffement climatique modifie la chronologie de la formation et de la fonte de la glace de rivière et de lac, diminue la durée de la couverture de glace et réduit l’épaisseur de la glace, en particulier l’épaisseur maximale atteinte vers la fin de l’hiver. En plus de ces changements de la chronologie de la formation et de la fonte de la glace ainsi que de l’épaisseur de celle‑ci, des températures hivernales plus élevées et des régimes de précipitations modifiés peuvent avoir une incidence sur la qualité de la glace qui se forme sur les rivières et les lacs (Dibike et al., 2011). Une glace de faible qualité est moins dense et a une capacité réduite à supporter du poids, ce qui a des conséquences pour la sécurité (Culpepper, Jakobsson et al., 2024; Woolway et al., 2022). Elle est également moins transparente et réduit donc la quantité de lumière qui pénètre dans l’eau sous‑jacente, ce qui entraîne des conséquences écologiques (Weyhenmeyer et al., 2022a). Dans les rivières, les changements climatiques peuvent également modifier la fréquence et la sévérité des embâcles (encadré 6.5), ce qui a des conséquences sur le risque d’inondation (Rokaya et al., 2018b). Comme le débit des rivières est beaucoup plus rapide que la circulation relativement lente de l’eau dans les lacs, des processus différents doivent être pris en compte pour la glace de rivière par rapport à celle de lac. Pour cette raison, la glace de rivière et celle de lac sont abordées séparément dans les sections suivantes.

6.4.1 : Changements passés

6.4.1.1 : Chronologie de la formation et de la fonte, durée et épaisseur de la glace de lac

Les études sur la phénologie de la glace de lac peuvent être difficiles à interpréter, car le nombre de données disponibles dépend fortement de la période analysée. Pour les lacs disposant de données à long terme (de 75 à 100 ans), la durée de la couverture de glace a diminué d’environ 6 à 17 jours par siècle, soit environ 0,6 à 1,7 jour par décennie (A. M. W. Newton et Mullan, 2021; Sharma, Richardson et al., 2021). Cependant, ces données à long terme sont concentrées dans deux endroits, le nord de l’Europe (principalement la Suède et la Finlande) et la région des Grands Lacs en Amérique du Nord. Sur des périodes plus courtes, les données sont plus largement disponibles, et des études ont signalé des tendances indiquant des pertes de durée de la couverture de glace allant de 6 à 11 jours par décennie pour des périodes d’analyse de 25 à 30 ans. Bien que des périodes d’analyse plus courtes puissent intrinsèquement produire des tendances plus marquées, l’examen de segments progressifs des données montre que le rythme de perte de glace s’est accéléré au cours du XX^e siècle et au début du XXI^e siècle (A. M. W. Newton et Mullan, 2021; Sharma, Richardson et al., 2021). Dans ces études et d’autres semblables, les changements de la chronologie de la fonte des glaces (par exemple, une débâcle plus précoce) sont généralement plus prononcés et plus faciles à détecter que les changements de la chronologie de la formation des glaces (par exemple, un gel plus tardif), ce qui concorde avec les simulations de la formation et de la fonte des glaces dans les modèles (Benson et al., 2012).

Il existe beaucoup moins de mesures de l’épaisseur de la glace de lac que de la durée de cette glace, et les tentatives d’analyse des mesures disponibles n’ont révélé aucune tendance systématique (Imrit et al., 2022). Même pour la chronologie de la formation et de la fonte de la glace de lac, le nombre de mesures sur le terrain a diminué au cours des dernières décennies après avoir atteint un sommet entre 1960 et 1995 (Murfitt et Duguay, 2021). Pour pallier la diminution des mesures sur le terrain, des études ont examiné le potentiel d’une gamme de capteurs satellitaires pour fournir des informations sur la chronologie de la formation et de la fonte de la glace de lac ainsi que sur l’épaisseur de celle‑ci, y compris des capteurs capables d’observer les longueurs d’onde visibles et les micro-ondes (capteurs passifs et actifs) et des altimètres satellitaires (Dauginis et Brown, 2021; Du et al., 2017; Kang et al., 2014; Kheyrollah Pour et al., 2017; X. Li et al., 2023). Bien que ces mesures soient précises, en particulier en ce qui concerne la chronologie de la formation et de la fonte de la glace, les données à haute résolution nécessaires pour observer les petits lacs sont généralement disponibles sur de trop courtes périodes pour évaluer les tendances liées au climat (voir les lacunes dans les connaissances à la section 6.4.4). Les données dans le visible obtenues par Landsat, qui remontent à 1985, constituent une exception, mais elles ne fournissent pas d’informations sur les régions polaires en hiver. L’analyse de ces données satellitaires indique que la formation de la couverture de glace sur les lacs de la zone tempérée de l’hémisphère Nord a diminué d’environ 50 % entre janvier et mars de 1985 à 2020 (X. Wang et al., 2021).

Étant donné le peu de mesures sur le terrain et la période relativement courte couverte par les données satellitaires, une solution de rechange consiste à simuler la chronologie de la formation et de la fonte de la glace de lac à l’aide d’un modèle alimenté par les températures passées et d’autres conditions météorologiques pertinentes. Pour les lacs du Canada, il est particulièrement important de tenir compte de la neige afin d’obtenir des valeurs précises de l’épaisseur de la glace, car elle isole la glace sous‑jacente et peut contribuer à la formation de glace blanche (Kheyrollah Pour et al., 2012). Le modèle canadien des lacs (Duguay et al., 2003) tient compte de la neige et a été validé à la fois par des mesures sur le terrain et des données de télédétection, démontrant sa capacité à simuler avec précision la chronologie de la formation et de la fonte de la glace, ainsi que l’épaisseur de celle‑ci (L. C. Brown et Duguay, 2011a; Duguay et al., 2003; Ménard et al., 2002). Nous présentons ici les changements passés de la durée de la glace de lac à partir de ce modèle, alimenté par des estimations historiques de la température de l’air près de la surface, de l’épaisseur de la neige et d’autres conditions météorologiques provenant d’ERA5-Land (figure 6.16).

Faits saillants de la figure : Au cours des quatre dernières décennies, la durée de la glace de lac a diminué dans une grande partie du Canada, mais elle a augmenté dans certaines régions du centre du Canada et du sud du Québec.

Titre de la figure : Changements passés dans la durée de la glace de lac au Canada

Figure 6.16 : Carte montrant à l’aide de couleurs le changement de la durée de la couverture de glace de lac au Canada de 1979 à 2021. Source des données : Résultats du modèle canadien de glace de lac alimenté par des estimations historiques de la température de l’air près de la surface, de l’épaisseur de la neige et d’autres conditions météorologiques provenant d’ERA5-Land.

Les changements de la durée de la glace de lac entre 1979 et 2021 varient entre des diminutions de trois à quatre semaines dans certaines parties de la Colombie-Britannique (soit un rythme moyen d’environ six jours par décennie), des diminutions d’une à trois semaines dans une grande partie du nord du Canada, du sud de l’Ontario et de certaines régions du Canada atlantique (environ trois jours par décennie), et des augmentations allant jusqu’à deux semaines dans certaines régions du centre du Canada (figure 6.16). Cette tendance à la diminution dans le nord du Canada et les régions maritimes du pays, mais à l’augmentation dans le centre du Canada, concorde avec les études à l’échelle de l’hémisphère (Grant et al., 2021) et correspond approximativement aux changements de la durée du manteau neigeux (section 6.2). Les changements passés de la durée de la couverture de glace de lac pour l’ensemble du Canada, selon le modèle canadien de glace de lac (pondéré en fonction de la densité des lacs), représentent une diminution d’environ 1,5 jour par décennie (figure 6.17), ce qui se situe dans la fourchette supérieure des estimations fondées sur les observations à long terme, mais demeure inférieur aux moyennes récentes à l’échelle de l’hémisphère (Sharma, Richardson et al., 2021).

Faits saillants de la figure : Le nombre de jours avec couverture de glace de lac a diminué pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2021.

Titre de la figure : Changement de la durée de la glace de lac pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2021

Figure 6.17 : Écart annuel par rapport à la moyenne du nombre de jours avec couverture de glace de lac pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2021. Les barres bleues indiquent les années où le nombre de jours avec couverture de glace de lac était supérieur à la moyenne, tandis que les barres roses indiquent les années où ce nombre était inférieur à la moyenne. La ligne pointillée noire représente la tendance générale. Source des données : Résultats du modèle canadien de glace de lac alimenté par des estimations historiques de la température, de l’accumulation de neige et d’autres conditions météorologiques provenant d’ERA5‑Land.

6.4.1.2 : Chronologie de la formation et de la fonte, durée et épaisseur de la glace de rivière

Les études utilisant les données des stations hydrométriques canadiennes (stations qui recueillent des données sur les ressources en eau) indiquent que le moment de la débâcle des rivières varie entre plus tôt et plus tard selon l’endroit, pour la période allant de 1970 à 2016 (figure 6.18). Bien que les tendances observées aux stations varient considérablement selon l’endroit, la majorité des stations montrent une tendance vers une débâcle plus précoce (Y. Chen et She, 2020), et la variation interannuelle de la chronologie de la débâcle est fortement corrélée à la variabilité interannuelle de la température printanière (Y. Chen et She, 2020; Dibike, Hartmann et al., 2021; A. M. W. Newton et Mullan, 2021; von de Wall et al., 2010). Les tendances spatiales pour la prise des glaces (non illustrées) sont généralement plus complexes que pour la débâcle (Lacroix et al., 2005; Thellman et al., 2021).

La sévérité de la glace de rivière décrit les processus associés aux embâcles importants qui causent des inondations ou ont d’autres répercussions socioéconomiques et écologiques, qu’elles soient négatives ou positives (voir l’encadré 6.5 sur les embâcles de rivière et la section 5.7 du chapitre 5 sur les inondations). Les embâcles peuvent se former à la fois lors de la prise des glaces et lors de la débâcle. Les embâcles pendant la période de débâcle sont généralement plus graves, car le débit de nombreuses rivières canadiennes atteint son maximum au printemps et est plus faible à l’automne. Ce n’est pas nécessairement le cas pour les rivières régularisées, dont le débit est contrôlé. Le niveau d’eau instantané maximal observé lors de la débâcle est couramment utilisé comme indicateur de la sévérité de la débâcle. Les données provenant de nombreuses rivières canadiennes ont révélé des tendances à la baisse et à la hausse des niveaux d’eau (en centimètres par décennie) sur différentes périodes, remontant jusqu’au début du XX^e siècle (Beltaos, 2004; Curi et al., 2021; Dibike, Hartmann et al., 2021; Poulin et al., 2021; Turcotte et al., 2019). L’ampleur du débit en période de débâcle est un faible indicateur du potentiel d’inondation lorsqu’il est utilisé sans données supplémentaires. Pour un débit donné, les niveaux d’eau maximaux pendant la débâcle peuvent varier considérablement, selon qu’un embâcle important se forme à proximité ou non. Pour de nombreuses rivières nordiques, un seul événement de débâcle printanière est la norme. Parfois, quelques jours de temps doux accompagnés de fortes pluies peuvent augmenter suffisamment le débit et le niveau d’eau pour déclencher une débâcle, parfois plus d’une fois au cours d’un même hiver. Ces événements sont appelés débâcles hivernales (Beltaos, 2002; Janowicz, 2010; Turcotte et al., 2020). Dans le cadre de la présente évaluation, le terme « hiver » désigne la période comprise entre la formation initiale et la débâcle finale de la couverture de glace et peut dépasser les limites calendaires de la saison hivernale. Une débâcle hivernale peut être plus sévère qu’un événement printanier (par exemple, l’inondation de l’hiver 2018 dans le bassin versant de la rivière Grand, en Ontario) (Curi et al., 2019), car les embâcles formés en hiver gèlent en place lorsque le froid revient et peuvent favoriser des embâcles plus persistants lors de la débâcle suivante. Partout au Canada, les débâcles hivernales sont de plus en plus fréquentes (figure 6.4.5) (De Coste et al., 2022).

Faits saillants de la figure : Les tendances de la débâcle des rivières au Canada montrent une variation régionale allant d’une débâcle plus précoce à plus tardive.

Titre de la figure : Changement de la chronologie de la débâcle des rivières au Canada de 1970 à 2016

Figure 6.18 : Carte montrant à l’aide de couleurs les changements de la chronologie de la débâcle des rivières au Canada de 1970 et 2016. Les cercles indiquent les sites de débâcle, et les couleurs reflètent l’ampleur positive ou négative du changement. Source des données : Y. Chen et She (2020).

Faits saillants de la figure : Le nombre de débâcles hivernales au Canada a augmenté depuis 1955.

Titre de la figure : Nombre de débâcles hivernales au Canada de 1955 à 2015

Figure 6.19 : Nombre de débâcles hivernales recensées dans la Base de données canadienne sur les glaces fluviales entre 1955 et 2015, avec ligne de tendance. La tendance a un seuil de signification statistique de 5 % (ce qui signifie qu’il y a 5 % de chances ou moins de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Source des données : De Coste et al. (2022).

6.4.1.3 : Épaisseur de la glace de rivière

L’épaisseur de la glace de rivière en hiver est un facteur clé pour la sécurité des traversées lorsque des routes d’hiver sont construites dans le nord du Canada aux fins de transport. De plus, l’épaisseur maximale atteinte par la couverture de glace avant une débâcle est l’un des facteurs qui influencent la formation des embâcles. Par exemple, une glace mince est moins susceptible de bloquer les gros blocs de glace et débris qui peuvent provoquer des embâcles. À l’inverse, une glace extrêmement épaisse est plus susceptible de se désintégrer sur place plutôt que d’être mobilisée par la montée des eaux, produisant ainsi suffisamment de débris pour contribuer à d’autres embâcles. Des tendances vers une couverture de glace plus mince dans les rivières ont été signalées dans des études ciblant l’hémisphère Nord, y compris à deux sites au Canada (Beltaos et Prowse, 2009; Burrell et al., 2023). Les taux d’amincissement sur des périodes d’au moins 30 ans s’élèvent généralement à quelques millimètres par année. Cependant, des tendances récentes observées sur six rivières différentes au Yukon indiquent des taux d’amincissement de la glace en fin d’hiver de 8 à 18 mm/année sur des périodes de 13 à 23 ans, ce qui concorde avec la diminution du froid hivernal global mesurée par le cumul des degrés-jours de gel (Turcotte et al., 2019). Les préoccupations concernant la détérioration des conditions environnementales dans le delta des rivières de la Paix et Athabasca, notamment la réduction de l’épaisseur et de la qualité de la glace, ont conduit à la mise en œuvre de programmes de surveillance communautaire gérés par la Première Nation crie Mikisew depuis 2008 et la Première Nation des Chipewyans d’Athabasca depuis 2010. Parmi les autres variables environnementales, l’épaisseur et la qualité de la glace sont surveillées à certains sites tout au long de l’hiver (Maclean et al., 2021). Un modèle régional de croissance de la glace fondé sur des données a été développé, permettant de calculer l’épaisseur maximale saisonnière de la glace depuis l’hiver 1920‑1921. Le modèle indique une perte de 8 cm au cours des 100 années suivantes (Maclean et al., 2021), tandis que le taux d’amincissement semble avoir été plus élevé au cours des quelque 50 dernières années.

6.4.2 : Causes des changements passés

La glace présente sur un plan d’eau, tel qu’un lac ou une rivière, varie selon deux types de facteurs généraux : les conditions climatiques locales et les caractéristiques secondaires liées au plan d’eau lui‑même, telles que sa taille, sa forme et la vitesse de son écoulement. Les conditions climatiques locales dépendent généralement de l’emplacement du lac ou du tronçon de la rivière. Par exemple, la latitude, la distance à l’intérieur des terres et l’altitude d’un plan d’eau déterminent la plage des températures saisonnières de l’air, la quantité de neige au sol, la couverture nuageuse typique (qui influe sur le rayonnement entrant et sortant) et la présence éventuelle d’importantes téléconnexions climatiques influençant le climat régional (Beltaos et Prowse, 2009; L. C. Brown et Duguay, 2010; Prowse et al., 2007; Turcotte et al., 2012). Parmi ces conditions climatiques, la température de l’air est la variable principale qui influe sur la couverture et l’épaisseur de la glace d’eau douce, car la glace ne peut se former que lorsque la température de l’air reste constamment inférieure à 0 °C (L. C. Brown et Duguay, 2010; Dibike, Hartmann et al., 2021; Palecki et Barry, 1986; Warne et al., 2020).

Pour chaque lac, les conditions locales de température de l’air peuvent fluctuer d’une année à l’autre, et ces fluctuations exercent la plus grande influence sur les variations interannuelles de la chronologie de la formation et de la fonte des glaces, ainsi que sur la durée totale de la glace (Imrit et Sharma, 2021). Ces fluctuations régionales de température sont généralement liées à la variabilité climatique interne (chapitre 3, section 3.3.3), ce qui signifie que les tendances relatives à la chronologie de la formation et de la fonte de la glace de lac sont également en partie influencées par cette variabilité, surtout sur des périodes courtes. Cependant, même pour des lacs individuels, des tendances à long terme relatives à la présence d’une couverture de glace sont détectables (Imrit et Sharma, 2021), et, lorsqu’on examine la réponse moyenne des lacs à l’échelle de l’hémisphère Nord, le signal de réchauffement à long terme devient le facteur dominant (Benson et al., 2012). La force de la réponse à la température explique pourquoi, pour l’ensemble de l’hémisphère Nord, la perte de glace d’eau douce (qu’elle se manifeste par une durée de couverture de glace plus courte ou une épaisseur de glace réduite) a été attribuée au réchauffement causé par les émissions de gaz à effet de serre d’origine humaine (Grant et al., 2021). Les conditions locales de neige ont également une incidence sur la glace de lac (L. C. Brown et Duguay, 2010; Duguay et al., 2003; Jensen et al., 2007). Par exemple, la neige agit comme un isolant, de sorte qu’en hiver, une couche de neige sur la glace ralentit la formation de glace en dessous, tandis qu’au printemps, la glace de lac recouverte d’un manteau neigeux épais fond plus lentement que celle recouverte d’un manteau mince. Cependant, la neige peut également contribuer à l’épaisseur totale de la glace lorsqu’une partie du manteau neigeux se mélange à l’eau et gèle pour former de la glace blanche (L. C. Brown et Duguay, 2010), qui est plus fragile et laisse passer moins de lumière vers l’eau sous‑jacente. Au-delà des facteurs liés au climat, des caractéristiques propres aux lacs, telles que la superficie et la profondeur, peuvent également modifier la chronologie de la formation et de la fonte de la glace ainsi que le taux de croissance de celle‑ci (Basu et al., 2024; Nõges et Nõges, 2014; Rafat et al., 2023), car elles ont une incidence sur le fetch, la circulation de l’eau, la température et la capacité de stockage de la chaleur. Ces effets sont plus marqués dans les grands lacs (Rouse et al., 2008).

Pour les rivières, des variables climatiques autres que la température, telles que la neige, la pluie, le rayonnement solaire et la couverture nuageuse, peuvent avoir une incidence directe sur la phénologie et l’épaisseur de la glace (Beltaos et Prowse, 2009; Turcotte et al., 2012), mais la nature fluide des rivières ajoute une dynamique hydrologique complexe souvent importante. Cette dynamique est contrôlée par des caractéristiques propres aux rivières, telles que la taille et la pente du chenal, la forme, l’orientation et l’hydrogramme de débit (graphique montrant l’évolution du débit d’une rivière au fil du temps sur une période donnée, telle qu’une année ou un mois) (Turcotte et Morse, 2013). Certains de ces facteurs dépendent eux-mêmes du climat, ce qui ajoute de la complexité aux projections de la glace de rivière dans différentes conditions climatiques. Par exemple, un débit élevé à l’automne tend à retarder la formation de la couverture de glace; un débit élevé au printemps tend à favoriser une débâcle plus précoce et à accroître la sévérité des embâcles qui s’ensuivent; et un débit élevé en plein hiver, résultant d’un bref redoux et de précipitations, peut provoquer une débâcle hivernale et des embâcles (Beltaos et Prowse, 2009; Gebre et Alfredsen, 2011; Turcotte et al., 2020). L’altitude du plan d’eau dans lequel une rivière se jette (comme une autre rivière, un lac ou un océan) peut également influencer les processus liés à la glace à une distance considérable de l’embouchure. Il dépasse la portée du présent rapport de détailler les mécanismes physiques qui régissent les régimes de glace de rivière et leurs nombreuses interconnexions avec le climat. Ces informations se trouvent dans des publications récentes, chacune contenant une bibliographie exhaustive (Beltaos, 2021; Beltaos et Prowse, 2009; Thellman et al., 2021). Le fait que la géomorphologie et l’écoulement sous‑tendent la formation de la glace de rivière rend extrêmement difficile la prédiction des changements de la glace de rivière dans un climat en réchauffement, en termes généraux et à grande échelle.

6.4.3 : Changements futurs

6.4.3.1 : Chronologie de la formation et de la fonte, et durée de la glace de lac

Comme la glace de lac est fortement influencée par la température de l’air, la façon dont la durée et l’épaisseur de la glace évolueront à court terme (de 2021 à 2040) et jusqu’à la fin du XXI^e siècle dépendra principalement des niveaux futurs de réchauffement planétaire. Les modèles de pointe actuels prévoient que la durée de la glace de lac dans l’hémisphère Nord diminuera en moyenne de 9 à 10 jours pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale (Grant et al., 2021; Huang et al., 2022). En réponse au réchauffement, la glace devrait se former plus tard et fondre plus tôt, mais les changements liés à la débâcle devraient être plus importants (Grant et al., 2021). Pour les lacs situés dans le sud de l’Ontario et du Québec ou à certains endroits le long de la côte ouest de la Colombie‑Britannique, un réchauffement suffisant dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) pourrait entraîner la disparition complète de la couverture de glace d’ici la fin du XXI^e siècle (Sharma, Blagrave et al., 2021).

Autrement, la plupart des lacs du Canada ne devraient pas perdre entièrement leur couverture de glace au cours de ce siècle, mais la durée de la glace devrait diminuer de manière comparable ou supérieure à la moyenne de l’hémisphère Nord. Cette évaluation repose sur des projections mises à jour du modèle canadien des lacs (Duguay et al., 2003), alimenté par des estimations futures de la température, de l’épaisseur de la neige et d’autres conditions météorologiques provenant de deux modèles CMIP6 (figure 6.20). Les projections indiquent que la durée de la glace de lac au Canada devrait diminuer d’au moins 10 jours pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale et, dans une grande partie du pays, de 14 à 21 jours pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Ces projections concordent avec d’autres études qui signalent des changements de 15 à 50 jours à l’échelle du pays pour une période correspondant à une hausse d’environ 2 °C de la température moyenne mondiale (L. C. Brown et Duguay, 2011b; Dibike et al., 2011).

Faits saillants de la figure : La durée de la glace de lac et de rivière devrait diminuer partout au Canada avec la hausse de la température moyenne mondiale.

Titre de la figure : Changements futurs de la durée de la glace de lac et de rivière au Canada par hausse d’un degré Celsius de la température moyenne mondiale

Figure 6.20 : Cartes montrant à l’aide de couleurs les changements projetés de la durée de la glace de lac (à gauche) et de rivière (à droite) au Canada pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Source des données : Pour la glace de lac, simulations du modèle canadien de glace de lac (Canadian Lake Ice Model) fondées sur des projections de la température de surface, de l’épaisseur de la neige et d’autres conditions météorologiques provenant de deux modèles CMIP6 (projections de la glace de lac); Pour la glace de rivière, données de température issues d’un ensemble de modèles CMIP6 (voir détails dans le texte).

6.4.3.2 : Épaisseur de la glace de lac

Avec la hausse de la température moyenne mondiale, l’épaisseur maximale annuelle de la glace devrait également diminuer dans l’ensemble de l’hémisphère Nord et au Canada. Les projections pour l’hémisphère Nord d’ici la fin du siècle sont une diminution de 18 cm dans un scénario d’émissions faibles (RCP 2.6), de 26 cm dans un scénario d’émissions élevées (RCP6.0) et de 35 cm dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (X. Li et al., 2022). Comme le réchauffement devrait être plus marqué dans l’Arctique canadien, les pertes d’épaisseur maximale annuelle de la glace y seront plus importantes (Huang et al., 2022; X. Li et al., 2022). La glace de lac est essentielle pour le transport et les déplacements dans de nombreuses communautés canadiennes (voir l’encadré 6.4 sur les routes d’hiver), et la diminution de l’épaisseur de la glace de lac projetée avec le réchauffement continu pourrait perturber ces voies de transport (Woolway et al., 2022).

6.4.3.3 : Chronologie de la formation et de la fonte, durée et sévérité de la glace de rivière

Il a été difficile de tenir compte de l’influence du débit fluvial sur les projections de la chronologie de la formation et de la fonte, de la durée et de la sévérité de la glace de rivière, car les modèles hydrologiques qui tentent de représenter ces relations ne reproduisent pas avec précision les débits observés historiquement. Par conséquent, de nombreux auteurs ont adopté des approches axées sur la température de l’air uniquement ou sur la combinaison de la température de l’air et des précipitations totales hivernales et estivales. Par exemple, des études antérieures ont projeté des changements du moment où les températures descendent sous 0 °C à l’automne et du moment où elles repassent au‑dessus de 0 °C au printemps (Prowse et Bonsal, 2004, utilisant une génération précédente de modèles CMIP). Ces études concluent que l’arrivée des températures inférieures à 0 °C à l’automne sera retardée, tandis que le retour des températures supérieures à 0 °C au printemps sera plus précoce, ce qui réduira la durée des périodes où les températures sont inférieures à 0 °C. Ces changements peuvent servir de données indirectes sur les changements de la durée de la glace de rivière, puisque la glace a besoin de températures de l’air inférieures à 0 °C pour se former et s’épaissir. Nous présentons ici des projections mises à jour fondées sur cette méthode en utilisant la génération la plus récente de modèles CMIP6 (figure 6.20). Les projections des modèles indiquent qu’au Canada, la durée de la glace de rivière diminuera de 10 à 21 jours pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. Cela concorde avec les projections pour l’hémisphère Nord d’ici la fin du siècle selon un scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (X. Yang et al., 2020). Des projections pour des rivières canadiennes particulières existent également, mais elles reposent sur des générations précédentes de modèles CMIP (Andrishak et Hicks, 2008; Beltaos et al., 2006). Par exemple, pour un site sur la rivière de la Paix, près du delta des rivières de la Paix et Athabasca, la durée de la glace de rivière devrait diminuer de quatre semaines d’ici la fin du siècle dans un scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (Beltaos et al., 2006), ce qui est cohérent avec la figure 6.20 et avec les projections pour l’hémisphère Nord (X. Yang et al., 2020). Cependant, la confiance est limitée quant à la généralisation et à l’application précise de ces projections à des rivières particulières, car elles ne tiennent pas compte des facteurs climatiques autres que la température de l’air, ni de l’influence du débit d’eau ou de la manière dont ces facteurs supplémentaires seront eux-mêmes modifiés par les changements climatiques.

Les calculs quantitatifs de la sévérité des embâcles comportent une grande incertitude (Beltaos, 2021). Par conséquent, les projections des modèles varient selon l’endroit et même selon la méthodologie de correction des biais des modèles hydrologiques (Beltaos et al., 2006; Lamontagne et al., 2021; Mahabir et al., 2007; Rokaya et al., 2018b, 2020). En termes qualitatifs, les débâcles hivernales devraient devenir plus fréquentes et se produire de plus en plus loin au nord, ce qui devrait entraîner des embâcles plus fréquents. Cependant, les changements de la sévérité des embâcles dépendront des changements de débit, car ceux‑ci déterminent le potentiel d’inondation. Dans les rivières côtières, l’élévation du niveau de la mer (chapitre 7, section 7.4) pourrait créer des conditions favorables à la formation d’embâcles beaucoup plus en amont (Beltaos et Prowse, 2001). Le même mécanisme pourrait également s’appliquer là où une rivière se jette dans un lac ou une autre rivière si les conditions locales ou régionales élèvent les niveaux respectifs. Comme le climat se réchauffe plus rapidement dans le nord du Canada que dans le sud (chapitre 4, section 4.2), le gradient thermique rencontré par les rivières qui coulent vers le nord diminuera. Toutes choses étant égales par ailleurs, ce résultat tendra à réduire la durée de la couverture de glace et à réduire la fréquence des embâcles les plus sévères (AMAP, 2021a; Thellman et al., 2021). Le risque d’inondation liée à la glace pour les communautés et les infrastructures riveraines variera au cas par cas et dépendra des tendances locales récentes des variables pertinentes (Burrell et al., 2024). Cette variation à l’échelle locale a des conséquences pour le programme national d’évaluation des aléas d’inondation en cours (consulté le 20 décembre 2024).

6.4.3.4 : Épaisseur de la glace de rivière

L’approche la plus simple pour prévoir les changements de l’épaisseur de la glace de rivière dans un climat en changement consiste à établir un lien entre l’épaisseur de la glace et le nombre de degrés‑jours de gel cumulés au cours de la saison (Stefan, 1891). Cette approche a été utilisée pour prévoir les changements dans des rivières particulières, avec des résultats comparables pour les modèles CMIP5 et CMIP3 (Beltaos et al., 2006; Lamichhane et al., 2022). Dans les deux études, les auteurs ont constaté une diminution de l’épaisseur maximale annuelle de la glace de rivière, ce qui concorde avec un réchauffement continu et une diminution de la durée de la couverture de glace. De plus, l’influence du manteau neigeux (Ashton, 2011) a été modélisée pour l’ensemble de l’hémisphère Nord (Park et al., 2016) et pour des rivières particulières (Beltaos et al., 2006). Pour tenir compte des effets de facteurs supplémentaires, tels que la couverture nuageuse (Imrit et al., 2022), les modèles numériques mis au point pour la croissance de la glace de lac peuvent être utiles.

6.4.4 : Lacunes dans les connaissances

1) Il n’y a pas suffisamment d’observations actuelles et passées sur la glace d’eau douce au Canada.

Il existe historiquement moins de données phénologiques sur la glace de rivière (par exemple, les dates d’embâcle ou de débâcle) que sur la glace de lac (Beltaos et Prowse, 2009; Thellman et al., 2021). Une base de données mondiale sur la glace de rivière n’est disponible que depuis quelques années (X. Yang et al., 2019). De plus, cette base de données se limite à la présence de glace sur les rivières de plus de 90 m de largeur, ce qui restreint les données aux plus grands cours d’eau de la planète. Il existe également une Base de données canadienne sur les glaces fluviales (de Rham et al., 2020), mais elle n’a pas été mise à jour depuis la fin de 2015. Bien qu’il y ait historiquement plus de données phénologiques sur la glace de lac que sur la glace de rivière, ces données sont en déclin depuis les années 1990 (Murfitt et Duguay, 2021), époque où de nombreuses données sur la glace de lac ont cessé d’être consignées dans la base de données mondiale sur la phénologie de la glace de lac et de rivière et dans la Base de données canadienne sur les glaces fluviales (Benson et al., 2000; Lenormand et al., 2002). Les observations de variables non liées à la phénologie, telles que l’épaisseur ou la qualité de la glace, sont très rares (Murfitt et Duguay, 2021). Bien que l’obtention de données sur le terrain soit difficile sur le plan logistique, la présence et l’épaisseur de la glace de lac sont considérées comme des variables climatiques essentielles pour caractériser le climat de la Terre (OMM, 2021). Elles sont également essentielles pour la validation des simulations de modèles, notamment des mesures satellitaires, car, si les simulations historiques peuvent être validées avec des données passées, les nouveaux satellites nécessitent des mesures au sol contemporaines pour être validés.

2) L’utilisation des observations par télédétection pose certains défis.
Les mesures satellitaires provenant de capteurs optiques et hyperfréquences peuvent être utilisées pour déterminer la présence d’une couverture de glace et sont disponibles depuis les années 1970, mais les compromis en matière de résolution spatiale et de résolution temporelle ont limité leur utilisation. Les premiers satellites permettaient des observations fréquentes d’un endroit donné, mais à une résolution spatiale relativement grossière, ce qui limitait l’analyse aux très grands lacs (Cai et al., 2022), ou à une haute résolution, mais moins fréquente (surtout dans les régions nordiques), ce qui rendait la détermination de la chronologie de la formation et de la fonte de la glace peu précise (Murfitt et Duguay, 2021). Depuis les années 2000, les nouveaux satellites offrent de meilleures combinaisons de résolution spatiale et de résolution temporelle. Bien que des études aient examiné les tendances à court terme dans ces observations (Dauginis et Brown, 2021; Šmejkalová et al., 2016), les données ne couvrent qu’une à deux décennies, ce qui rend difficile la détection des signaux liés aux changements climatiques. À l’avenir, des satellites tels que la mission de la constellation RADARSAT du Canada (données disponibles depuis la fin de 2019) fourniront des observations encore plus fréquentes et à haute résolution. Ces observations, combinées à de nouvelles techniques d’analyse (par exemple, Engram et al., 2018; Murfitt et Duguay, 2020), devraient permettre de constituer une collection croissante de données sur la période avec couverture de glace.

Comparativement aux satellites qui fournissent des données sur la chronologie de la formation et de la fonte de la glace, peu de satellites peuvent fournir les informations nécessaires pour mesurer l’épaisseur de la glace depuis l’espace. Jusqu’à récemment, des mesures précises n’étaient possibles que pour les lacs peu profonds de la toundra (Engram et al., 2018; Surdu et al., 2014) ou pour les très grands lacs (Kang et al., 2014). Bien que de nouvelles méthodes aient vu le jour, utilisant des hyperfréquences actives (Antonova et al., 2016; Gunn et al., 2018; Murfitt et Duguay, 2020) ou des données altimétriques (Beckers et al., 2017; Mangilli et al., 2022; Ye et al., 2024) pour estimer l’épaisseur de la glace de lac, les données de validation au sol pour ces méthodes sont très limitées.

3) Les projections de la couverture de glace au Canada ne tiennent pas compte des caractéristiques locales et simplifient de nombreux processus physiques.

Les projections de la glace de lac au Canada ont généralement simulé des lacs généralisés plutôt que la diversité réelle des lacs du pays. Par exemple, l’ensemble des lacs est souvent modélisé comme ayant une profondeur constante, sans tenir compte des différences de superficie ou de circulation. Ces simplifications reflètent à la fois le manque de données disponibles pour de nombreux lacs et les limites pratiques des ressources informatiques. De même, les projections des conditions de glace de rivière n’existent que pour quelques rivières au Canada, et beaucoup n’ont pas été mises à jour avec les résultats des modèles CMIP les plus récents. Dans le cas des rivières, les modèles hydrologiques qui simulent le mieux les changements de débit ne peuvent généralement pas tenir compte de la présence de glace. Cette lacune limite la compréhension scientifique des interactions entre le débit et la glace, notamment des processus dynamiques, tels que le début de la débâcle, le transport et le devenir des segments mobilisés de la couverture de glace hivernale, la formation et le bris d’embâcles, ainsi que leur potentiel d’érosion et de transport des sédiments.

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

Message clé 6.7 : La durée de la glace de lac a diminué dans l’ensemble du Canada au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé). Elle a diminué de une à quatre semaines dans le nord du Canada, en Colombie-Britannique, dans le sud de l’Ontario et dans certaines régions du Canada atlantique, tandis qu’elle a augmenté jusqu’à deux semaines dans le centre du Canada (degré de confiance moyen). La chronologie de la débâcle printanière des rivières a changé en réponse à la température, et le nombre de débâcles hivernales augmente au Canada (degré de confiance moyen).

Message clé 6.8 : La durée de la glace de lac devrait diminuer partout au Canada à mesure que le climat se réchauffe, entraînant une diminution correspondante de l’épaisseur maximale de la glace (degré de confiance très élevé). La durée et l’épaisseur de la glace de rivière devraient également diminuer de façon générale avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance élevé), mais le degré de confiance quant à la précision constante de ces changements pour des rivières individuelles est faible.

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car la plupart des études d’attribution portent sur les changements de la durée de la glace de lac à l’échelle de l’hémisphère Nord. Malgré l’absence d’études d’attribution formelles propres au Canada, nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur la glace de lac et de rivière au Canada (section 6.2.2).

En ce qui concerne le message clé 6.7, notre degré de confiance élevé dans les changements passés de la durée de la glace de lac au Canada repose sur des simulations historiques d’un modèle éprouvé qui s’accorde généralement avec les tendances observées à des sites précis. Une confiance supplémentaire est apportée par la forte relation entre la durée de la glace de lac et la température de l’air, déterminée par des études de processus, ainsi que par la corrélation des tendances observées dans ce rapport entre la durée du manteau neigeux, la durée de la glace de lac et le nombre de jours de gel saisonnier du sol, toutes des variables touchées fortement par les changements de température de l’air. Notre degré de confiance moyen dans les changements de la durée de la glace de lac pour certaines régions du Canada reflète la spécificité accrue des changements selon l’endroit et l’ampleur. Nous avons un degré de confiance moyen dans la relation entre la chronologie de la débâcle des rivières et la température de l’air, car elle repose sur plusieurs études indépendantes analysées sur diverses périodes. Bien que cette relation soit bien établie à l’échelle saisonnière, elle ne se traduit pas par des tendances de la durée de la glace de rivière corrélées aux tendances printanières de la température à l’échelle du pays, peut-être en raison de l’influence de caractéristiques propres aux rivières (section 6.4.2). Nous avons un degré de confiance moyen dans les changements liés aux débâcles hivernales, car, bien qu’ils reposent sur une seule source, les données et l’analyse concordent fortement avec les attentes théoriques.

En ce qui concerne le message clé 6.8, nous avons un degré de confiance très élevé dans les changements futurs de la durée de la glace de lac, car ils reposent sur des projections d’un modèle éprouvé qui s’accorde généralement avec les tendances observées à des sites précis. Nous avons également un degré de confiance très élevé dans les changements correspondants de l’épaisseur de la glace de lac, fondés sur des études de processus et de modélisation reliant la diminution de la durée de la glace de lac à la diminution de l’épaisseur maximale annuelle de la glace. Les attentes générales concernant les changements de la durée et de l’épaisseur de la glace de rivière reposent sur la forte relation entre la période avec couverture de glace et la température de l’air déterminée par des études de processus ou par l’analyse de données indirectes issues de plusieurs générations de projections de modèles climatiques (les périodes où les températures sont inférieures à 0 °C en est une, comme le montre la figure 6.20). Cela nous conduit à un degré de confiance élevé dans les changements généralisés attendus, mais à un faible degré de confiance quant à la précision de ces changements futurs pour certaines rivières au Canada, car les projections généralisées ne tiennent pas compte des facteurs liés au climat autres que la température de l’air, ni de l’influence du débit.

6.5 : Glaciers

Message clé 6.9 : Tous les glaciers de l’ouest du Canada et de l’Arctique canadien se sont amincis et ont perdu de la masse au cours des deux dernières décennies et demie, comme le montrent les mesures satellitaires offrant une couverture spatiale complète (degré de confiance très élevé). Des mesures sur le terrain à long terme effectuées sur un petit nombre de glaciers de référence indiquent que les glaciers du Canada perdent de la masse depuis au moins les années 1960 et que cette perte s’est accélérée au cours des dernières décennies (degré de confiance élevé). Dans l’ouest du Canada, des diminutions de la contribution des glaciers au débit estival ont été observées dans plusieurs bassins versants (degré de confiance élevé), marquant une diminution irréversible d’une source essentielle d’eau douce pour ces régions.

Message clé 6.10 : Les glaciers du Canada devraient continuer à perdre de la masse dans tous les scénarios d’émissions futurs (degré de confiance très élevé). Dans l’ouest du Canada, plus de 55 % de la glace de glacier devrait disparaître d’ici 2100, même si le réchauffement planétaire est limité à 2 °C (degré de confiance élevé). Le nombre et la sévérité des aléas liés aux glaciers, tels que les inondations et les glissements de terrain, devraient augmenter, particulièrement dans l’ouest du Canada (degré de confiance moyen). L’eau de fonte provenant des glaciers et des calottes glaciaires de l’Arctique canadien continuera de figurer parmi les plus importantes sources glaciaires de l’élévation du niveau de la mer à l’échelle mondiale jusqu’en 2100 et au‑delà (degré de confiance très élevé).

Les glaciers se forment lorsque la neige s’accumule et se compacte au fil des siècles, voire des millénaires. Ils gagnent de la masse principalement par l’accumulation de neige et en perdent (ablation) principalement par la fonte de la neige et de la glace ainsi que par le vêlage d’icebergs. En excluant les inlandsis de l’Antarctique et du Groenland, les glaciers du Canada représentent environ 20 % du volume de glace des glaciers de la planète (voir la figure 6.21 pour les cartes des glaciers de l’archipel arctique canadien et de l’ouest du Canada). Les glaciers de l’archipel arctique canadien couvrent environ 146 000 km², répartis en deux régions : le nord de l’Arctique canadien (environ 105 000 km²) et le sud de l’Arctique canadien (41 000 km²). Les glaciers de l’ouest du Canada couvrent environ 39 500 km², y compris ceux situés le long de la côte de l’Alaska, du côté canadien de la frontière avec les États‑Unis. Il existe également environ 24 km² de glaciers dans le nord du Labrador (non illustrés dans la figure 6.21). Les changements climatiques accentuent l’amincissement et la fonte des glaciers presque partout dans le monde, sous l’effet des hausses décennales de température et du passage à des précipitations plus pluvieuses et moins neigeuses (Hugonnet et al., 2021). Les archives paléoclimatiques interprétées à partir de carottes de glace profonde montrent que la chaleur estivale récente dans l’Arctique canadien, moteur clé de la fonte des glaciers dans la région, est sans précédent depuis plusieurs millénaires (Fisher et al., 2012).

Faits saillants de la figure : La perte de masse glaciaire et l’élévation du niveau de la mer ont été calculées à partir de régions et d’endroits définis au Canada.

Titre de la figure : Régions et endroits au Canada utilisés pour calculer les changements de masse des glaciers et l’élévation du niveau de la mer

Figure 6.21 : Cartes montrant à l’aide de couleurs les glaciers du Canada répartis en quatre régions : nord de l’Arctique canadien (vert foncé), sud de l’Arctique canadien (vert pâle), ouest du Canada (brun pâle) et Alaska (brun foncé), qui inclut les glaciers du nord de la Colombie-Britannique et du Yukon le long de la frontière entre le Canada et l’Alaska. Les hexagones étiquetés indiquent l’emplacement de sept glaciers de référence où des mesures à long terme sont disponibles.

La perte de glace de glacier a des conséquences importantes tant à l’échelle locale que mondiale. Au Canada, l’eau de fonte des glaciers constitue une source d’eau douce pour les lacs, les rivières et les nappes souterraines (Bonsal et al., 2020; Castellazzi et al., 2019). Historiquement, ces apports ont augmenté le débit estival, améliorant la disponibilité de l’eau après la fonte des neiges et fournissant un refroidissement vital pour les écosystèmes aquatiques des rivières en fin d’été. Bien que l’accélération de la fonte des glaciers puisse temporairement accroître ces apports estivaux, ceux‑ci devraient diminuer à long terme (Huss et Hock, 2018). La baisse de la disponibilité de l’eau en été aurait des conséquences pour l’approvisionnement en eau potable, l’agriculture, l’industrie et le fonctionnement des écosystèmes (voir également l’étude de cas 5.1 du chapitre 5) (Bonsal et al., 2020; J. W. Moore et al., 2023).

L’augmentation de la quantité d’eau de fonte provenant des glaciers et des calottes glaciaires qui se déverse dans l’océan contribue également à l’élévation du niveau de la mer. Les glaciers et les calottes glaciaires de l’Arctique canadien comptent parmi les principaux contributeurs à l’élévation du niveau de la mer à l’échelle mondiale (Hugonnet et al., 2021; Wouters et al., 2019), avec des contributions détectables depuis le début des années 1990 (Box et al., 2018).

Enfin, le recul des glaciers a des répercussions sur la productivité primaire marine. Les glaciers qui se terminent en milieu marin transfèrent des nutriments de la terre vers la mer (Hopwood et al., 2020). En créant des remontées d’eaux profondes par le rejet d’eau de fonte en profondeur (Bhatia et al., 2021), les glaciers en milieu marin favorisent également la remontée d’eaux profondes riches en nutriments vers la surface. À mesure que les glaciers reculent, ils peuvent se terminer en milieu terrestre plutôt qu’en milieu marin (Cook et al., 2019; Kochtitzky et Copland, 2022). Ces changements devraient nuire à la productivité primaire marine en réduisant la remontée de nutriments permise par le rejet d’eau de fonte en profondeur (P. L. Williams et al., 2021). Combiné à l’amincissement continu de la glace de mer arctique (section 6.3), le recul des glaciers qui se terminent en milieu marin risque de poser des défis accrus pour l’approvisionnement en aliments marins traditionnels dont dépend la population inuite de cette région (Bhatia et al., 2021).

À mesure que les glaciers et les calottes glaciaires gagnent ou perdent de la masse sur de longues périodes, ils se déforment et se déplacent lentement, s’ajustant à l’évolution de leur poids sous l’effet de la gravité (Zekollari et al., 2022). Cette période d’ajustement varie selon la taille et la forme du glacier ou de la calotte glaciaire (Bahr et al., 1998; Zekollari et al., 2020), mais elle est généralement de plusieurs décennies à plusieurs siècles (Jóhannesson et al., 1989; Roe et al., 2017), ce qui signifie qu’aucun glacier ou calotte glaciaire du monde ne s’est encore complètement ajusté au réchauffement passé. Une conséquence de cet ajustement lent est que, même si les températures mondiales se stabilisent, il y aura encore un recul et une perte de masse supplémentaires dus au réchauffement survenu avant la stabilisation (Christian et al., 2018; Marzeion et al., 2018). Cette perte de masse inévitable mais non encore réalisée continuera de contribuer à l’élévation du niveau de la mer et de modifier la disponibilité de l’eau douce pendant des décennies à des siècles après la stabilisation des températures mondiales (Zekollari et al., 2025).

6.5.1 : Changements passés

La recherche et la surveillance intégrées ont réduit les incertitudes concernant la compréhension des changements touchant les glaciers au Canada, ce qui est nécessaire pour se préparer aux répercussions de ces changements sur les écosystèmes et les communautés canadiennes. Collectivement, les études sur le terrain, la télédétection et la modélisation des changements des glaciers au Canada offrent des données probantes selon lesquelles les taux de perte de masse glaciaire sont restés constants ou ont augmenté au cours des dernières décennies (Box et al., 2018; Hugonnet et al., 2021; Noël et al., 2018; WGMS, 2025; Zemp et al., 2019). Des mesures sur le terrain du bilan de masse de surface des glaciers (encadré 6.6) sont effectuées sur les sept glaciers de référence officiels du Canada (figure 6.21) depuis le début des années 1960 et sont exprimées en mètres d’équivalent en eau par année (Cogley, 2010). Bien qu’il existe une variabilité interannuelle, le résultat cumulatif de ces mesures, qui peut être considéré comme des mètres verticaux de perte d’eau, indique des pertes globales de 10 à 20 mètres d’équivalent en eau dans l’Arctique canadien et de 45 à 60 mètres d’équivalent en eau dans l’ouest du Canada (figure 6.22). Ces mesures montrent également des signes d’accélération des changements dans les deux régions. Les taux d’amincissement des glaciers aux quatre sites de surveillance dans l’Arctique canadien ont quadruplé entre 2000 et 2022, par rapport à la période de surveillance de quarante ans avant 2000 (Burgess et Danielson, 2022; Gardner et Sharp, 2007). De même, les taux d’amincissement des glaciers aux trois sites de surveillance de l’ouest du Canada ont triplé depuis les années 1970 (WGMS, 2025). Dans les deux régions, ces fortes tendances de bilan de masse négatif sont fortement corrélées à la chaleur estivale, ce qui fait du bilan de masse des glaciers un indicateur climatique précieux et l’une des variables climatiques essentielles du Système mondial d’observation du climat de l’Organisation météorologique mondiale (Bojinski et al., 2014). Depuis les années 1970, le réchauffement accru, amplifié par des épisodes de chaleur extrême comme en 2021, a accéléré la fonte des glaciers dans l’ouest du Canada (par exemple, Anderson et Radić, 2023; Demuth et al., 2008).

Faits saillants de la figure : Les glaciers de l’ouest du Canada et de l’Arctique canadien perdent de la masse depuis les années 1960, et il existe des données probantes d’un amincissement accéléré au cours des dernières décennies.

Titre de la figure : Perte cumulative de masse des glaciers d’après des mesures à long terme du bilan de masse des glaciers dans l’ouest du Canada et dans l’Arctique canadien depuis les années 1960

Figure 6.22 : Perte cumulative de masse calculée à partir des mesures de bilan de masse sur sept glaciers disposant de données à long terme (depuis les années 1960) dans l’ouest du Canada (à gauche) et l’Arctique canadien (à droite). La perte de masse est exprimée en changement d’épaisseur en mètres d’équivalent en eau. Source des données : Burgess et Danielson (2022); Thomson et al. (2017); WGMS (2025).

Les changements à grande échelle des glaciers peuvent également être déterminés à partir des mesures satellitaires qui complètent les observations sur le terrain pour fournir des informations sur la dynamique des glaciers, les changements d’épaisseur, la perte de masse à l’échelle régionale et les contributions à l’élévation du niveau de la mer. Les mesures satellitaires de changement d’élévation en mètres par année^{Note de bas de page 5} indiquent qu’entre 2000 et 2019, les glaciers de l’ouest du Canada ont vu leur taux d’amincissement multiplié par plus de quatre, variant entre 0,13 et 1,19 m/année au cours de la période étudiée (figure 6.23) (Hugonnet et al., 2021), et constituent donc certains des glaciers qui s’amincissent le plus rapidement au monde. Les pertes les plus importantes sont observées dans la chaîne Côtière et le centre-sud des Rocheuses (Schiefer et al., 2007), où les mesures sur le terrain confirment que la glace des glaciers s’est amincie de 40 à 60 m depuis le milieu des années 1960 (figure 6.22) (WGMS, 2025). La Colombie-Britannique et l’Alberta ont perdu environ 30 %, soit 9 130 km², de leur couverture glaciaire depuis 1984 (Bevington et Menounos, 2022), et, comme les taux d’amincissement, les taux observés de recul des glaciers ont également augmenté de manière marquée ces dernières années. Par rapport aux taux enregistrés entre 1984 et 2010, les glaciers sans débris de la Colombie‑Britannique continentale et de l’Alberta ont reculé sept fois plus vite au cours de la période plus récente de 2011 à 2020, et les glaciers sans débris de l’île de Vancouver ont reculé jusqu’à 32 fois plus vite au cours de la même période (Bevington et Menounos, 2022). Les calculs fondés sur les mesures satellitaires dans l’Arctique canadien indiquent que, pour la période de 2000 à 2019, la perte de masse des glaciers du nord de l’Arctique canadien (32 ± 3 Gt/année) était comparable à celle des glaciers du sud de l’Arctique canadien (23 ± 2 Gt/année); toutefois, les taux d’amincissement des glaciers étaient plus de deux fois plus élevés dans le sud que dans le nord au cours de la même période (environ 0,75 m/année contre 0,33 m/année, illustré à la figure 6.23) (Hugonnet et al., 2021). Collectivement, on estime que les glaciers de l’Arctique canadien ont perdu en moyenne 53 gigatonnes de masse par année de 2000 à 2023, principalement en raison de la hausse des températures estivales (The Glacier Mass Balance Intercomparison Exercise (GlaMBIE) Team, 2024). Cette perte de glace équivaut à une élévation du niveau de la mer d’environ 2,7 mm, soit 20 % de la contribution totale de toutes les calottes glaciaires et de tous les glaciers de l’Arctique, à l’exception de l’inlandsis du Groenland, au cours de cette période de 23 ans.

Faits saillants de la figure : Les glaciers de l’ouest du Canada et de l’Arctique canadien se sont amincis et ont perdu de la masse au cours des deux dernières décennies et demie.

Titre de la figure : Mesures satellitaires des taux d’amincissement des glaciers dans l’ouest du Canada et l’Arctique canadien de 2000 à 2019

Figure 6.23 : Cartes de l’ouest du Canada (à gauche) et de l’Arctique canadien (à droite) avec superposition des taux d’amincissement des glaciers de 2000 à 2019. Les couleurs des cercles indiquent le taux moyen de changement de l’altitude des glaciers (m/année) au cours de la période; la taille des cercles est proportionnelle à la superficie couverte par les glaciers. Les changements des taux d’amincissement des glaciers individuels sont regroupés et maillés spatialement; les cercles se trouvent au centre des points de grille, et leur taille et leurs taux d’amincissement représentent le changement agrégé des glaciers dans ce point de grille. Source des données : Hugonnet et al. (2021).

Les changements de superficie et le recul des glaciers peuvent également être démontrés à l’aide d’images satellitaires et de photographies (voir un exemple à la figure 6.24). Les calculs montrent que la superficie de la calotte glaciaire de Melville en 2023 est presque 50 % inférieure à celle en 1960 et que sa vitesse de rétrécissement a doublé depuis 1999. Une fragmentation accrue des complexes glaciaires et l’expansion des lacs à proximité ou en bordure des glaciers accompagnent ces résultats, menaçant dans certains cas les infrastructures environnantes et la stabilité du paysage, et augmentant le risque de crue de lacs glaciaires (Clague et O’Connor, 2021; Geertsema et al., 2022; Hik et al., 2022; Shugar et al., 2020).

Faits saillants de la figure : La perte de masse des glaciers et des calottes glaciaires peut être déduite d’images indiquant le recul des glaciers, leur fragmentation et la diminution de leur superficie.

Titre de la figure : Exemples de recul de glaciers détectable à partir de photos et d’images satellitaires

Figure 6.24 : Photos montrant le recul du front du glacier Peyto dans le parc national Banff d’environ 1 km entre 2003 (en haut à gauche) et 2024 (en haut à droite). Photos : Mike Demuth (2003) et Mark Ednie (2024). L’image satellitaire (en bas) montre la calotte glaciaire de Melville, dans les Territoires du Nord-Ouest, en 2023, avec superposition des contours passés de 1999 (rouge) et 1960 (noir). La fragmentation en cours (zones distinctes marquées par un « F ») et le substrat rocheux intérieur nouvellement exposé (sections vides de la région centrale de la calotte glaciaire marquées par un « B ») sont des indications claires de la désintégration rapide de cette calotte glaciaire de plateau située à basse altitude (de 514 à 740 m au-dessus du niveau de la mer) dans l’ouest de l’Arctique canadien. Source de la photo : Sentinel‑2, image en couleurs réelles acquise le 18 juillet 2023.

La fonte des glaciers et sa variabilité influent sur l’environnement fluvial en aval, notamment sur les niveaux de débit ainsi que la chimie et la température de l’eau. L’incidence des changements des glaciers sur le ruissellement de l’eau de fonte varie selon le pourcentage de couverture glaciaire dans chaque bassin versant et de la distribution de la glace selon l’altitude (R. D. Moore, 1992). Bien qu’une fonte accrue des glaciers augmente initialement le débit à mesure que la superficie totale des glaciers diminue, les apports d’eau de fonte des glaciers finissent par diminuer également, indiquant que le « pic d’eau » est passé (Huss et Hock, 2018). Des diminutions irréversibles du débit des rivières et des cours d’eau alimentés par les glaciers ont été détectées dans plusieurs grands bassins versants de l’ouest du Canada, et de nouvelles diminutions sont projetées d’ici la fin du siècle (Chesnokova et al., 2020; Huss et Hock, 2018; Marshall et al., 2011; R. D. Moore et al., 2020; Stahl et Moore, 2006). De même, dans l’Arctique canadien, des études récentes ont documenté des changements de la superficie des petits glaciers et calottes glaciaires (de moins de 5 000 km²) et constatent qu’ils ont diminué de 60 à 100 % depuis 1960 (Burgess et Danielson, 2022; Papasodoro et al., 2015; Serreze et al., 2017). Cette diminution continue des petites masses de glace stagnantes dans le paysage désertique de l’Extrême‑Arctique menace les réserves d’eau estivales locales dont les espèces sauvages ont besoin, ainsi que la disponibilité de l’eau pour certaines communautés des hautes latitudes nordiques (chapitre 5, étude de cas 5.1). Pour ce qui est des endroits et des périodes où les taux de fonte des glaciers continuent d’augmenter, cela peut se traduire par des contributions accrues à l’élévation du niveau de la mer provenant du ruissellement qui se jette dans les océans. Par exemple, la fonte des glaciers de l’Arctique canadien a été responsable d’une élévation d’environ 3,2 mm du niveau de la mer à l’échelle mondiale entre 1971 et 2017, soit environ 14 % des contributions totales des eaux de fonte de toute la glace terrestre de l’Arctique, y compris le Groenland (Box et al., 2018).

6.5.2 : Causes des changements passés

Au Canada, les glaciers et les calottes glaciaires gagnent de la masse par l’accumulation de neige et en perdent principalement par la fonte et le ruissellement en surface, mais aussi par la fonte à la base et par vêlage d’icebergs lorsque les glaciers se terminent dans un océan ou un lac. Parmi ces processus, la fonte en surface est actuellement le principal facteur ayant une incidence sur le bilan de masse annuel des glaciers et des calottes glaciaires au Canada, et la quantité de fonte en surface dépend principalement de l’intensité et de la durée de la chaleur estivale (Koerner, 2005; R. D. Moore et Demuth, 2001). Comme les glaciers du Canada sont situés dans des environnements arctiques et alpins, où les températures de l’air en surface augmentent deux à quatre fois plus vite que la moyenne mondiale (chapitre 4, section 4.2) (Pepin et al., 2015; Serreze et al., 2009), la perte de masse des glaciers par la fonte en surface devrait s’accroître tout au long du XXI^e siècle.

Dans l’ouest du Canada, des études ont montré que les variations interannuelles de la masse des glaciers sont principalement dues à la fonte estivale (corrélation de 0,9), l’accumulation de neige en hiver ayant une influence moindre mais encore détectable (corrélation de 0,6) (Marshall et al., 2011; WGMS, 2025). Comme le climat de l’ouest du Canada est fortement influencé par les températures de l’océan Pacifique, il existe également des effets liés aux régimes de circulation atmosphérique à long terme dans cette région. Par exemple, le passage à la « phase chaude » de l’oscillation décennale du Pacifique au milieu des années 1970 est associé à une forte augmentation du taux de perte de masse des glaciers de l’ouest du Canada (Demuth et al., 2008), ainsi qu’à une baisse persistante de l’accumulation de neige en hiver dans la chaîne Côtière (Menounos et al., 2019).

Dans l’Arctique canadien, le bilan de masse net des glaciers est contrôlé presque entièrement par la variabilité de la fonte estivale (qui explique environ 98 % des variations interannuelles), tandis que l’effet de la variabilité de l’accumulation de neige sur le bilan de masse est considéré comme négligeable (Koerner, 2005). Depuis le début des années 2000, la fonte en surface représente environ 90 % de la perte de masse des glaciers dans l’Arctique canadien, les pertes restantes provenant du vêlage d’icebergs (van Wychen et al., 2015; Wouters et al., 2019; Wychen et al., 2020), qui contribuent à 6 à 8 % des pertes régionales totales. Plus de la moitié de ces pertes proviennent du complexe des glaciers Trinity et Wykeham, qui draine le champ de glace Agassiz sur l’île d’Ellesmere, au Nunavut (Wychen et al., 2020). Le recul des glaciers associé au vêlage a représenté environ 560 km² de perte de superficie glaciaire dans la région entre 2000 et 2020 (Kochtitzky et Copland, 2022), et la hausse des températures de l’air plutôt que celle des températures océaniques est principalement responsable des pertes des glaciers se terminant dans la mer (Cook et al., 2019). Tout comme les glaciers de l’ouest du Canada influencés par les régimes de circulation atmosphérique liés à l’océan Pacifique, les changements des glaciers de l’Arctique canadien sont également liés aux régimes de circulation atmosphérique régionaux. L’amincissement accéléré des quatre glaciers de référence de l’Arctique canadien après 1986 a été associé au déplacement du vortex circumpolaire vers l’est (de l’hémisphère occidental à l’hémisphère oriental), qui a entraîné des températures estivales plus chaudes dans l’archipel (Gardner et Sharp, 2007). De même, le fort réchauffement observé dans l’Arctique canadien depuis le milieu des années 2000 a été lié à une augmentation du mouvement vers le nord d’air chaud provenant du nord‑ouest de l’Atlantique, où les températures de surface de la mer étaient supérieures à la normale (chapitre 7, section 7.2.1) (Sharp et al., 2011). Ces études montrent qu’il est essentiel de prendre en compte la manière dont les changements climatiques modifieront les systèmes de pression à grande échelle et les régimes de circulation atmosphérique pour prédire avec précision les changements futurs du bilan de masse des glaciers et calottes glaciaires de l’Arctique (voir les sections 4.3 et 4.8 du chapitre 4 pour une discussion plus approfondie sur l’incidence des processus de circulation atmosphérique à grande échelle sur le climat du Canada) (Gardner et Sharp, 2007; Sasgen et al., 2024).

Enfin, l’albédo de surface des glaciers (réflectivité) a une grande influence sur les taux de fonte des glaciers, et des diminutions de l’albédo ont été observées tant dans l’ouest du Canada (Williamson et Menounos, 2021) que dans l’Arctique canadien (Mortimer et Sharp, 2018; Williamson et al., 2020). Ces diminutions, perçues comme un assombrissement de la surface, augmentent la quantité de rayonnement solaire absorbée par la neige ou la glace, ce qui entraîne une fonte accrue et, souvent, un assombrissement supplémentaire par une série de mécanismes de rétroaction (Naegeli et Huss, 2017; Skiles et Painter, 2019). Les tendances au réchauffement de l’Arctique et des régions alpines ont entraîné une perte plus précoce du manteau neigeux (section 6.2), une augmentation de la fréquence des précipitations sous forme de pluie plutôt que de neige (chapitre 2, section 2.5.1.2), un réchauffement du manteau neigeux entraînant une augmentation de la taille des grains de neige et la perte du névé^{Note de bas de page 6}. Le dépôt de particules absorbant la lumière, telles que la suie et les cendres provenant des feux de forêt, ainsi que la croissance d’algues sur la glace et la neige, peuvent accélérer la fonte et déclencher des rétroactions qui entraînent de nouvelles diminutions de l’albédo (Aubry-Wake et al., 2022; Engstrom et al., 2022).

À l’extérieur du Canada, les observations satellitaires et in situ des changements de superficie et de masse des glaciers indiquent que, dans le monde entier, les glaciers de montagne ont considérablement reculé au cours des dernières décennies (Medwedeff et Roe, 2017; Zemp et al., 2019). Il a été démontré que les changements climatiques découlant de l’activité humaine sont le principal facteur à l’origine du recul et de la perte de masse des glaciers à l’échelle mondiale (Roe et al., 2021), car le recul et la fonte des glaciers à l’échelle mondiale sont principalement liés aux tendances observées des températures (Marzeion et al., 2014; Roe et al., 2017).

6.5.3 : Changements futurs

Dans cette section, les changements projetés des glaciers du Canada reposent principalement sur les travaux de Rounce et al. (2023), qui ont établi des projections des changements à l’échelle mondiale pour la période allant de 2015 à 2100. Rounce et al. (2023) tiennent compte des ensembles de données d’observation des changements des glaciers afin de calibrer leurs modèles et d’apporter les ajustements nécessaires pour calculer correctement l’élévation du niveau de la mer. Ces ajustements tiennent compte des quelque 15 % de la glace des glaciers mondiaux situés sous le niveau de la mer et qui, par conséquent, ne contribuent pas à l’élévation du niveau de la mer. Dans les paragraphes ci-dessous, les chiffres indiquent la perte de masse en pourcentage par rapport aux valeurs de 2015 et sont présentés sous forme de fourchette couvrant l’intervalle de confiance à 95 % calculé à partir de l’ensemble des modèles (c’est‑à‑dire qu’il y a 95 % de chances que la valeur réelle se situe dans cette plage).

L’analyse de Rounce et al. (2023) indique que d’ici 2100, la masse totale des glaciers de l’ouest du Canada diminuera de 76 ± 21 % dans un scénario d’émissions faibles (RCP2.6), de 94 ± 19 % dans un scénario d’émissions intermédiaires (RCP4.5) et de 99 ± 6 % dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5), par rapport à la masse de 2015. Les taux de rétrécissement les plus élevés dans cette région se produiront le long du versant est des Rocheuses canadiennes. En raison de cette perte de masse, les apports d’eau de fonte des glaciers dans le cours supérieur des rivières devraient diminuer de 80 à 90 % d’ici la fin du siècle (Marshall et al., 2011). Les grands champs de glace de la côte de la Colombie‑Britannique sont plus résilients au réchauffement à l’échelle d’un siècle (Clarke et al., 2015), mais ils devraient tout de même perdre 50 à 70 % de leur masse de 2005 d’ici 2100. Ces projections excluent les glaciers Saint Elias au Yukon (environ 10 000 km²) (Barrand et Sharp, 2010), mais ces glaciers sont évalués collectivement comme des glaciers « d’Alaska » dans Rounce et al. (2023). Les glaciers côtiers du nord de la Colombie-Britannique devraient produire un débit accru d’eau de fonte après 2100 dans des scénarios d’émissions allant de faibles (RCP2.6) à très élevées (RCP8.5) (Clarke et al., 2015). Malgré ces augmentations localisées, le débit total d’eau de fonte provenant de toutes les régions glaciaires de l’ouest du Canada devrait diminuer de façon constante après 2040 (Rounce et al., 2023), à mesure que la plupart des glaciers s’amincissent et reculent (Bevington et Menounos, 2022).

La grande majorité de la glace de glacier au Canada se trouve dans l’Arctique canadien, et la fonte des glaciers dans cette région aura des conséquences importantes sur l’élévation du niveau de la mer à l’échelle mondiale. Les projections de Rounce et al. (2023) indiquent que d’ici 2100, la perte de masse des glaciers et des calottes glaciaires dans le nord de l’Arctique canadien (figure 6.21) sera de 16 ± 8 % dans un scénario d’émissions faibles (RCP2.6), de 18 ± 8 % dans un scénario d’émissions intermédiaires (RCP4.5) et de 24 ± 13 % dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5), par rapport aux valeurs de 2015. Bien que ces pertes représentent un pourcentage beaucoup plus faible de la masse glaciaire du nord de l’Arctique canadien que ce qui est projeté pour l’ouest du Canada, la fonte dans cette région contribuera beaucoup plus à l’élévation du niveau de la mer. Cela s’explique par le volume important de glace de glacier dans cette région, dont une grande partie se trouve au‑dessus de la ligne d’équilibre climatique, c’est-à-dire l’altitude moyenne qui sépare la zone d’accumulation de la zone d’ablation (Burgess et Danielson, 2022). La masse de glace située au-dessus de cette altitude (environ 1 500 m en moyenne pour le nord de l’Arctique canadien) fournit un apport continu de glace de glacier aux zones de plus basse altitude, où se produit la majeure partie de la fonte. Par conséquent, les taux de perte de masse dans le nord de l’Arctique canadien et les contributions correspondantes à l’élévation du niveau de la mer devraient rester stables ou même augmenter tout au long du XXI^e siècle (figure 6.25). Bien que le sud de l’Arctique canadien ait un volume de glace inférieur à celui du nord (environ les trois quarts de toute la glace de glacier de l’Arctique se trouvent dans la région nord), la région plus méridionale perdra un pourcentage plus élevé de sa masse glaciaire, de sorte que les contributions à l’élévation du niveau de la mer des deux régions arctiques seront comparables (Rounce et al., 2023). Pour la région sud, les projections indiquent que d’ici 2100, la perte de masse des glaciers et des calottes glaciaires sera de 41 ± 26 % dans un scénario d’émissions faibles (RCP2.6), de 42 ± 26 % dans un scénario d’émissions intermédiaires (RCP4.5) et de 63 ± 24 % dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5), par rapport aux valeurs de 2015. D’ici la fin du XXI^e siècle, la fonte combinée des glaciers de tout l’Arctique canadien (nord et sud) devrait contribuer à une élévation du niveau moyen de la mer à l’échelle mondiale de 0,19 à 0,47 mm/année. Cette fourchette de taux projetés suppose une hausse de 2 à 3 °C de la température moyenne mondiale par rapport à la moyenne préindustrielle (de 1850 à 1900), ce qui correspond aux résultats rapportés par le Groupe de travail I dans le sixième rapport d’évaluation du GIEC pour le scénario d’émissions intermédiaires RCP (Fox-Kemper et al., 2021). Ces taux projetés de fonte des glaciers devraient faire de la région le plus grand contributeur à l’élévation du niveau de la mer dans le monde en dehors des inlandsis de l’Antarctique et du Groenland.

Faits saillants de la figure : Les contributions des glaciers du nord de l’Arctique canadien à l’élévation du niveau de la mer continueront d’augmenter jusqu’en 2100.

Titre de la figure : Élévation du niveau de la mer projetée à partir de la fonte annuelle des glaciers dans le nord de l’Arctique canadien

Figure 6.25 : Contributions annuelles à l’élévation du niveau de la mer dues à la fonte combinée des glaciers dans le nord de l’Arctique canadien, en millimètres d’équivalent du niveau de la mer par année. Les contributions varient selon le niveau de réchauffement planétaire. Les couleurs permettent de distinguer les contributions annuelles selon quatre scénarios de réchauffement entraînant des augmentations respectives de la température moyenne mondiale de 1,5 °C (bleu), 2 °C (jaune), 3 °C (orange) et 4 °C (rouge) d’ici 2100, par rapport à la période préindustrielle (de 1850 à 1900). Les zones ombrées représentent l’intervalle de confiance à 95 % pour les contributions annuelles dans des scénarios de hausse de la température de 1,5 °C (ombrage bleu) et de 4 °C (ombrage rouge). Adapté de : Rounce et al. (2023).

Dans l’ouest du Canada, les risques d’aléas liés aux glaciers devraient augmenter en réponse aux tendances récentes et futures d’amincissement extrême des glaciers. La fonte des glaciers peut libérer des sédiments et des roches piégés, déclenchant ainsi des glissements de terrain. À mesure que les glaciers se réchauffent et fondent, de grandes sections de glace peuvent s’affaiblir et s’effondrer (Hock et Truffer, 2024). L’augmentation du volume de nombreux lacs proglaciaires (Shugar et al., 2020), combinée à la disparition d’embâcles naturels, pourrait également accroître le risque de crue soudaine de lacs glaciaires dans cette région (Clague et Evans, 2000). Bien qu’il soit difficile de prédire directement le moment précis des glissements de terrain, des coulées de débris et des crues de lacs glaciaires (Huggel et al., 2012), on observe des augmentations notables de la fréquence passée des aléas liés aux glaciers après des épisodes de réchauffement. Un exemple est l’augmentation des aléas liés aux glaciers survenue pendant la période plus chaude qui a suivi le Petit Âge glaciaire (environ de 1450 à 1850) (Harrison et al., 2018). Même si la fréquence des aléas liés aux glaciers n’augmente pas, le risque pour la sécurité publique et les infrastructures pourrait augmenter à mesure que l’aménagement et le tourisme s’étendent davantage dans des zones éloignées (Geertsema et al., 2022; Taylor1 et al., 2023).

6.5.4 : Lacunes dans les connaissances

1) L’ampleur des rétroactions qui modifieront la fonte des glaciers au Canada est incertaine.

Des études récentes montrent des signes de diminution de l’effet de rétroaction lié à l’albédo de surface des glaciers dans certaines parties de l’ouest du Canada (Williamson et Menounos, 2021) et de l’Arctique canadien (Mortimer et Sharp, 2018; Williamson et al., 2020), entraînant un assombrissement de la surface et une augmentation du rayonnement solaire absorbé, ce qui peut accentuer la fonte de la neige et de la glace. Cependant, aucune évaluation à l’échelle nationale des changements d’albédo de surface des glaciers n’a été réalisée, et la variabilité spatiale et la trajectoire temporelle de l’albédo des glaciers (et son effet subséquent sur la fonte) demeurent inconnues.

Bien que les causes des changements d’albédo liés au réchauffement soient relativement bien comprises, elles ne sont pas toujours prises en compte dans les modèles prédictifs des changements des glaciers en raison de la complexité inhérente des processus de rétroaction (Curry et al., 1995). De plus, une grande incertitude subsiste quant à l’incidence des futurs feux de forêt sur les glaciers, qui peuvent augmenter la fonte par des dépôts d’impuretés sombres réduisant l’albédo ou la diminuer lorsque la fumée bloque une partie de la lumière solaire.

On sait que la fragmentation des glaciers accélère la perte de glace de glacier par l’augmentation de l’éclairement du relief (rayonnement infrarouge) et par l’advection de chaleur vers la surface des glaciers (Bevington et Menounos, 2022). La fragmentation peut se produire de diverses façons, notamment par hydrofracturation des glaciers se terminant dans la mer, par vêlage à sec des glaciers se terminant en milieu terrestre, par fonte excessive des calottes glaciaires à faible altitude et par amincissement des glaciers par en dessous suivi d’un effondrement. Le manque d’information sur les endroits et moments où la fragmentation se produira introduit une incertitude concernant les taux de fonte actuels et futurs dans toutes les régions glaciaires du Canada (Jiskoot et Mueller, 2012).

La mesure dans laquelle les réductions passées et continues de la teneur en froid de la glace de glacier augmenteront la fonte future est également incertaine. Le réchauffement de la glace de glacier en profondeur (de 10 à 20 m) crée les conditions préalables à une fonte plus intense pendant la saison de fonte suivante (Zdanowicz et al., 2012). La rareté des mesures de température sous la surface des glaciers canadiens (Bezeau et al., 2013; Blatter, 1987; Paterson et Clarke, 1978) laisse planer une incertitude concernant la manière dont les glaciers du Canada réagiront aux scénarios de réchauffement climatique projetés.

2) Les répercussions du recul des glaciers de marée sur les écosystèmes marins sont mal comprises.

L’archipel arctique canadien compte plus de 350 glaciers se terminant en milieu marin qui drainent environ 45 % de la superficie totale des glaciers de cette région (Cook et al., 2019; van Wychen et al., 2015). En plus des grandes quantités d’eau de fonte générées dans les bassins glaciaires, ces glaciers de marée libèrent environ 3 km³ de glace par année dans les océans. L’eau de fonte et la glace de glacier libérées par un glacier de marée alimentent les micro-organismes marins grâce à l’apport de nutriments et de carbone organique provenant du milieu terrestre et par le phénomène de remontée d’eaux profondes induit par les panaches de rejet sous‑marins (Bhatia et al., 2021) qui amènent les nutriments du fond de l’océan vers des niveaux plus élevés de la colonne d’eau où se produit la photosynthèse (Hopwood et al., 2020). Les connaissances inuites indiquent que les eaux proches des glaciers qui se terminent en milieu marin sont riches en espèces sauvages dont dépendent les communautés inuites locales dans l’archipel arctique canadien (communication personnelle, J. Qaapik, Grise Fiord Rangers). Les recherches à ce jour montrent que les glaciers de marée du Canada passent rapidement d’un statut de glaciers se terminant en milieu marin à celui de glaciers se terminant en milieu terrestre (Cook et al., 2019). Cette transition devrait avoir des effets négatifs sur les nutriments disponibles près de ces fronts, menaçant potentiellement les écosystèmes océaniques qu’ils soutiennent. Comme les interactions entre les glaciers et l’océan dans l’Arctique canadien n’ont été étudiées que pour une petite fraction des glaciers de marée du Canada (Apollonio, 1973; Bhatia et al., 2021; P. L. Williams et al., 2021), des études à plus grande échelle sur le recul des glaciers qui se terminent en milieu marin sont nécessaires pour comprendre pleinement les répercussions sur les écosystèmes marins et les communautés inuites locales.

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

Message clé 6.9 : Tous les glaciers de l’ouest du Canada et de l’Arctique canadien se sont amincis et ont perdu de la masse au cours des deux dernières décennies et demie, comme le montrent les mesures satellitaires offrant une couverture spatiale complète (degré de confiance très élevé). Des mesures sur le terrain à long terme effectuées sur un petit nombre de glaciers de référence indiquent que les glaciers du Canada perdent de la masse depuis au moins les années 1960 et que cette perte s’est accélérée au cours des dernières décennies (degré de confiance élevé). Dans l’ouest du Canada, des diminutions de la contribution des glaciers au débit estival ont été observées dans plusieurs bassins versants (degré de confiance élevé), marquant une diminution irréversible d’une source essentielle d’eau douce pour ces régions.

Message clé 6.10 : Les glaciers du Canada devraient continuer à perdre de la masse dans tous les scénarios d’émissions futurs (degré de confiance très élevé). Dans l’ouest du Canada, plus de 55 % de la glace de glacier devrait disparaître d’ici 2100, même si le réchauffement planétaire est limité à 2 °C (degré de confiance élevé). Le nombre et la sévérité des aléas liés aux glaciers, tels que les inondations et les glissements de terrain, devraient augmenter, particulièrement dans l’ouest du Canada (degré de confiance moyen). L’eau de fonte provenant des glaciers et des calottes glaciaires de l’Arctique canadien continuera de figurer parmi les plus importantes sources glaciaires de l’élévation du niveau de la mer à l’échelle mondiale jusqu’en 2100 et au‑delà (degré de confiance très élevé).

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car la plupart des études d’attribution portent sur les changements de masse et de superficie des glaciers à l’échelle mondiale. Cependant, en raison du rôle prépondérant de la température de l’air dans le recul et la perte de masse des glaciers, nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur la fonte des glaciers au Canada (section 6.5.2).

En ce qui concerne le message clé 6.9, notre degré de confiance élevé dans la perte de masse des glaciers au Canada au cours des 25 dernières années repose sur de nombreuses études indépendantes utilisant des méthodes distinctes qui corroborent leurs résultats. Les mesures satellitaires des changements de masse des glaciers (méthodes gravimétriques) et de volume des glaciers (changements d’élévation de la surface) sont cohérentes avec les taux de perte de masse observés pour les glaciers de référence du Canada au cours des 25 dernières années et concordent avec les attentes des études fondées sur les processus corrélant le bilan de masse annuel négatif observé avec la chaleur estivale observée. Sur la période de 25 ans couverte par les observations, les mesures satellitaires offrent une couverture spatiale complète de toutes les régions glaciaires du Canada. Notre degré de confiance élevé dans l’accélération de la perte de masse repose sur des mesures sur le terrain, mais, comme ces mesures ne sont disponibles que pour un nombre limité de glaciers, nous avons un degré de confiance élevé plutôt que très élevé que la perte de masse s’accélère pour l’ensemble des glaciers au Canada. Notre degré de confiance élevé dans le début du déclin du débit estival pour certains bassins versants repose sur de multiples études comparant des observations directes du débit aux changements projetés par les modèles.

En ce qui concerne le message clé 6.10, plusieurs générations de modèles climatiques provenant de diverses équipes de recherche indépendantes soutiennent un degré de confiance très élevé que les glaciers de l’ouest du Canada et de l’Arctique canadien continueront de perdre de la masse jusqu’en 2100. La génération la plus récente de modèles CMIP6 a démontré que cela se produira même si la hausse de la température moyenne mondiale est limitée à 1,5 °C au-dessus de la moyenne préindustrielle (de 1850 à 1900). Les scénarios de réchauffement fondés sur les politiques actuelles prévoient une hausse des températures mondiales de 2,3 à 3,5 °C par rapport aux niveaux préindustriels (IPCC, 2023: Climate Change 2023). Dans ce scénario, les liens entre la température et les changements des glaciers soutiennent fortement une perte continue, et dans certains cas accélérée, de la masse des glaciers à l’échelle mondiale au-delà de 2100. Plusieurs études indépendantes utilisant différentes méthodes et différentes périodes de référence prévoient que les glaciers de l’ouest du Canada connaîtront des diminutions importantes de volume jusqu’en 2100. Cependant, une seule étude s’est concentrée exclusivement sur les glaciers de l’ouest du Canada. Par conséquent, nous avons un degré de confiance élevé plutôt que très élevé dans cet énoncé. L’énoncé concernant les aléas liés aux glaciers repose sur un éventail d’études examinant divers aspects de l’évolution des glaciers et des formes de relief environnantes à mesure que les glaciers continuent de fondre. Bien que les scientifiques puissent analyser les aléas liés aux glaciers pendant des périodes chaudes passées comme analogues au climat actuel, nous avons un degré de confiance moyen dans l’augmentation du nombre et de la sévérité de ces aléas, car il n’existe pas de projections directes des changements futurs de ces aléas. L’élévation du niveau de la mer a également fait l’objet de projections solides par plusieurs générations de modèles climatiques. Notre degré de confiance très élevé dans l’ampleur des contributions des glaciers de l’Arctique canadien repose non seulement sur l’accord entre les projections des modèles, mais aussi sur une compréhension théorique de la façon dont le réchauffement accru aux hautes latitudes nordiques et la grande quantité de glace en haute altitude dans l’Arctique canadien entraîneront une fonte accrue des glaciers dans cette région.

6.6 : Sol gelé de façon saisonnière

Message clé 6.11 : Le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière a diminué au Canada au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé). Dans les milieux non pergélisolés, la profondeur du gel saisonnier devrait avoir diminué, tandis que dans la plupart des milieux pergélisolés, la profondeur du dégel saisonnier devrait avoir augmenté (degré de confiance moyen), mais le nombre limité d’observations empêche une évaluation directe de ces changements.

Message clé 6.12 : Le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière et la profondeur maximale annuelle du sol gelé de façon saisonnière à l’extérieur des zones pergélisolées devraient diminuer partout au Canada jusqu’au milieu du siècle, avant de se stabiliser dans un scénario d’émissions faibles (degré de confiance élevé). En revanche, ces indicateurs du sol gelé de façon saisonnière devraient continuer à diminuer jusqu’à la fin du siècle et au-delà dans les scénarios d’émissions de carbone plus élevées et d’augmentation des températures mondiales (degré de confiance élevé).

Le « sol gelé de façon saisonnière » désigne une couche de sol qui gèle en hiver et dégèle complètement en été. Il comprend les couches de sol qui gèlent et dégèlent de façon saisonnière dans les régions avec ou sans pergélisol. Dans les régions pergélisolées, le sol gelé de façon saisonnière se trouve au-dessus du pergélisol et est appelé « couche active ». Presque tout le territoire canadien est soumis au gel et au dégel saisonniers. Le sol gelé est souvent identifié par ses conditions thermiques, le sol étant considéré comme gelé lorsque sa température est inférieure à 0 °C. Le sol gelé de façon saisonnière peut être caractérisé par l’état de la surface du sol (gelée ou non), ce qui permet de calculer le nombre annuel de jours où le sol est gelé. Il peut également être caractérisé par la profondeur maximale annuelle du sol qui gèle puis dégèle au cours d’une année.

Le gel et le dégel saisonniers du sol influent sur l’hydrologie, les émissions de gaz à effet de serre et les infrastructures. L’état du sol (gelé ou non) détermine sa perméabilité à l’eau, ce qui a une incidence sur l’infiltration, la percolation, l’évapotranspiration, la recharge des nappes souterraines et le ruissellement. Le sol gelé de façon saisonnière a une incidence sur les processus hydrologiques dans 75 % des 162 sites étudiés dans l’hémisphère Nord (Ala-Aho et al., 2021). Il a aussi une incidence sur les émissions de gaz à effet de serre provenant du sol de deux façons. Premièrement, le cycle de gel‑dégel réduit la stabilité de la structure du sol, entraînant la libération des poches existantes de carbone organique dissous. Deuxièmement, le cycle modifie le nombre et la composition des micro‑organismes du sol, ce qui a une incidence sur les taux de respiration du sol (la quantité de dioxyde de carbone libérée par les micro‑organismes du sol pendant une période donnée) (Y. Liu et al., 2024). Les émissions de dioxyde de carbone par respiration du sol sont généralement plus faibles pour les sols gelés que pour les sols non gelés; toutefois, des émissions peuvent être présentes même lorsque le sol est gelé (Natali et al., 2019) s’il contient de l’humidité non gelée (Arndt et al., 2023; Mavrovic et al., 2023). Les émissions d’autres gaz à effet de serre, tels que le méthane et le dioxyde d’azote, sont également influencées par l’état du sol (Mavrovic et al., 2025; Wagner‑Riddle et al., 2017). Le sol gelé détermine la durée de la saison de croissance et le stockage du carbone par les plantes grâce à la photosynthèse, en limitant la disponibilité de l’eau au printemps (El‑Amine et al., 2022; Richardson et al., 2013). Le gel et le dégel ont également une incidence sur les infrastructures, notamment les routes, car le gel hivernal et le dégel printanier peuvent déformer de manière inégale la plate‑forme, entraînant une dégradation des routes et des problèmes de sécurité (Kestler et al., 2011).

La surveillance du sol gelé de façon saisonnière sous la neige et la végétation demeure un défi. Au Canada, il existe peu d’endroits où sont effectuées des mesures de la température du sol à long terme (Shiklomanov, 2012). On utilise plutôt des ensembles de données sur le gel et le dégel dérivés des observations satellitaires d’hyperfréquences passives, car ils couvrent l’ensemble de l’hémisphère Nord et remontent à 1979 (Y. Kim et al., 2021). Ces ensembles de données ne fournissent que des estimations à échelle grossière (résolution de 25 km) indiquant si la surface du sol est gelée ou non (Y. Kim et al., 2011; Rowlandson et al., 2018). Cependant, lorsque le sol est couvert de neige, le signal de dégel provient principalement de l’eau liquide dans le manteau neigeux (A. Roy et al., 2015) et peut donc ne pas représenter le dégel de la surface du sol elle‑même. La température de l’air près de la surface constitue une troisième source d’informations pouvant servir de substitut aux données directes sur le sol gelé (Leduc et Logan, 2025), puisqu’elle agit comme un facteur déterminant du gel et du dégel du sol (Beltrami et Kellman, 2003; Frauenfeld et Zhang, 2011). Par conséquent, dans le présent rapport, nous utilisons les changements projetés du nombre de jours de gel (jours où la température de l’air près de la surface est inférieure à 0 °C) comme moyen d’estimer les changements futurs de l’état du sol gelé.

6.6.1 : Changements passés

L’analyse du sol gelé de façon saisonnière à partir de données de télédétection d’hyperfréquences passives (Y. Kim et al., 2021) couvrant la période de 1979 à 2021 révèle une diminution moyenne de 1,7 jour par décennie (intervalle de confiance à 95 % : une diminution de 3,1 à 0,2 jour par décennie) du nombre annuel de jours où le sol est gelé pour l’ensemble du Canada (figure 6.26). À l’échelle nationale, il existe des variations régionales dans l’ampleur du changement, avec une diminution plus marquée de 1,9 jour par décennie (intervalle de confiance à 95 % : une diminution de 3,5 à 0,3 jour par décennie) dans les régions de toundra et même de petites augmentations observées à certains endroits (figure 6.27). Dans l’ensemble, ces résultats concordent avec une analyse à l’échelle mondiale qui a révélé que le nombre de jours où le sol est gelé de façon saisonnière avait diminué dans l’hémisphère Nord à un rythme moyen de 1,3 jour par décennie entre 1979 et 2017 (T. Li et al., 2021), bien que ce taux soit plus faible en Amérique du Nord qu’en Eurasie. Une analyse fondée sur les ensembles de données provenant de stations météorologiques au Canada a également révélé que le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière a diminué sur une période de 38 ans (de 1966 à 2004) en réponse à la hausse des températures hivernales moyennes (Henry, 2008).

Faits saillants de la figure : Le nombre de jours où le sol est gelé de façon saisonnière a diminué pour l’ensemble du Canada entre 1979 et 2021.

Titre de la figure : Changement du nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière au Canada entre 1979 et 2021

Figure 6.26 : Diagramme à barres où chaque barre représente l’écart pour une année donnée par rapport au nombre moyen de jours où le sol est gelé de façon saisonnière pour la période de 1979 à 2021. Les barres bleues indiquent des années avec plus de jours que la moyenne, tandis que les barres rouges indiquent des années avec moins de jours que la moyenne. La ligne de tendance (noire) illustre la tendance générale. Source des données : Y. Kim et al. (2021).

Faits saillants de la figure : Le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière a diminué dans la plupart des régions du Canada entre 1979 et 2021.

Titre de la figure : Changements régionaux du nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière au Canada entre 1979 et 2021

Figure 6.27 : Carte montrant à l’aide de couleurs les changements du nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière au Canada entre 1979 et 2021. Les régions avec plus de 20 % d’eau (lacs ou océan) ou une topographie complexe sont plus incertaines et ont été masquées (ombrées en gris). Source des données : Y. Kim et al. (2021).

Bien qu’il existe un nombre limité d’observations des températures du sol à faible profondeur au Canada, l’analyse des données disponibles indique des tendances au réchauffement (Chouinard et Mareschal, 2007; Pickler et al., 2016). De plus, des études montrent un lien étroit à l’échelle mondiale entre la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière et la température de l’air, même dans les régions avec un manteau neigeux (Soong et al., 2020). Ce lien étroit suggère que la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière diminuera au Canada avec la hausse des températures de l’air. Cependant, dans de nombreuses régions pergélisolées, la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière (la couche active, voir la section 6.7.1.2) augmentera d’abord à mesure que la partie supérieure du pergélisol se dégrade en réponse à la hausse des températures de l’air. Des données plus étendues sur la température du sol sont disponibles pour des régions situées à l’extérieur du Canada. L’analyse des données provenant de 423 stations en Eurasie a révélé une diminution significative de la profondeur annuelle du sol gelé de façon saisonnière de 4,5 cm par décennie entre 1930 et 2000 (Frauenfeld et Zhang, 2011). Cependant, la majeure partie de cette diminution a été signalée pour la période relativement courte de 1970 à 1990 et pourrait simplement découler de la variabilité climatique interne. Les modèles globaux simulant les conditions passées du sol indiquent que la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière a diminué de 13,9 à 19,1 % dans l’hémisphère Nord entre 1981 et 2010 (C. Chen et al., 2024), avec des diminutions plus marquées dans les régions de haute latitude.

6.6.2 : Causes des changements passés

Une théorie solide et des méthodes largement adoptées identifient la température de l’air comme le facteur déterminant pour la profondeur du gel et du dégel du sol (Andersland et Ladanyi, 2003; P. J. Williams et Smith, 1989), le manteau neigeux jouant un rôle moindre, mais néanmoins significatif. La température de l’air est couramment utilisée comme variable diagnostique pour le sol gelé, car elle est facilement disponible et reflète souvent l’évolution des conditions à l’interface entre le sol et l’atmosphère (Leduc et Logan, 2025; T. Zhang, 2005). En général, le manteau neigeux tend à réchauffer le sol sous‑jacent sur un cycle annuel typique et à réduire la présence et la profondeur du sol gelé. Des études ont montré que la température de l’air est le principal facteur contribuant à la diminution des jours où le sol est gelé de façon saisonnière dans le nord du Canada, tandis que les changements dans la quantité de neige sont plus importants dans la région des Prairies canadiennes (T. Li et al., 2021).

6.6.3 : Changements futurs

Dans ce rapport, au lieu de simuler les changements du nombre de jours où le sol est gelé, nous utilisons les changements projetés du nombre de jours de gel (jours où la température de l’air près de la surface est inférieure à 0 °C) comme données indirectes sur les changements futurs du sol gelé de façon saisonnière. Le nombre de jours de gel a été calculé directement à partir des résultats des modèles CMIP6, et les résultats, présentés dans les figures 6.28 et 6.29, sont cohérents avec des études ciblant l’est de l’Amérique du Nord fondées sur des données de modèles CMIP6 aux biais corrigés (Leduc et Logan, 2025). D’ici la fin du siècle (de 2081 à 2100), les modèles climatiques globaux CMIP6 prévoient une diminution du nombre annuel de jours de gel par rapport à la période de 1991 à 2020 pour l’ensemble du Canada, allant d’une diminution moyenne de 15 jours dans le scénario d’émissions faibles (SSP1‑2.6), à une diminution de 30 jours dans le scénario d’émissions intermédiaires (SSP2‑4.5) et à une diminution moyenne de 45 jours dans le scénario d’émissions élevées (SSP3‑7.0) (figure 6.28). Les changements projetés varient également selon les régions au Canada. Dans le scénario d’émissions intermédiaires (SSP2‑4.5), les diminutions varient d’environ 25 à 35 jours dans les Territoires du Nord‑Ouest, le nord du Yukon et les Prairies, varient d’environ 25 à 44 jours dans l’est du Canada et dépassent 50 jours près de la côte en Colombie-Britannique. Il existe également de grandes différences dans la répartition saisonnière de ces changements (figure 6.29). Pour la majeure partie du Canada, les changements projetés sont plus prononcés pendant les saisons de transition, lorsque la température moyenne de l’air est proche de 0 °C. Par conséquent, dans le sud du Canada, les changements se produisent principalement d’avril à mai et d’octobre à novembre. Dans le nord du Canada, la plus forte diminution du nombre de jours de gel se produit de juin à septembre, lorsque la température de l’air est déjà souvent proche de 0 °C dans le climat actuel. Ces résultats concordent avec une étude qui a examiné la profondeur annuelle maximale du sol gelé à l’échelle mondiale et projeté une diminution de 11 à 42 % entre 2015 et 2099, par rapport à la période de 1981 à 2010 (C. Chen et al., 2024). Ces analyses sont fondées sur la température de l’air près de la surface et ne tiennent pas compte de l’incidence potentielle des changements futurs des caractéristiques de la neige et de la végétation sur le sol gelé de façon saisonnière.

Faits saillants de la figure : Le nombre annuel de jours de gel devrait diminuer partout au Canada d’ici la fin du siècle (de 2081 à 2100), avec des diminutions plus importantes associées aux scénarios d’émissions élevées.

Titre de la figure : Changements du nombre annuel de jours de gel au Canada à la fin du siècle (de 2081 à 2100)

Figure 6.28 : Panneaux supérieurs : Cartes montrant à l’aide de couleurs les changements projetés du nombre annuel de jours de gel au Canada à la fin du siècle (de 2081 à 2100), par rapport à la moyenne pour la période de 1991 à 2020. Trois scénarios d’émissions sont comparés : émissions faibles (SSP1‑2.6), émissions intermédiaires (SSP2‑4.5) et émissions élevées (SSP3‑7.0). Panneau inférieur : Graphique montrant les changements simulés du nombre annuel moyen de jours de gel au Canada de 1951 à 2100 par rapport à la moyenne pour la période de 1991 à 2020. Source des données : Jours de mensuels calculés à partir des résultats des modèles CMIP6 pour l’Atlas climatique interactif Copernicus, disponible auprès du Service Copernicus sur les changements climatiques, Climate Data Store (2024).

Faits saillants de la figure : Le nombre mensuel de jours de gel devrait diminuer partout au Canada à la fin du siècle (de 2081 à 2100), avec de grandes différences saisonnières et régionales.

Titre de la figure : Changements du nombre mensuel de jours de gel au Canada à la fin du siècle (de 2081 à 2100)

Figure 6.29 : Diminutions projetées du nombre mensuel de jours de gel au Canada à la fin du siècle (de 2081 à 2100), par rapport à la moyenne pour la période de 1991 à 2020, selon un scénario d’émissions intermédiaires (SSP2.4-5). Source des données : Comme la figure 6.28.

6.6.4 : Lacunes dans les connaissances

1) Il n’y a pas suffisamment de mesures directes de la température du sol, et il y a une incertitude systématique dans les données de télédétection.

L’absence de mesures de la température du sol au Canada limite notre capacité à étudier le sol gelé de façon saisonnière à l’aide d’observations directes, ce qui accroît notre dépendance à l’égard des ensembles de données de télédétection d’hyperfréquences passives. Cependant, ces ensembles de données ne mesurent que les conditions dans la couche supérieure du sol et ne fournissent aucune information sur les changements de profondeur du sol gelé. La quantité d’informations que nous pouvons obtenir des modèles est également limitée. Les modèles qui simulent la température du sol sous le manteau neigeux n’ont pas été évalués de manière approfondie au Canada (Melton et al., 2019), ce qui limite notre confiance dans ces simulations. Les travaux futurs doivent permettre de mieux comprendre comment la température de l’air et le manteau neigeux modifient ensemble la température et le gel du sol au Canada.

2) Il existe des incertitudes dues à la variation locale des caractéristiques du sol.

Dans le sol gelé de façon saisonnière, l’hétérogénéité de la température peut être élevée en raison de la variabilité spatiale du sol, de la végétation, de l’humidité du sol et des caractéristiques de la neige (Domine et al., 2022; Khani et al., 2023). Un sol humide peut retarder considérablement le gel complet, de plusieurs jours dans les régions de toundra (Davesne et al., 2022) à plusieurs semaines dans les forêts boréales (Prince et al., 2019). Ainsi, la modélisation et l’analyse par télédétection à résolution spatiale grossière (de 1 à 100 km) ne capturent pas la complexité spatiale pertinente des processus liés au sol gelé de façon saisonnière ni les conséquences pour les processus hydrologiques et écologiques.

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

Message clé 6.11 : Le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière a diminué au Canada au cours des quatre dernières décennies (degré de confiance élevé). Dans les milieux non pergélisolés, la profondeur du gel saisonnier devrait avoir diminué, tandis que dans la plupart des milieux pergélisolés, la profondeur du dégel saisonnier devrait avoir augmenté (degré de confiance moyen), mais le nombre limité d’observations empêche une évaluation directe de ces changements.

Message clé 6.12 : Le nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière et la profondeur maximale annuelle du sol gelé de façon saisonnière à l’extérieur des zones pergélisolées devraient diminuer partout au Canada jusqu’au milieu du siècle, avant de se stabiliser dans un scénario d’émissions faibles (degré de confiance élevé). En revanche, ces indicateurs du sol gelé de façon saisonnière devraient continuer à diminuer jusqu’à la fin du siècle et au-delà dans les scénarios d’émissions de carbone plus élevées et d’augmentation des températures mondiales (degré de confiance élevé).

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car aucune étude d’attribution directe n’est disponible. Cependant, en raison du rôle prépondérant de la température de l’air dans le contrôle du nombre de jours où le sol est gelé et de la profondeur à laquelle il gèle et dégèle de façon saisonnière (section 6.6.2), nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur le sol gelé de façon saisonnière au Canada (section 6.6.2).

En ce qui concerne le message clé 6.11, les tendances issues des données de télédétection d’hyperfréquences passives montrent des diminutions importantes dans la majeure partie du pays, cohérentes avec des analyses similaires à l’échelle mondiale. Bien qu’il existe une certaine incertitude concernant les cycles de gel et de dégel déterminés par télédétection, celle-ci est suffisamment limitée pour que nous puissions avoir un degré de confiance élevé dans la diminution observée du nombre annuel de jours où le sol est gelé de façon saisonnière au Canada. La théorie et les études de processus indiquent une forte corrélation entre la hausse des températures de l’air et la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière. Par conséquent, malgré le nombre limité de sites de surveillance, les augmentations observées de la température de l’air près de la surface fournissent des données probantes suffisantes pour évaluer avec un degré de confiance moyen que la profondeur annuelle maximale du sol gelé de façon saisonnière a également changé au Canada.

En ce qui concerne le message clé 6.12, les modèles climatiques globaux CMIP6, fondés sur différents scénarios d’émissions, fournissent des projections du nombre annuel de jours de gel (jours où la température de l’air près de la surface est inférieure à 0 °C). Nous avons un degré de confiance très élevé dans les changements des jours de gel (section 6.6.3) en raison de la forte concordance entre plusieurs générations de modèles climatiques concernant la manière dont la température de l’air près de la surface réagit aux changements connexes des émissions mondiales de carbone et d’autres gaz à effet de serre. Il existe également une forte concordance entre plusieurs études de processus indiquant que la température de l’air près de la surface contrôle le moment où le gel du sol se produit et peut donc constituer une source de données indirectes fiables pour les changements dans le sol gelé. Cependant, comme les changements du nombre de jours de gel ne sont pas directement équivalents aux changements de l’état du sol et qu’ils ne tiennent pas compte des effets secondaires liés aux changements de la neige, de l’humidité du sol et de la végétation, nous avons un degré de confiance élevé plutôt que très élevé dans les changements de l’état du sol.

6.7 : Pergélisol

Message clé 6.13 : Le pergélisol aux endroits surveillés dans le nord du Canada s’est réchauffé et a dégelé depuis les années 1980 (degré de confiance très élevé). Les paysages des régions du nord du Canada riches en glace ont changé en réponse au dégel du pergélisol induit par le climat (degré de confiance très élevé).

Message clé 6.14 : Le réchauffement du pergélisol et les changements au niveau du paysage induits par le dégel devraient se poursuivre avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Même si le climat se stabilise, un certain dégel continuera en profondeur (degré de confiance très élevé). Cependant, il existe un faible degré de confiance quant à l’ampleur et à la chronologie de ces changements en raison de l’influence des caractéristiques locales du sol.

Le pergélisol est défini comme un sol (terre ou roche) dont la température reste inférieure ou égale à 0 °C pendant au moins deux années consécutives (Lewkowicz et al., 2025). La majorité du pergélisol existe depuis bien plus longtemps, allant de plusieurs siècles à plusieurs millénaires. Le pergélisol est présent sous environ 40 % de la superficie terrestre exposée du Canada (non couverte par des glaciers ou des grands lacs) (Natural Resources Canada, 2022) et a une incidence sur les écosystèmes, les populations et le climat de diverses façons. Il est également présent sous les eaux peu profondes au large des côtes canadiennes (Normandeau et al., 2024; Overduin et al., 2023). La distribution terrestre du pergélisol est discontinue et sporadique dans la partie sud de la région pergélisolée et devient plus continue vers le nord (figure 6.30). Les changements climatiques sont l’un des principaux facteurs du dégel du pergélisol, mais l’ampleur, les taux et la nature des changements dépendent des conditions locales, de sorte que les conséquences environnementales et sociétales du dégel varient considérablement à l’échelle du paysage (Kokelj et al., 2023). Il est donc essentiel de connaître la variabilité et l’évolution des conditions du pergélisol au pays.

La température du pergélisol et son évolution dépendent de plusieurs facteurs, notamment le climat (surtout la température de l’air et le manteau neigeux), les propriétés du sol, la matière organique en surface, la végétation et la quantité de glace contenue dans le sol (S. L. Smith et al., 2022). Selon la teneur en glace du sol, la topographie et les conditions hydrologiques, divers reliefs « thermokarstiques » distincts (reliefs typiques résultant du dégel d’un pergélisol riche en glace) peuvent se développer lorsque le pergélisol dégèle (Kokelj et Jorgenson, 2013). Les changements possibles au niveau du paysage qui peuvent être induits par le dégel comprennent le tassement du sol, la formation de mares, l’expansion ou le drainage de lacs et les ruptures de pente, telles que les glissements dus au dégel. Contrairement aux changements de la température du pergélisol, ces changements sont souvent facilement visibles et peuvent avoir des conséquences distinctes et directes sur les écosystèmes et les environnements humains, tels que les infrastructures et l’utilisation traditionnelle des terres (par exemple, étude de cas 6.3) (Kokelj et al., 2023). Dans cette évaluation, nous utilisons les changements progressifs de la superficie, de l’état et de la distribution des reliefs induits par le dégel comme nouvel indicateur intuitif du dégel du pergélisol.

Le dégel du pergélisol influence la circulation de l’eau à la surface et sous la surface du sol (chapitre 5, sections 5.3, 5.4 et 5.5) (Spence et al., 2020). L’instabilité du paysage induite par le dégel peut avoir une incidence sur les écosystèmes terrestres et aquatiques en déplaçant des sédiments, des matières dissoutes et des matières organiques vers les plans d’eau (Chin et al., 2016; Shakil et al., 2020) ainsi qu’en libérant des contaminants précédemment stockés dans le pergélisol, tels que le mercure et d’autres métaux lourds (AMAP, 2021b; Rutkowski et al., 2021; Schuster et al., 2018). Le dégel du pergélisol a donc des répercussions considérables sur les communautés nordiques et les modes de vie traditionnels, avec des effets sur les infrastructures, l’accès aux terres et la sécurité alimentaire (Hancock et al., 2022; Hausner et al., 2021).

À l’échelle mondiale, le pergélisol stocke environ 1 100 à 2 000 Gt de carbone (Hugelius et al., 2014; Lindgren et al., 2018). Lorsque le pergélisol dégèle, une partie de ce carbone peut être libérée dans l’atmosphère sous forme de dioxyde de carbone ou de méthane, qui, en tant que gaz à effet de serre, contribuent à un réchauffement supplémentaire et à un dégel encore plus important (chapitre 9, section 9.5).

Cette section évalue le réchauffement et le dégel du pergélisol au cours des dernières décennies et examine les facteurs qui en sont responsables. Comparativement aux informations sur de nombreuses autres variables abordées dans le présent rapport, les données sur les conditions du pergélisol sont disponibles pour un nombre limité de sites et pour des périodes relativement courtes, et elles reposent moins sur les résultats de modèles. Les indicateurs clés utilisés pour cette évaluation proviennent à la fois de mesures propres aux sites et de l’interprétation d’images obtenues par télédétection (systèmes embarqués ou satellitaires). Nous discutons également des changements futurs attendus dans les milieux pergélisolés, y compris les limites des approches utilisées.

Faits saillants de la figure : Les mesures de la température du sol indiquent que le pergélisol se réchauffe dans le nord du Canada.

Titre de la figure : Taux de réchauffement du pergélisol à différents sites du nord du Canada

Figure 6.30 : Carte montrant les taux de réchauffement du pergélisol d’après les relevés de température du sol dans différentes régions du nord du Canada. La couleur des cercles permet de faire la distinction entre les tendances (fondées sur une régression linéaire) aux sites pour lesquels des données sont disponibles que depuis 2000 (rouge) et celles aux sites pour lesquels des données plus anciennes sont disponibles (orange). La taille des cercles est proportionnelle au taux de changement. Là où les taux de réchauffement sont faibles (par exemple à Wapusk ou à Yellowknife), le dégel du pergélisol peut néanmoins être important, car la fonte de la glace dans le sol consomme de l’énergie. Adapté de : S. L. Smith, Duchesne et al. (2024). Source des données : Voir le tableau supplémentaire S6.1.

6.7.1 : Changements passés

Les données sur la température du pergélisol et l’épaisseur de la couche active provenant de sites de surveillance au Canada fournissent des indicateurs propres aux sites des changements du pergélisol. Comme ces données ne sont disponibles que pour un nombre limité d’endroits, nous évaluons également la distribution et les changements des reliefs thermokarstiques comme un ensemble complémentaire d’indicateurs des changements dans les grandes zones pergélisolées riches en glace (Kokelj et al., 2023).

6.7.1.1 : Température du pergélisol

Les températures du sol reflètent les changements dans le climat, notamment la température de l’air et le manteau neigeux, ainsi que dans les conditions locales du sol. Près de la surface, la température du sol fluctue en fonction des variations quotidiennes et saisonnières. Ces fluctuations deviennent moins prononcées avec la profondeur et sont généralement négligeables au‑delà d’environ 10 à 20 m. Les mesures de température à cette profondeur sont généralement utilisées comme indicateur des variations à long terme de la température du pergélisol. Elles sont obtenues à l’aide de capteurs installés dans des trous de forage.

Le programme de surveillance de la température du pergélisol dans le nord du Canada compte plus de 100 trous de forage équipés d’instruments formant des réseaux régionaux exploités par la Commission géologique du Canada, les gouvernements territoriaux et des chercheurs universitaires. Certains sites de surveillance sont en activité depuis plus de trois décennies, mais la plupart fonctionnent depuis moins de 20 ans, beaucoup ayant été établis durant l’Année polaire internationale, de 2007 à 2009 (par exemple, S. L. Smith et al., 2010). Le réseau de surveillance couvre une gamme de conditions du pergélisol et du climat, allant du pergélisol plus chaud de la zone discontinue au pergélisol plus froid de l’Extrême‑Arctique. Les sites surveillés reflètent également une diversité de végétation, de caractéristiques géologiques et de conditions topographiques.

Les séries chronologiques mises à jour des températures du sol provenant de sites dans le nord du Canada montrent que le pergélisol se réchauffe de manière générale, avec des variations à court terme qui masquent la tendance à long terme (figures 6.30 et 6.31). Dans l’ensemble, les tendances observées concordent avec celles précédemment rapportées (Derksen et al., 2019; Gulev et al., 2021; S. L. Smith et al., 2019) et indiquent que le pergélisol continue de se réchauffer dans le nord du Canada. Des températures record du sol ont été enregistrées depuis 2017 à la plupart des sites, y compris 17 des 18 sites illustrés à la figure 6.31.

Les températures dans le pergélisol plus chaud (supérieures à -2 °C) du nord-ouest du Canada, y compris le sud du Yukon et la vallée du Mackenzie (figures 6.30 et 6.31a), ont moins augmenté que dans le pergélisol plus froid, en particulier aux sites avec des sédiments riches en glace. Cela s’explique par le fait que de l’énergie est utilisée pour faire fondre la glace de sol lors du dégel, ce qui entraîne peu de changement de la température du sol. Pour les sites avec des séries chronologiques plus longues (par exemple, Norman Wells et Wrigley), le pergélisol s’est généralement réchauffé d’environ 0,1 °C par décennie depuis les années 1980. Les séries chronologiques plus courtes, disponibles pour des sites ailleurs dans le centre et le sud de la vallée du Mackenzie, à Yellowknife, dans le sud du Yukon et au Labrador, indiquent des taux de réchauffement similaires ou plus faibles (figures 6.30 et 6.31a) (Duchesne et al., 2020; L.‑P. Roy et al., 2024; Y. Wang et al., 2024).

Pour les sites avec un pergélisol plus froid, y compris ceux situés dans la partie nord de la vallée du Mackenzie, dans l’est de l’Arctique et dans l’Extrême‑Arctique, le taux de réchauffement du pergélisol a été plus élevé (figure 6.31), variant d’environ 0,4 à 0,7 °C par décennie (par exemple, Duchesne et al., 2024; S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). Les températures du pergélisol ont augmenté encore plus rapidement aux sites dans l’est de l’Arctique, tels que Resolute et Clyde River. Les données recueillies entre le milieu des années 1990 et 2023 (Allard et al., 2024) pour des sites de pergélisol ou de substrat rocheux froids dans le nord du Québec montrent un réchauffement à des taux similaires (de 0,2 à 0,7 °C par décennie) à ceux de la région de Baffin. Depuis 2019, un refroidissement du pergélisol a été observé à certains sites dans la région nord du Mackenzie (par exemple, lac Big, Niglintak et ruisseau Norris dans la figure 6.31a), ce qui reflète des températures de l’air plus basses et moins de neige dans la région. Cependant, les températures du pergélisol sont restées stables ou ont augmenté après 2022, reflétant des températures de l’air plus élevées en 2023.

Faits saillants de la figure : Le pergélisol se réchauffe à la plupart des sites dans l’ouest et l’est de l’Arctique canadien.

Titre de la figure : Changements de la température du pergélisol dans l’ouest et l’est de l’Arctique canadien

Figure 6.31 : Température du pergélisol à certains sites dans l’ouest (a) et l’est (b) de l’Arctique canadien. Les températures sont mesurées à la profondeur indiquée entre parenthèses. Source des données : Voir le tableau supplémentaire S6.1.

6.7.1.2 : Épaisseur de la couche active

La couche active, définie comme le sol et la roche au-dessus du pergélisol qui gèlent et dégèlent chaque année, réagit davantage aux variations climatiques à court terme qu’aux températures du sol en profondeur. La base de la couche active est normalement définie par la profondeur maximale annuelle de dégel (où la température est supérieure à 0 °C). L’augmentation de l’épaisseur de la couche active est couramment utilisée comme indicateur de la dégradation du pergélisol. Des informations sur les tendances de l’épaisseur de la couche active sont disponibles depuis le début des années 1990 grâce à un réseau de tubes de dégel dans la vallée du Mackenzie (encadré 6.7). Les données sur l’épaisseur de la couche active varient considérablement au fil du temps (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023; S. L. Smith et al., 2022), avec des valeurs plus élevées correspondant aux années les plus chaudes (par exemple, 1998, 2006, 2012 et 2023) et des valeurs plus faibles aux années plus froides (par exemple, 1996 et 2000). Dans l’ensemble, les tendances de l’épaisseur de la couche active dans la vallée du Mackenzie, bien que non statistiquement significatives, montrent une augmentation d’environ 1 cm par décennie de 1991 à 2023 et d’environ 5 cm par décennie depuis 2005 (S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). Cependant, l’ampleur des tendances dans la région varie considérablement, certains sites ne présentant que très peu de changements au fil du temps (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023; S. L. Smith et al., 2022). Une comparaison des mesures de l’épaisseur de la couche active de 2017 à 2018 avec les observations d’une étude de 1962 le long de la route Mackenzie entre Keg River (Alberta) et Hay River (Territoires du Nord-Ouest) a révélé une augmentation de l’épaisseur de la couche active à de nombreux sites, mais peu de changements à d’autres au cours de la période de 55 ans (Holloway et Lewkowicz, 2020).

Des informations sur les changements de l’épaisseur de la couche active ont également été obtenues à partir de mesures de la température à faible profondeur dans la région de Baffin. Les données recueillies à six sites de 2008 à 2020 indiquent que l’épaisseur de la couche active a augmenté à certains sites et diminué à d’autres (tendances de -7,5 à +2,5 cm par décennie) (Duchesne et al., 2024). Cependant, l’épaisseur de la couche active a varié considérablement dans le temps à ces sites, principalement dans des matériaux ou des substrats rocheux pauvres en glace.

Les changements de l’épaisseur de la couche active ont été négligeables aux sites caractérisés par des sédiments riches en glace. Les instruments installés dans la vallée du Mackenzie qui enregistrent la pénétration maximale du dégel saisonnier par rapport à une référence fixe (l’élévation de la surface du sol au début de la série chronologique de données) permettent de déterminer l’élévation minimale de la surface du sol chaque année (encadré 6.7). Les données indiquent que pour les matériaux riches en glace, la dégradation du pergélisol, indiquée par l’affaissement de la surface, s’est produite lorsque le dégel a progressé plus profondément dans le sol. Dans ces conditions, l’augmentation de l’épaisseur de la couche active est plus faible en raison de l’affaissement concomitant de la surface du sol (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023; S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). Pour les sites de la vallée du Mackenzie, une perte importante de pergélisol près de la surface (taux médian de 8 cm par décennie) et une subsidence (taux médian de 4 cm par décennie) se sont produites à plus de 70 % des sites, les données couvrant les années 1990 à 2010 (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023).

Dans l’est du Canada, les observations effectuées à quatre sites de tourbières au Labrador indiquent un dégel plus profond accompagné d’une subsidence de la surface de 2014 à 2023 (Y. Wang et al., 2024). Une diminution de 50 % de la hauteur des palses, des plateaux ou monticules de tourbe, ou des zones surélevées de tourbe gelée, a également été constatée entre 1968 et 2021 (Beer et al., 2024).

6.7.1.3 : Changement au niveau du paysage

Le dégel du pergélisol riche en glace, induit par le climat, entraîne des affaissements du relief (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023) et la formation de reliefs thermokarstiques (Kokelj et Jorgenson, 2013). La nature de ces reliefs varie selon le type de glace de sol et les caractéristiques du relief local, telles que le type et l’épaisseur du sol, la profondeur de la partie supérieure du substrat rocheux sous‑jacent et l’écoulement de l’eau dans la région (figure 6.32) (Kokelj et al., 2023). La cartographie de la distribution des reliefs thermokarstiques et le suivi de leur évolution à l’aide d’observations sur le terrain ou par télédétection fournissent des informations complètes sur les effets du dégel du pergélisol sur un paysage et peuvent indiquer les trajectoires probables des changements (Kokelj et al., 2023). Les changements passés induits par le climat des reliefs thermokarstiques courants et leur distribution sont résumés ci-dessous.

Les glissements régressifs dus au dégel sont un type de glissements de terrain causé par le dégel du pergélisol riche en glace (figure 6.32a1) (Kokelj et al., 2021). Ces ruptures de versant chroniques se produisent en plus grand nombre et sont de plus grande ampleur dans les sédiments glaciaires du nord‑ouest du Canada, où le pergélisol a conservé des couches épaisses de glace relique (Kokelj, Lantz et al., 2017). Des études récentes montrent que les glissements dus au dégel ont considérablement augmenté en raison des étés particulièrement chauds (Lewkowicz et Way, 2019; Ward Jones et al., 2019). Par exemple, sur l’île Banks, dans l’ouest de l’Arctique canadien, le nombre de glissements régressifs dus au dégel a été multiplié par 60 entre 1984 et 2015 (Lewkowicz et Way, 2019). Une fois les glissements dus au dégel amorcés, des températures estivales plus chaudes et des pluies extrêmes accélèrent le transport des matériaux vers le bas de la pente, perpétuant l’augmentation des glissements et des mouvements de masse, ce qui entraîne une augmentation considérable de l’ampleur des glissements (figure 6.32a3) (Kokelj et al., 2015). Ces processus peuvent faire fondre des millions de mètres cubes de pergélisol en quelques décennies seulement (Kokelj et al., 2021). Dans l’ouest de l’Arctique canadien, où les glissements régressifs dus au dégel sont nombreux dans les dépôts glaciaires près des marges glaciaires, le nombre, la superficie et le volume de ces glissements ont été multipliés par 100 depuis le milieu des années 1980 (Kokelj et al., 2021; Lewkowicz, 2024). Dans un bassin versant de 800 km² fortement touché, l’abaissement moyen de la surface attribué à l’augmentation des glissements dus au dégel est passé de 0,1 mm/année entre 1986 et 2002 à environ 0,8 mm/année entre 2002 et 2018. Dans le cas des glissements individuels dus au dégel, plus de la moitié de l’affaissement est attribuable à la fonte de la glace de sol, le reste provenant de l’écoulement des débris des pentes vers le fond des vallées et les lacs, ce qui modifie profondément les charges sédimentaires des lacs, la qualité de l’eau ainsi que la structure et la fonction des écosystèmes aquatiques dans l’ouest de l’Arctique canadien, avec des répercussions sur les pêches autochtones (Chin et al., 2016; Kokelj et al., 2021; Shakil et al., 2020; Ziegler et al., 2024, 2025).

Faits saillants de la figure : Les reliefs thermokarstiques indiquent le dégel du pergélisol dans l’Arctique canadien.

Titre de la figure : Exemples de paysages thermokarstiques

Figure 6.32 : Les reliefs thermokarstiques indiquent des paysages en dégel dans l’Arctique canadien. a1) à a3) : Glissements régressifs dus au dégel sur le plateau Peel, dans les Territoires du Nord‑Ouest; la superficie des glissements a augmenté entre 1970 (a1) et 2021 (a2). b1) à b3) : Milieux secs avec polygones de toundra sur l’île Banks, dans les Territoires du Nord‑Ouest (région désignée des Inuvialuit); l’augmentation des réseaux de mares reliées et des petits lacs entre 1961 (b1) et 2019 (b2) indique un dégel progressif du pergélisol dans la région. c1) à c3) : Plateaux tourbeux de pergélisol au Labrador, délimités en noir; le dégel du pergélisol a transformé une grande partie du plateau tourbeux initial en tourbières ombrotrophes et minérotrophes affaissées depuis 1948 (c1), ne laissant qu’une fraction du plateau tourbeux initial en 2023 (c2). Photo : a1), b1) et c1) - National Air Photo Library, rouleau n° A21538, photo n° 180, rouleau n° A17379, photo n° 044 et rouleau n° LAB16(N), photo n° 0212; a2), a3) et b3) - Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest; b2) - Maxar (2019); c2) et c3) - Northern Environmental Geoscience Library à l’Université Queen’s.

Les polygones de toundra sont l’expression en surface des réseaux de coins de glace sous‑jacents, omniprésents dans la toundra de l’Arctique canadien (figure 6.32b1) (Kokelj et al., 2023). Ils témoignent de la présence d’un pergélisol sensible au climat, car une augmentation de l’épaisseur de la couche active peut provoquer la fonte des coins de glace ainsi que l’élargissement et l’approfondissement des creux sus‑jacents à mesure que le sol s’affaisse. Les données stratigraphiques provenant de sites de surveillance au Nunavik, dans le nord du Québec, indiquent qu’entre 1989 et 2018, une augmentation de l’épaisseur de la couche active a entraîné la fonte des sommets des coins de glace dans plusieurs sites d’étude (Gagnon et Allard, 2020). Une surveillance détaillée des coins de glace dans les pentes de la région du delta du Mackenzie a montré un dégel des pentes et une augmentation des coins au sommet des collines, entraînant une subsidence de 1,8 à 3,2 cm/année de 2007 à 2018 et la formation de cuvette (Burn et al., 2021). Les étés chauds influencent également la fonte par le haut des coins de glace dans les régions de pergélisol froid, comme sur l’île Banks, dans l’ouest de l’Arctique canadien (Farquharson et al., 2019). Cette conclusion complète l’analyse des tendances Landsat montrant une augmentation de l’humidité des milieux secs de toundra causée par la fonte par le haut des réseaux de coins de glace (Fraser et al., 2018). L’augmentation notable des mares de fonte, qui a commencé à la fin des années 1990, a été associée à plusieurs étés exceptionnellement chauds, et la cause est démontrée par une série chronologique d’images à haute résolution montrant une multiplication par 10 du nombre et de la taille des mares de fonte (Fraser et al., 2018). L’agrégation des données indique qu’environ 17 % (plus de 12 000 km²) du relief de l’île Banks est touché par l’augmentation des mares dans les milieux secs, interprétée à partir des images Landsat, ce qui indique un changement à l’échelle du paysage. Un nombre croissant d’observations par télédétection confirme que la fonte des coins de glace dans les milieux secs et l’expansion des mares se produisent à divers sites dans l’ouest de l’Arctique canadien (Abolt et al., 2024).

Les tourbières pergélisolées constituent un élément dominant des vastes milieux humides dans les zones de pergélisol discontinu de la taïga des plaines et des plaines hudsoniennes (Vitt et al., 1994) et sont localement importantes dans toutes les régions pergélisolées au Canada (Y. Wang, Way, Beer et al., 2023). Le thermokarst suivant le dégel du pergélisol dans les palses ou les plateaux tourbeux forme des tourbières ombrotrophes et minérotrophes en raison de la consolidation par dégel de la tourbe gelée et du substrat minéral sous‑jacent, qui contiennent tous deux de grands volumes de glace de sol. Ces combinaisons de reliefs de milieux humides (figure 6.32c1) constituent un type de couverture terrestre dominant sur 370 000 km^² dans le sud de la taïga des plaines, dans les Territoires du Nord‑Ouest, reflétant un pergélisol chaud, mince et discontinu. La proportion de couverture de tourbières pergélisolées diminue du nord vers le sud de la zone de pergélisol discontinu, les tourbières ombrotrophes et minérotrophes représentant jusqu’à 70 % des milieux humides du sud des Territoires du Nord-Ouest (C. Gibson et al., 2021). Les études de terrain indiquent que les augmentations progressives de l’épaisseur de la couche active de 1990 à 2015 sont surpassées par les pertes de superficie des plateaux tourbeux et des palses (Mamet et al., 2017), ce qui souligne l’importance des augmentations de la circulation de l’eau dans l’accélération de la dégradation du pergélisol discontinu et riche en matière organique (Devoie et al., 2021). Bien que l’évolution des tourbières pergélisolées soit caractérisée par des cycles de dégel et de formation de pergélisol, presque toutes les études récentes indiquent une dégradation nette de la superficie des tourbières pergélisolées (Beer et al., 2024; Mamet et al., 2017; Y. Wang, Way et Beer, 2023). Sur les côtes du Labrador, cette dégradation, qui a commencé en 1948, a entraîné une diminution moyenne de l’étendue du pergélisol de 0,8 à 1,5 % par année (Y. Wang, Way et Beer, 2023). Des taux plus élevés de perte de tourbières associés à l’écoulement de l’eau (Pironkova, 2017) sont aggravés par les effets des feux de forêt (C. M. Gibson et al., 2018).

6.7.2 : Causes des changements passés

Une théorie solide et des méthodes largement adoptées identifient la température de l’air comme le facteur déterminant pour la température du pergélisol, la pénétration du dégel et la superficie du pergélisol près de la surface (Andersland et Ladanyi, 2003; Gruber, 2012; P. J. Williams et Smith, 1989), le manteau neigeux et les caractéristiques du sol jouant un rôle moindre mais néanmoins significatif. Les tendances à long terme de la température du pergélisol (figure 6.31) sont généralement cohérentes avec celles de la température de l’air (Box et al., 2021; S. L. Smith et al., 2022; S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). Cependant, une partie du réchauffement peut également être liée aux changements du manteau neigeux (Biskaborn et al., 2019). Des variations à court terme de la température du sol se produisent également. Par exemple, des températures du sol plus basses au lac Big et au ruisseau Norris depuis 2019 reflètent une période de températures de l’air plus basses et de manteau neigeux peu profond (figure 6.31a) (S. L. Smith, Duchesne et al., 2024; S. L. Smith, Romanovsky et al., 2024). De même, les années chaudes ou froides se reflètent dans les données sur l’épaisseur de la couche active et la pénétration du dégel (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023). L’ampleur du changement observé dans la température du sol dépendra également des propriétés du sol, telles que sa teneur en humidité et en glace. Pour l’hémisphère Nord, la diminution de la superficie du pergélisol près de la surface (Guo et al., 2020) et l’augmentation observée de la température du pergélisol dans 15 trous de forage (Gudmundsson et al., 2022) ont été attribuées aux changements climatiques découlant de l’activité humaine.

Pour certains aspects des changements du pergélisol, le moment de la saison où se produisent les changements de température est important. Les indicateurs de glissements dus au dégel et de mares de fonte montrent que le pergélisol froid et riche en glace de l’ouest de l’Arctique canadien est très sensible à la hausse des températures estivales. Les augmentations importantes du nombre de glissements régressifs dus au dégel dans les paysages contenant de la glace de sol relique dans l’ouest de l’Arctique et dans l’Extrême‑Arctique canadien sont liées à des étés exceptionnellement chauds (Lewkowicz, 2024; Lewkowicz et Way, 2019; Ward Jones et al., 2019). L’élargissement rapide et la persistance de ces ruptures peuvent être liés à des températures de l’air plus élevées et à des précipitations accrues (Kokelj et al., 2015). Une température de l’air plus chaude accélère le dégel au niveau du mur de tête riche en glace, la partie d’un glissement dû au dégel qui recule à mesure que le dégel se poursuit, et des précipitations accrues favorisent l’évacuation des matériaux de la zone exposée, permettant un élargissement supplémentaire du glissement (Kokelj et al., 2015). Les augmentations généralisées de la dégradation des coins de glace et de la formation de mares sur l’île Banks et au Nunavik ont été attribuées à des augmentations de l’épaisseur de la couche active associées à des étés exceptionnellement chauds et à un réchauffement à long terme au cours des trois dernières décennies (Farquharson et al., 2019; Fraser et al., 2018; Gagnon et Allard, 2020). De même, le réchauffement régional, associé au verdissement des tourbières, a entraîné la dégradation et la fragmentation des palses et des plateaux tourbeux sur les côtes du Labrador (Beer et al., 2024; Y. Wang, Way et Beer, 2023).

Les changements de la quantité de neige accumulée et de la chronologie des accumulations influencent la réponse de la température du sol à la hausse de la température de l’air (Jan et Painter, 2020). Comme l’effet isolant de la neige réduit la perte de chaleur du sol en hiver, le sol sous un manteau neigeux plus épais sera plus chaud qu’un sol sous un manteau neigeux mince, avec des effets amplifiés dans les milieux humides (Kokelj, Palmer et al., 2017; S. L. Smith et al., 2022; Y. Zhang et al., 2018).

La végétation peut fortement influencer les conditions du pergélisol en modifiant les tendances de l’accumulation de neige. L’expansion des arbustes dans la toundra entraîne une neige plus profonde et potentiellement des températures de pergélisol plus élevées par rapport à la toundra avec une végétation plus courte ou là où les arbustes ont été supprimés (R. D. Brown, Marsh et al., 2021; Cameron et al., 2024; Kropp et al., 2020; Pelletier et al., 2019; Wilcox et al., 2019). Certaines études de simulation suggèrent que l’effet global de réchauffement résultant de l’accumulation de neige associée à la croissance d’une végétation plus haute l’emportera sur l’effet d’ombrage accru de cette végétation en été (Way et Lapalme, 2021).

Les feux de forêt accompagnent le réchauffement climatique et des conditions plus sèches, entraînant des perturbations importantes du pergélisol, particulièrement dans les régions boréales. La destruction de la végétation par le feu, et en particulier de la couche organique superficielle, entraîne une augmentation de la température du sol et une plus grande dégradation du pergélisol, un effet proportionnel à la sévérité des incendies (Holloway et al., 2020; S. L. Smith et al., 2015; Y. Wang et al., 2021). Les observations indiquent que les feux de forêt ont été un facteur important de la dégradation du pergélisol dans les Territoires du Nord-Ouest (Daly et al., 2022; C. M. Gibson et al., 2018; Young et al., 2022). Dans les tourbières boréales, par exemple, les feux de forêt au cours des trois dernières décennies ont été une cause importante de la formation de 700 à 3 700 km² (intervalle de confiance à 95 %) de tourbières thermokarstiques (C. M. Gibson et al., 2018). L’héritage des feux de forêt contribue à des augmentations à court terme des glissements de terrain causés par le détachement de la couche active et des glissements régressifs dus au dégel, ainsi qu’à un réchauffement plus progressif en profondeur lié à de grands glissements de terrain profonds (Young et al., 2022).

L’interaction entre les changements au niveau du paysage et la température du sol peut encore amplifier les effets du réchauffement climatique. La subsidence liée au dégel du pergélisol riche en glace augmente le réchauffement du sol à faible profondeur et le dégel en profondeur (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023; Y. Wang et al., 2024). La formation de mares qui peut accompagner la subsidence favorise le réchauffement du sol et la dégradation du pergélisol, entraînant une expansion thermokarstique des mares (O’Neill et al., 2020; Quinton et al., 2019). Il existe également des données probantes d’une aggradation du pergélisol induite par des changements hydrologiques locaux, y compris le drainage des lacs et des mares et la conversion des milieux humides en forêts, avec des effets connexes sur le microclimat (B. M. Jones et al., 2022; Lantz et al., 2022; Sniderhan et al., 2023). Les observations faites dans l’ouest de l’Arctique canadien montrent que dans les glissements dus au dégel, le retrait du tapis végétal, la saturation des matériaux dégelés et l’accumulation de neige dans la dépression formée peuvent tous entraîner une hausse des températures du sol, amplifiant les effets du réchauffement climatique et favorisant une instabilité accrue (Kokelj et al., 2009; Krautblatter et al., 2024). L’analyse des températures du sol et la modélisation montrent que la température du sol sur les pentes perturbées entourant les lacs augmente, ce qui favorise le dégel sous les berges et entraîne d’autres glissements (Kokelj et al., 2009). De même, le dégel et l’effondrement aux marges des plateaux tourbeux gelés et l’expansion des mares sont amplifiés par l’advection de chaleur avec l’eau, ce qui favorise le réchauffement et le dégel latéral, accélérant le rétrécissement des plateaux tourbeux (Devoie et al., 2021; Dyke et Sladen, 2022; Quinton et al., 2019).

6.7.3 : Changements futurs

Les projections des changements du pergélisol pour l’hémisphère Nord, résumées au chapitre 3 du Rapport spécial sur l’océan et la cryosphère dans le contexte du changement climatique du GIEC (Meredith et al., 2019) indiquent que pour des niveaux de réchauffement planétaire de 1,5 et 2 °C au‑dessus des niveaux préindustriels (de 1850 à 1900), la superficie du pergélisol finira par diminuer de 30 et 40 %, respectivement (Chadburn et al., 2017). D’ici 2100, la profondeur de dégel devrait dépasser 3 m dans plus de 25 % de la région pergélisolée actuelle de l’hémisphère Nord dans un scénario d’émissions faibles (RCP2.6) et dans plus de 70 % de la région dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (Meredith et al., 2019). Une diminution du volume du pergélisol de l’hémisphère Nord de 3 000 à 5 300 km³ est projetée pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale (Burke et al., 2020; Fox-Kemper et al., 2021). Cependant, ce changement de volume projeté ne tient pas compte du dégel à une profondeur supérieure à 2 m et pourrait donc être sous-estimé. Bien que ces projections concernent l’hémisphère Nord, des changements comparables dans les conditions du pergélisol devraient se produire dans le nord du Canada au cours du prochain siècle.

Au Canada, le modèle de schéma canadien de surface terrestre est utilisé pour prévoir les conditions du pergélisol à l’échelle nationale. Les prévisions utilisant ce modèle suggèrent que dans un scénario d’émissions très élevées (RCP8.5), l’épaisseur de la couche active augmentera de 0,5 à 3 m dans le nord du Canada à très court terme (de 2021 à 2040) par rapport à la période de 1991 à 2010, tandis que la température du pergélisol à une profondeur de 5 m augmentera de 0,5 à 3 °C (Teufel et Sushama, 2022). Ces changements s’accompagneront d’une perte de résistance du sol qui nuira à sa capacité à supporter des charges, ce qui aura des répercussions sur les infrastructures nordiques (par exemple, Faki et al., 2022).

Les modèles climatiques régionaux utilisant des scénarios d’émissions intermédiaires (RCP4.5) et très élevées (RCP8.5), ainsi que des estimations plus récentes de la distribution de la glace de sol (Fatolahzadeh Gheysari et Maghoul, 2024; O’Neill et al., 2019), ont indiqué un risque croissant d’instabilité du sol en raison du réchauffement du sol dans les corridors de transport du nord du Canada au cours du XXI^e siècle. Dans le sud-est du Labrador, une modélisation numérique unidimensionnelle (verticale) de la température à des endroits précis dans des tourbières a permis d’examiner la vulnérabilité de zones isolées de pergélisol mince (moins de 10 m d’épaisseur) dans divers scénarios d’émissions faibles à très élevées (RCP2.6, RCP4.5, RCP8.5) (Y. Wang et Way, 2025; Way et al., 2018). Ces études indiquent que sur les côtes du Labrador, le pergélisol pourrait persister à certains endroits au‑delà de 2100 dans des scénarios d’émissions faibles, mais qu’une dégradation complète du pergélisol est projetée d’ici 2100 dans des scénarios d’émissions intermédiaires à très élevées; cette dégradation complète se produira d’ici le milieu du siècle dans les sites plus au sud ou là où le pergélisol est plus mince. L’augmentation de la croissance des arbustes, accompagnée d’une plus grande épaisseur du manteau neigeux, accélérera le dégel et la disparition du pergélisol dans cette région (Y. Wang et Way, 2025).

Des études de modélisation prévoient la perte d’étendue et de volume du pergélisol au Canada au cours du prochain siècle, mais les approches utilisées présentent des limites en raison d’une représentation inadéquate des interactions complexes entre le climat, la végétation, les propriétés des matériaux du sol et les processus liés au paysage (S. L. Smith et al., 2022). Les effets qui ne sont pas pris en compte actuellement comprennent la représentation exacte des propriétés des matériaux du sol, la teneur excessive en glace, la subsidence du sol et les interactions entre la température du sol et les changements au niveau du paysage (par exemple, O’Neill et al., 2020). L’amélioration des projections régionales et des simulations de la vulnérabilité des infrastructures nécessite des cartes numériques de la glace de sol nettement plus détaillées que celles couramment utilisées pour la modélisation à l’échelle nationale et circumpolaire (O’Neill et al., 2024). De meilleures informations sur le manteau neigeux sont également nécessaires en raison de la variabilité spatiale considérable de la neige à l’échelle régionale et locale (R. D. Brown, Marsh et al., 2021; Kokelj, Palmer et al., 2017; Morse et al., 2012; S. L. Smith et al., 2022). Des changements de végétation devraient accompagner le réchauffement climatique avec des effets sur le manteau neigeux et le pergélisol, mais ces interactions ne sont généralement pas intégrées dans les simulations des conditions futures (Kropp et al., 2020; Y. Wang et Way, 2025; Way et Lapalme, 2021; Wilcox et al., 2019).

6.7.4 : Lacunes dans les connaissances

Une caractérisation plus complète des paysages pergélisolés est nécessaire pour cibler la surveillance et permettre la prévision à l’échelle du paysage.
La distribution spatiale des reliefs pergélisolés fournit des informations essentielles sur les propriétés fondamentales et le comportement émergent des paysages en dégel (Kokelj et al., en cours de révision). La surveillance des températures du sol, de l’épaisseur de la couche active et de la subsidence permet de suivre des indicateurs propres aux sites des changements du pergélisol dus aux changements climatiques (O’Neill, Smith, Burn, Duchesne et al., 2023; S. L. Smith, Duchesne et al., 2024; S. L. Smith et al., 2022). Cependant, l’hétérogénéité de l’atmosphère, du relief et des conditions de la glace de sol produit une vaste gamme de changements au niveau du paysage induits par le dégel, ce qui rend difficile la mise à l’échelle des résultats de surveillance propres aux sites (figure 6.32) (Chiasson et Allard, 2022; O’Neill et al., 2024; S. L. Smith et al., 2022; Subedi et al., 2020; Way et al., 2021). Les reliefs pergélisolés reflètent les variations des propriétés souterraines, et le suivi de leur évolution dans le temps indique les taux, l’ampleur et les conséquences du dégel du pergélisol (figure 6.32). La cartographie des reliefs sur de vastes régions illustre la variation du relief, des conditions souterraines et des conséquences du dégel, fournissant un contexte essentiel pour évaluer les lacunes des réseaux de surveillance du pergélisol, extrapoler les tendances propres aux sites et déduire les conséquences du dégel du pergélisol sur l’écosystème (Kokelj et al., 2023).

Une meilleure compréhension des mécanismes et des rétroactions qui contrôlent les réponses du pergélisol au climat en changement est nécessaire pour améliorer les simulations des changements futurs.
Une meilleure compréhension des interactions complexes entre le climat en changement, le réchauffement du pergélisol et les réponses du relief pergélisolé est nécessaire pour améliorer les simulations et répondre aux besoins en matière de planification et de prise de décisions (Burn et al., 2025; Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest, 2019). La surveillance du pergélisol et la collecte de données connexes axées sur le corridor de la vallée du Mackenzie fournissent les données historiques les plus détaillées du Canada sur les conditions du pergélisol (par exemple, S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). La coordination de données similaires provenant de tout le pays à l’aide de réseaux cohérents de surveillance du pergélisol, de systèmes de gestion des données ouvertes et de rapports transparents et rapides pourrait améliorer notre compréhension des processus liés au pergélisol et notre capacité à prévoir les changements futurs (N. Brown et al., 2024; Commission géologique des Territoires du Nord-Ouest, 2021). Les éléments clés d’un réseau de surveillance du pergélisol comprennent des normes pour la collecte, la gestion et la communication des données; un engagement envers les partenariats autochtones et le renforcement des capacités; la coordination des sites sentinelles dans les principaux types de paysages; et l’innovation pour intégrer les méthodes d’observation sur le terrain et de télédétection. Faciliter l’accès aux ensembles de données financés par des fonds publics permettra d’intégrer avec succès les informations scientifiques et factuelles dans les politiques, les accords contraignants et les stratégies élaborés aux niveaux territorial, national et international (Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest, 2025).

Une meilleure compréhension de l’incidence du dégel du pergélisol sur les environnements bâtis peut éclairer la prise de décisions en matière d’adaptation, effectuée par ceux qui vivent et travaillent dans le nord du Canada.
La surveillance du pergélisol et les rapports sur les changements climatiques se concentrent traditionnellement sur l’environnement naturel (S. L. Smith, Duchesne et al., 2024). Cependant, les informations relatives au pergélisol sont également essentielles pour orienter la conception, l’atténuation et la planification des mesures d’adaptation dans les domaines des transports, de l’exploitation des ressources et des infrastructures communautaires (Allard et al., 2023). L’intégration d’études de site et d’un suivi dans les phases de planification des projets d’infrastructure offre la possibilité de recueillir davantage d’informations sur l’évolution de l’état du pergélisol (Ensom et al., 2020; Grozic et Zhang, 2018). Étant donné les multiples facteurs de stress qui pèsent sur les environnements nordiques, la surveillance du pergélisol axée sur les effets combinés des changements climatiques, de l’activité humaine et d’autres perturbations environnementales est essentielle pour éclairer la gestion des terres, les infrastructures et la planification des mesures d’adaptation.

Une vision favorisant une approche intégrée et la collaboration peut aider le Canada à répondre à ses besoins en matière de connaissances sur le pergélisol et à devenir chef de file international.
Faire progresser les connaissances sur le pergélisol dans l’intérêt public nécessite une vision territoriale et nationale qui favorise la coordination et la collaboration entre divers générateurs et utilisateurs de connaissances (Gruber et al., 2023; Commission géologique des Territoires du Nord-Ouest, 2021). Bien que la surveillance locale et propre à des projets demeure essentielle pour répondre aux enjeux d’utilisation des terres et de planification des mesures d’adaptation, la compréhension des conditions à l’échelle régionale et nationale nécessite un réseau distribué capable de combiner des ressources et des stratégies pour la gestion, l’analyse, la synthèse et le partage des données. Des stratégies permettant la coordination et le partage des connaissances à l’échelle du territoire sont nécessaires pour favoriser la collaboration et le codéveloppement des connaissances sur le pergélisol au Canada ainsi que pour soutenir les synthèses scientifiques, l’élaboration de politiques et les exigences internationales en matière de rapports.

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

Message clé 6.13 : Le pergélisol aux endroits surveillés dans le nord du Canada s’est réchauffé et a dégelé depuis les années 1980 (degré de confiance très élevé). Les paysages des régions du nord du Canada riches en glace ont changé en réponse au dégel du pergélisol induit par le climat (degré de confiance très élevé).

Message clé 6.14 : Le réchauffement du pergélisol et les changements au niveau du paysage induits par le dégel devraient se poursuivre avec l’augmentation du réchauffement climatique (degré de confiance très élevé). Même si le climat se stabilise, un certain dégel continuera en profondeur (degré de confiance très élevé). Cependant, il existe un faible degré de confiance quant à l’ampleur et à la chronologie de ces changements en raison de l’influence des caractéristiques locales du sol.

Remarque sur l’attribution des changements au Canada : Les messages clés ne comprennent pas d’énoncé sur l’attribution des changements observés au Canada, car les quelques études d’attribution disponibles portent sur les changements du pergélisol à l’échelle de l’hémisphère Nord. Cependant, en raison du rôle prépondérant de la température de l’air dans le contrôle de la température du pergélisol, de la pénétration du dégel et de la superficie du pergélisol près de la surface (section 6.7.2), nous estimons que les changements climatiques découlant de l’activité humaine ont certainement une influence sur le réchauffement et le dégel du pergélisol au Canada.

En ce qui concerne le message clé 6.13, plusieurs sources provenant d’observations sur le terrain et de l’interprétation d’images satellitaires fournissent des données probantes cohérentes du réchauffement et du dégel du pergélisol dans le nord du Canada. L’analyse des mesures in situ effectuées dans les sites de surveillance indique clairement une hausse de la température du sol depuis les années 1980. Les observations de dégel dans les sites de surveillance et les données probantes croissantes de changements au niveau du paysage (formation de thermokarst) provenant d’observations sur le terrain et par télédétection confirment que le dégel et la perte de volume du pergélisol se produisent. Ces résultats concordent avec ceux des sites de surveillance dans toute la région circumpolaire nordique. On comprend également très bien, d’un point de vue physique, comment les changements des facteurs liés au climat, notamment la température de l’air, le manteau neigeux et les feux de forêt, entraînent des changements du pergélisol. Étant donné la forte concordance entre plusieurs sources de données de grande qualité, nous avons un degré de confiance très élevé que le pergélisol s’est réchauffé et a dégelé à divers endroits dans le nord du Canada, entraînant des changements au niveau du paysage.

En ce qui concerne le message clé 6.14, les projections montrent clairement que le pergélisol continuera de se réchauffer et de dégeler dans le nord du Canada à mesure que le réchauffement atmosphérique se poursuit, ce qui concorde avec les conclusions des évaluations pour l’hémisphère Nord. La solide compréhension des processus clés impliqués dans les changements du pergélisol et la forte concordance entre les multiples études nous donnent un degré de confiance très élevé dans le réchauffement et le dégel continus du pergélisol, ainsi que dans sa réponse différée en profondeur. Cependant, compte tenu des limites des réseaux de surveillance et des modèles utilisés, y compris la représentation inadéquate des facteurs et processus importants influençant la réponse du pergélisol à un climat en changement (tels que les propriétés des matériaux du sol, la teneur excessive en glace, la subsidence du sol et la couverture neigeuse et végétale), nous avons un faible degré de confiance dans l’ampleur et la chronologie du réchauffement, du dégel et des changements au niveau du paysage, en particulier à l’échelle régionale et locale.

6.8 : Synthèse

Message clé 6.15 : Des changements cohérents dans de nombreuses composantes de la cryosphère sont évidents à l’échelle mondiale et au Canada.

Message clé 6.16 : Les données probantes permettant d’attribuer formellement les changements dans la cryosphère à l’influence humaine et d’établir des corrélations entre les signaux cryosphériques et les signaux de température sont maintenant meilleures. Puisque la température de l’air exerce un contrôle dominant sur de nombreuses composantes de la cryosphère, les changements climatiques découlant de l’activité humaine influencent certainement les changements généralisés dans la cryosphère au Canada.

Message clé 6.17 : Les changements dans toutes les composantes de la cryosphère devraient s’aggraver ou s’intensifier avec le réchauffement planétaire, mais limiter l’augmentation de la température moyenne mondiale limitera ces changements.

Cette section fournit une description de haut niveau de la comparaison entre les connaissances sur la cryosphère présentée dans le présent chapitre et celles présentées dans le chapitre correspondant de la première édition du Rapport sur le climat changeant du Canada (RCCC de 2019) (Derksen et al., 2019).

Le message clé 6.15 est une synthèse des conclusions de ce chapitre et du RCCC de 2019 (Derksen et al., 2019) qui démontrent des changements cohérents dans de nombreuses composantes de la cryosphère, tant à l’échelle mondiale qu’au Canada. Le nombre de jours avec manteau neigeux, couverture de glace sur les lacs et sol gelé de façon saisonnière a diminué dans l’ensemble du Canada, parallèlement à des augmentations cohérentes du manteau neigeux et de la couverture de glace sur les lacs à l’échelle régionale dans les provinces des Prairies et certaines parties du centre de l’Ontario et du Québec. Les eaux de l’Arctique canadien et de la région de la baie d’Hudson ont connu de fortes diminutions de tous les types de glace de mer en été, tandis qu’au large des côtes de l’est du Canada, des diminutions de la couverture de glace de mer ont été observées même en hiver. Nous avons également constaté des taux croissants de perte de masse des glaciers dans l’ouest du Canada et dans l’Arctique canadien, ainsi que des données probantes généralisées de réchauffement et de dégel du pergélisol.

Les données probantes à l’appui du message clé 6.15 sont maintenant meilleures depuis la publication du RCCC de 2019, en raison de la quantification accrue des changements de masse ou de volume des composantes de la cryosphère. Pour de nombreuses composantes analysées dans le présent chapitre, les changements de couverture ou de durée ont historiquement été les plus faciles à détecter. Cependant, depuis la publication du RCCC de 2019, la quantification des changements de masse ou de volume de nombreuses composantes de la cryosphère s’est également accrue. De multiples sources de données sur l’équivalent en eau de la neige indiquent une perte de la masse de neige pendant la majeure partie de l’année, tandis que les mesures de l’épaisseur de la glace de lac et de rivière indiquent un amincissement, et les taux d’amincissement des glaciers dans l’ouest du Canada sont parmi les plus rapides de toutes les régions glaciaires surveillées sur la planète. De même, les estimations de l’épaisseur de la glace de mer montrent un amincissement en hiver et au printemps, cohérent avec les mesures de l’amincissement de la glace fixe près des stations côtières dans l’Arctique. Ces estimations ont été utilisées pour quantifier la perte de volume de la glace de mer au cours de la dernière décennie. De plus, bien qu’il soit encore difficile de la quantifier avec précision, la perte de volume du sol gelé est évidente à partir des observations de la diminution de la profondeur (amincissement) du sol gelé de façon saisonnière et des observations de réchauffement et de dégel du pergélisol.

Non seulement les changements observés dans la cryosphère sont cohérents, mais aussi, comparé au RCCC de 2019, le présent rapport fournit des données probantes sur le fait que la cryosphère au Canada subit des modifications de plus en plus importantes qui dépassent la gamme de conditions historiques, en particulier dans l’Arctique canadien. Ces données probantes comprennent des changements sans précédent de la glace de mer, tels que la formation récente de polynies dans la dernière zone de glace, indicatives d’un affaiblissement de la glace, et la détérioration des arches de glace dans l’archipel arctique canadien, liée à une augmentation du transport de glace de mer dans l’Arctique canadien. À l’intérieur des terres, les débâcles hivernales de glace de rivière sont de plus en plus fréquentes, et dans certaines régions du nord du Canada où le relief est riche en glace, il existe des données probantes d’une modification croissante du paysage en réponse au dégel du pergélisol induit par le climat. Les feux de forêt sont également reconnus comme un facteur de perturbation important dans tout le nord du Canada, susceptible d’intensifier le dégel du pergélisol et les changements au niveau du paysage (sections 6.5 et 6.7 et chapitre 9, section 9.5).

Bien que les messages clés des autres sections n’incluent pas d’énoncé attribuant les changements observés dans certaines composantes de la cryosphère au Canada à l’influence humaine, le message clé 6.16 indique que les données probantes permettant de faire de telles attributions sont maintenant meilleures lorsqu’on considère les changements observés dans l’Arctique circumpolaire et l’hémisphère Nord. Comme indiqué dans les sections sur les causes des changements passés, les diminutions observées de l’étendue du manteau neigeux, de la masse de neige, de la couverture de glace de lac et de la superficie du pergélisol près de la surface dans l’hémisphère Nord, ainsi que les diminutions de l’étendue de la glace de mer dans l’Arctique et les changements de température du pergélisol à certains endroits, ont toutes été attribuées aux changements climatiques découlant de l’activité humaine. Il a également été démontré que les changements climatiques découlant de l’activité humaine sont le principal facteur à l’origine du recul et de la perte de masse des glaciers à l’échelle mondiale. Ces énoncés reposent sur l’existence de relations à long terme entre des variables précises de la cryosphère et des signaux de température liés à la concentration atmosphérique de dioxyde de carbone. Cependant, pour de nombreuses composantes, il existe également des données probantes plus solides liant la variabilité interannuelle de chaque composante à la variabilité interannuelle de la température de l’air. Les exemples mentionnés dans ce chapitre incluent la variabilité de l’étendue du manteau neigeux, de la glace de mer, de la glace de lac et du bilan de masse des glaciers, ainsi que l’épaisseur de la couche active et la pénétration du dégel dans le pergélisol.

Le message clé 6.17 est une synthèse des changements futurs dans la cryosphère au Canada. Les changements dans toutes les composantes de la cryosphère devraient s’intensifier avec le réchauffement planétaire, mais limiter la hausse de la température moyenne mondiale limitera ces changements. Pour de nombreuses composantes de la cryosphère, les projections fournissent désormais des informations plus détaillées sur l’ampleur des changements de la glace ou de la neige en fonction du niveau de réchauffement planétaire, c’est-à-dire qu’elles indiquent un changement précis de la zone ou du volume de glace ou de neige attendu pour chaque hausse de 1 °C de la température moyenne mondiale. En calculant les changements projetés de cette manière, ceux-ci peuvent être directement liés aux seuils politiques en matière de température mondiale plutôt qu’à des scénarios d’émissions précis. Tous les calculs effectués de cette façon dans le présent rapport concernent les composantes de la cryosphère qui réagissent relativement rapidement aux changements de la température moyenne mondiale (neige, glace de mer, glace de lac et de rivière, et sol près de la surface). Comme ces composantes s’ajustent rapidement, toute réduction future de la température moyenne mondiale entraînerait des changements atténués pour ces composantes. La perte de masse des glaciers et le réchauffement et le dégel du pergélisol en profondeur constituent des exceptions importantes à cette affirmation. Pour ces composantes de la cryosphère, il existe des délais de plusieurs années à plusieurs siècles entre les changements climatiques initiaux (par exemple, une hausse de la température) et l’ajustement complet de ces composantes à ces changements. Par conséquent, le niveau de réchauffement passé contribuera à la fonte des glaciers et au dégel du pergélisol pendant un certain temps après la stabilisation de la température moyenne mondiale.

Références

Aagaard, K., et Carmack, E. C. (1989). The role of sea ice and other fresh water in the Arctic circulation. Journal of Geophysical Research: Oceans, 94(C10), 14485 à 14498.

Abolt, C. J., Atchley, A. L., Harp, D. R., Jorgenson, M. T., Witharana, C., Bolton, W. R., Schwenk, J., Rettelbach, T., Grosse, G., Boike, J., Nitze, I., Liljedahl, A. K., Rumpca, C. T., Wilson, C. J., et Bennett, K. E. (2024). Topography controls variability in circumpolar permafrost thaw pond expansion. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 129(9), e2024JF007675.

Adrian, R., O’Reilly, C. M., Zagarese, H., Baines, S. B., Hessen, D. O., Keller, W., Livingstone, D. M., Sommaruga, R., Straile, D., Van Donk, E., Weyhenmeyer, G. A., et Winder, M. (2009). Lakes as sentinels of climate change. Limnology and Oceanography, 54(6part2), 2283 à 2297.

Agnew, T., et Howell, S. (2003). The use of operational ice charts for evaluating passive microwave ice concentration data. Atmosphere-Ocean, 41(4), 317 à 331.

Ala-Aho, P., Autio, A., Bhattacharjee, J., Isokangas, E., Kujala, K., Marttila, H., Menberu, M., Meriö, L.-J., Postila, H., Rauhala, A., Ronkanen, A.-K., Rossi, P. M., Saari, M., Haghighi, A. T., et Kløve, B. (2021). What conditions favor the influence of seasonally frozen ground on hydrological partitioning? A systematic review. Environmental Research Letters, 16(4), 043008.

Allard, M., L’Hérault, E., Aubé-Michaud, S., Carbonneau, A.-S., Mathon-Dufour, V., B.-St-Amour, A., et Gauthier, S. (2023). Facing the challenge of permafrost thaw in Nunavik communities: Innovative integrated methodology, lessons learnt, and recommendations to stakeholders. Arctic Science, 9(3), 657 à 677.

Allard, M., Sarrazin, D., et L’Hérault, E. (2024). Borehole and near-surface ground temperatures in northeastern Canada (Version 1.6.0, 1988-2023) [Dataset]. Nordicana.

Alt, B., Wilson, K., et Carrières, T. (2006). A case study of old-ice import and export through Peary and Sverdrup channels in the Canadian Arctic Archipelago: 1998 à 2005. Annals of Glaciology, 44, 329 à 338.

AMAP. (2021a). AMAP Arctic climate change update 2021: Key trends and impacts. Arctic Monitoring and Assessment Programme.

AMAP. (2021b). AMAP assessment 2021: Mercury in the Arctic.

Andersland, O. B., et Ladanyi, B. (2003). Frozen ground engineering. John Wiley et Sons.

Anderson, S., et Radić, V. (2023). Modeling the streamflow response to heatwaves across glacierized basins in southwestern Canada. Water Resources Research, 59(12), e2023WR035428.

Andrishak, R., et Hicks, F. (2008). Simulating the effects of climate change on the ice regime of the Peace River. Canadian Journal of Civil Engineering, 35(5), 461 à 472.

Antonova, S., Duguay, C. R., Kääb, A., Heim, B., Langer, M., Westermann, S., et Boike, J. (2016). Monitoring bedfast ice and ice phenology in lakes of the lena river delta using TerraSAR-X backscatter and coherence time series. Remote Sensing, 8(11), Article 11.

Anttila, K., Manninen, T., Jääskeläinen, E., Riihelä, A., et Lahtinen, P. (2018). The role of climate and land use in the changes in surface albedo prior to snow melt and the timing of melt season of seasonal snow in northern land areas of 40°N–80°N during 1982 à 2015. Remote Sensing, 10(10), Article 10.

Apollonio, S. (1973). Glaciers and nutrients in Arctic seas. Science, 180(4085), 491 à 493.

Armstrong, T. (1972). World Meteorological Organization. WMO sea-ice nomenclature. Terminology, codes and illustrated glossary. Edition 1970. Geneva, Secretariat of the World Meteorological Organization, 1970. [Ix], 147 p. [Including 175 photos] + corrigenda slip. (WMO/OMM/BMO, No. 259, TP. 145.). Journal of Glaciology, 11</cite>(61), 148 à 149.

Arndt, K. A., Hashemi, J., Natali, S. M., Schiferl, L. D., et Virkkala, A.-M. (2023). Recent advances and challenges in monitoring and modeling non-growing season carbon dioxide fluxes from the Arctic Boreal Zone. Current Climate Change Reports, 9(2), 27 à 40.

Årthun, M., Onarheim, I. H., Dörr, J., et Eldevik, T. (2021). The seasonal and regional transition to an ice‐free Arctic. Geophysical Research Letters, 48(1), e2020GL090825.

Ashton, G. D. (2011). River and lake ice thickening, thinning, and snow ice formation. Cold Regions Science and Technology, 68(1), 3 à 19.

Aubry-Wake, C., Bertoncini, A., et Pomeroy, J. W. (2022). Fire and ice: The impact of wildfire-affected albedo and irradiance on glacier melt. Earth’s Future, 10(4), e2022EF002685.

Baba, M. W., Gascoin, S., Kinnard, C., Marchane, A., et Hanich, L. (2019). Effect of digital elevation model resolution on the simulation of the snow cover evolution in the high atlas. Water Resources Research, 55(7), 5360 à 5378.

Babb, D. G., Galley, R. J., Barber, D. G., et Rysgaard, S. (2016). Physical processes contributing to an ice free Beaufort Sea during September 2012. Journal of Geophysical Research: Oceans, 121(1), 267 à 283.

Babb, D. G., Galley, R. J., Howell, S. E. L., Landy, J. C., Stroeve, J. C., et Barber, D. G. (2022). Increasing multiyear sea ice loss in the Beaufort Sea: A new export pathway for the diminishing multiyear ice cover of the Arctic Ocean. Geophysical Research Letters, 49(9), e2021GL097595.

Babb, D. G., Galley, R. J., Kirillov, S., Landy, J. C., Howell, S. E. L., Stroeve, J. C., Meier, W., Ehn, J. K., et Barber, D. G. (2023). The stepwise reduction of multiyear sea ice area in the Arctic Ocean since 1980. Journal of Geophysical Research: Oceans, 128(10), e2023JC020157.

Babb, D. G., Kirillov, S., Galley, R. J., Straneo, F., Ehn, J. K., Howell, S. E. L., Brady, M., Ridenour, N. A., et Barber, D. G. (2021). Sea ice dynamics in hudson strait and its impact on winter shipping operations. Journal of Geophysical Research: Oceans, 126(12), e2021JC018024.

Babb, D. G., Landy, J. C., Barber, D. G., et Galley, R. J. (2019). Winter sea ice export from the Beaufort Sea as a preconditioning mechanism for enhanced summer melt: A case study of 2016. Journal of Geophysical Research: Oceans, 124(9), 6575 à 6600.

Babb, D. G., Landy, J. C., Lukovich, J. V., Haas, C., Hendricks, S., Barber, D. G., et Galley, R. J. (2020). The 2017 reversal of the Beaufort Gyre: Can dynamic thickening of a seasonal ice cover during a reversal limit summer ice melt in the Beaufort Sea? Journal of Geophysical Research: Oceans, 125(12), e2020JC016796.

Bahr, D. B., Pfeffer, W. T., Sassolas, C., et Meier, M. F. (1998). Response time of glaciers as a function of size and mass balance: 1. Theory. Journal of Geophysical Research: Solid Earth, 103(B5), 9777 à 9782.

Barber, D. G., Babb, D. G., Ehn, J. K., Chan, W., Matthes, L., Dalman, L. A., Campbell, Y., Harasyn, M. L., Firoozy, N., Theriault, N., Lukovich, J. V., Zagon, T., Papakyriakou, T., Capelle, D. W., Forest, A., et Gariepy, A. (2018). Increasing mobility of high Arctic sea ice increases marine hazards off the east coast of Newfoundland. Geophysical Research Letters, 45(5), 2370 à 2379.

Barnhart, K. R., Miller, C. R., Overeem, I., et Kay, J. E. (2016). Mapping the future expansion of Arctic open water. Nature Climate Change, 6(3), 280 à 285.

Barrand, N. E., et Sharp, M. J. (2010). Sustained rapid shrinkage of Yukon glaciers since the 1957 à 1958 International Geophysical Year. Geophysical Research Letters, 37(7).

Basu, A., Culpepper, J., Blagrave, K., et Sharma, S. (2024). Phenological shifts in lake ice cover across the Northern Hemisphere: A glimpse into the past, present, and the future of lake ice phenology. Water Resources Research, 60(9), e2023WR036392.

Baxter, I., Ding, Q., Schweiger, A., L’Heureux, M., Baxter, S., Wang, T., Zhang, Q., Harnos, K., Markle, B., Topal, D., et Lu, J. (2019). How tropical Pacific surface cooling contributed to accelerated sea ice melt from 2007 to 2012 as ice is thinned by anthropogenic forcing. Journal of Climate, 32(24), 8583 à 8602.

Beckers, J. F., Alec Casey, J., et Haas, C. (2017). Retrievals of lake ice thickness from great slave lake and great bear lake using CryoSat-2. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 55(7), 3708 à 3720.

Beer, J., Wang, Y., Way, R., Forget, A., et Colyn, V. (2024). Uncrewed aerial vehicle–based assessments of peatland permafrost vulnerability along the labrador sea coastline, northern Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 35(4), 461 à 477.

Beltaos, S. (2002). Effects of climate on mid‐winter ice jams. Hydrological Processes, 16(4), 789 à 804.

Beltaos, S. (2004). Climate impacts on the ice regime of an Atlantic river. Hydrology Research, 35(2), 81 à 99.

Beltaos, S. (2021). Assessing the frequency of floods in ice-covered rivers under a changing climate: Review of methodology. Geosciences, 11(12), Article 12.

Beltaos, S., Carter, T., Rowsell, R., et DePalma, S. G. S. (2018). Erosion potential of dynamic ice breakup in Lower Athabasca River. Part I: Field measurements and initial quantification. Cold Regions Science and Technology, 149, 16 à 28.

Beltaos, S., et Prowse, T. (2009). River-ice hydrology in a shrinking cryosphere. Hydrological Processes, 23(1), 122 à 144.

Beltaos, S., Prowse, T., Bonsal, B., MacKay, R., Romolo, L., Pietroniro, A., et Toth, B. (2006). Climatic effects on ice-jam flooding of the Peace-Athabasca Delta. Hydrological Processes, 20(19), 4031 à 4050.

Beltaos, S., et Prowse, T. D. (2001). Climate impacts on extreme ice-jam events in Canadian rivers. Hydrological Sciences Journal, 46(1), 157 à 181.

Beltrami, H., et Kellman, L. (2003). An examination of short- and long-term air–ground temperature coupling. Global and Planetary Change, 38(3), 291 à 303.

Benson, B., Magnuson, J. J., Jensen, O. P., Card, V. M., Hodgkins, G., Korhonen, J., Livingstone, D. M., Stewart, K. M., Weyhenmeyer, G. A., et Granin, N. G. (2012). Extreme events, trends, and variability in Northern Hemisphere lake-ice phenology (1855 à 2005). Climatic Change, 112(2), 299 à 323.

Benson, B., Magnuson, J., et Sharma, S. (2000). Global Lake and River Ice Phenology Database [Dataset]. NSIDC.

Bevington, A. R., et Menounos, B. (2022). Accelerated change in the glaciated environments of western Canada revealed through trend analysis of optical satellite imagery. Remote Sensing of Environment, 270, 112862.

Bezeau, P., Sharp, M., Burgess, D., et Gascon, G. (2013). Firn profile changes in response to extreme 21st-century melting at Devon Ice Cap, Nunavut, Canada. Journal of Glaciology, 59(217), 981 à 991.

Bhatia, M. P., Waterman, S., Burgess, D. O., Williams, P. L., Bundy, R. M., Mellett, T., Roberts, M., et Bertrand, E. M. (2021). Glaciers and nutrients in the Canadian Arctic Archipelago marine system. Global Biogeochemical Cycles, 35(8), e2021GB006976.

Biskaborn, B. K., Smith, S. L., Noetzli, J., Matthes, H., Vieira, G., Streletskiy, D. A., Schoeneich, P., Romanovsky, V. E., Lewkowicz, A. G., Abramov, A., Allard, M., Boike, J., Cable, W. L., Christiansen, H. H., Delaloye, R., Diekmann, B., Drozdov, D., Etzelmüller, B., Grosse, G., … Lantuit, H. (2019). Permafrost is warming at a global scale. Nature Communications, 10(1), 264.

Blatter, H. (1987). On the thermal regime of an Arctic valley glacier: A study of white glacier, Axel Heiberg Island, N.W.T., Canada. Journal of Glaciology, 33(114), 200 à 211.

Block, B. D., Stockwell, J. D., et Marsden, J. E. (2020). Contributions of winter foraging to the annual growth of thermally dissimilar fish species. Hydrobiologia, 847(20), 4325 à 4341.

Blöschl, G. (1999). Scaling issues in snow hydrology. Hydrological Processes, 13(14 à 15), 2149 à 2175.

Blunden, J., Boyer, T., et Bartow-Gillies, E. (2023). The Canadian Ice Service (CIS) ice archive [Dataset].

Bojinski, S., Verstraete, M., Peterson, T. C., Richter, C., Simmons, A., et Zemp, M. (2014). The concept of Essential Climate Variables in support of climate research, applications, and policy. Bulletin of the American Meteorological Society, 95(9), 1431 à 1443.

Bokhorst, S., Pedersen, S. H., Brucker, L., Anisimov, O., Bjerke, J. W., Brown, R. D., Ehrich, D., Essery, R. L. H., Heilig, A., Ingvander, S., Johansson, C., Johansson, M., Jónsdóttir, I. S., Inga, N., Luojus, K., Macelloni, G., Mariash, H., McLennan, D., Rosqvist, G. N., … Callaghan, T. V. (2016). Changing Arctic snow cover: A review of recent developments and assessment of future needs for observations, modelling, and impacts. Ambio, 45(5), 516 à 537.

Bonan, D. B., Schneider, T., Eisenman, I., et Wills, R. C. J. (2021). Constraining the date of a seasonally ice‐free Arctic using a simple model. Geophysical Research Letters, 48(18), e2021GL094309.

Bonsal, B. R., Shrestha, R. R., Dibike, Y., Peters, D. L., Spence, C., Mudryk, L., et Yang, D. (2020). Western Canadian freshwater availability: Current and future vulnerabilities. Environmental Reviews, 28(4), 528 à 545.

Bormann, K. J., Brown, R. D., Derksen, C., et Painter, T. H. (2018). Estimating snow-cover trends from space. Nature Climate Change, 8(11), 924 à 928.

Box, J. E., Bhatt, U. S., Christensen, T. R., Derksen, C., Gerland, S., Granskog, M., Isaken, K., Kohler, J., Mard, J., Meier, W. N., Mudryk, L., Romanovsky, V. E., Shiklomanov, A., Smith, S., Vanha-Majamaa, I., Wouters, B., et Yang, D. (2021). Recent developments in Arctic climate observational indicators. In AMAP arctic climate change update 2021: Key trends and impacts (pp. 7 à 29). Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP), Tromso, Norway.

Box, J. E., Colgan, W. T., Wouters, B., Burgess, D. O., O’Neel, S., Thomson, L. I., et Mernild, S. H. (2018). Global sea-level contribution from Arctic land ice: 1971 à 2017. Environmental Research Letters, 13(12), 125012.

Bozzoli, M., Crespi, A., Matiu, M., Majone, B., Giovannini, L., Zardi, D., Brugnara, Y., Bozzo, A., Berro, D. C., Mercalli, L., et Bertoldi, G. (2024). Long-term snowfall trends and variability in the Alps. International Journal of Climatology, 44(13), 4571 à 4591.

Brandt, W. T., Haleakala, K., Hatchett, B. J., et Pan, M. (2022). A review of the hydrologic response mechanisms during mountain rain-on-snow. Frontiers in Earth Science, 10.

Brown, L. C., et Duguay, C. R. (2010). The response and role of ice cover in lake-climate interactions. Progress in Physical Geography: Earth and Environment, 34(5), 671 à 704.

Brown, L. C., et Duguay, C. R. (2011a). A comparison of simulated and measured lake ice thickness using a shallow water ice profiler. Hydrological Processes, 25(19), 2932 à 2941.

Brown, L. C., et Duguay, C. R. (2011b). The fate of lake ice in the North American Arctic. The Cryosphere, 5(4), 869 à 892.

Brown, N., Gruber, S., Pulsifer, P., et Hayes, A. (2024). A prototype field-to-publication data system for a multi-variable permafrost observation network. Environmental Modelling et Software, 175, 106006.

Brown, R. D., et Cote, P. (1992). Interannual variability of landfast ice thickness in the Canadian high arctic, 1950-89. ARCTIC, 45(3), 273 à 284.

Brown, R. D., Marsh, P., Déry, S., et Yang, D. (2021). Snow cover—Observations, processes, changes, and impacts on northern hydrology. In D. Yang et D. L. Kane (Eds.), Arctic hydrology, permafrost and ecosystems (pp. 61 à 99). Springer International Publishing.

Brown, R. D., Schuler, D. V., Bulygina, O., Derksen, C., Luojus, K., Mudryk, L., Wang, L., et Yang, D. (2017). Arctic terrestrial snow cover. In Arctic Monitoring and Assessment Programme (Ed.), Snow, water, ice and permafrost in the Arctic (SWIPA) 2017 (pp. 25 à 55). Arctic Monitoring and Assessment Programme.

Brown, R. D., Smith, C., Derksen, C., et Mudryk, L. (2021). Canadian in situ snow cover trends for 1955 à 2017 including an assessment of the impact of automation. Atmosphere-Ocean, 59(2), 77 à 92.

Burgess, D. O., et Danielson, B. D. (2022). Meighen ice cap: Changes in geometry, mass, and climatic response since 1959. Canadian Journal of Earth Sciences, 59(11), 884 à 896.

Burke, E. J., Zhang, Y., et Krinner, G. (2020). Evaluating permafrost physics in the Coupled Model Intercomparison Project 6 (CMIP6) models and their sensitivity to climate change. The Cryosphere, 14(9), 3155 à 3174.

Burn, C. R., Bartsch, A., Chakraborty, E., Das, S., Frauenfelder, R., Gärtner-Roer, I., Gisnås, K. G., Herring, T., Jones, B. M., Kokelj, S. V., Langer, M., Lathrop, E., Murton, J. B., Nielsen, D. M., Niu, F., Olson, C., O’Neill, H. B., Opfergelt, S., Overduin, P. P., … Yarmak, E. (2025). Developments in permafrost science and engineering in response to climate warming in circumpolar and high mountain regions, 2019 à 2024. Permafrost and Periglacial Processes, 36(2), 167 à 188.

Burn, C. R., Lewkowicz, A. G., et Wilson, M. A. (2021). Long-term field measurements of climate-induced thaw subsidence above ice wedges on hillslopes, western Arctic Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 32(2), 261 à 276.

Burrell, B. C., Beltaos, S., et Turcotte, B. (2023). Effects of climate change on river-ice processes and ice jams. International Journal of River Basin Management, 21(3), 421 à 441.

Burrell, B. C., Comfort, G., et Beltaos, S. (2024). Considerations in the planning and design of bridges in ice-affected rivers: A review. Canadian Journal of Civil Engineering, 51(2), 109 à 124.

Cai, Y., Duguay, C. R., et Ke, C. Q. (2022). A 41-year (1979 à 2019) passive-microwave-derived lake ice phenology data record of the Northern Hemisphere. Earth System Science Data, 14(7), 3329 à 3347.

Cameron, E. A., Lantz, T. C., et Kokelj, S. V. (2024). Impacts of shrub removal on snow and near-surface thermal conditions in permafrost terrain adjacent to the Dempster Highway, NT, Canada. Arctic Science, 10(1), 87 à 107.

Canadian Ice Service (CIS). (2021). The Canadian Ice Service (CIS) ice archive [Dataset].

Carmack, E., Polyakov, I., Padman, L., Fer, I., Hunke, E., Hutchings, J., Jackson, J., Kelley, D., Kwok, R., Layton, C., Melling, H., Perovich, D., Persson, O., Ruddick, B., Timmermans, M.-L., Toole, J., Ross, T., Vavrus, S., et Winsor, P. (2015). Toward quantifying the increasing role of oceanic heat in sea ice loss in the new Arctic. Bulletin of the American Meteorological Society, 96(12), 2079 à 2105.

Casas‐Prat, M., et Wang, X. L. (2020). Sea ice retreat contributes to projected increases in extreme arctic ocean surface waves. Geophysical Research Letters, 47(15), Article e2020GL088100.

Castellazzi, P., Burgess, D., Rivera, A., Huang, J., Longuevergne, L., et Demuth, M. N. (2019). Glacial melt and potential impacts on water resources in the Canadian Rocky Mountains. Water Resources Research, 55(12), 10191 à 10217.

Castruccio, F. S., Ruprich-Robert, Y., Yeager, S. G., Danabasoglu, G., Msadek, R., et Delworth, T. L. (2019). Modulation of Arctic sea ice loss by atmospheric teleconnections from Atlantic multidecadal variability. Journal of Climate, 5, 1419 à 1441.

Chadburn, S. E., Burke, E. J., Cox, P. M., Friedlingstein, P., Hugelius, G., et Westermann, S. (2017). An observation-based constraint on permafrost loss as a function of global warming. Nature Climate Change, 7(5), 340 à 344.

Chen, C., Peng, X., Frauenfeld, O. W., Chu, X., Chen, G., Huang, Y., Li, X., Yang, G., et Tian, W. (2024). Simulations and prediction of historical and future maximum freeze depth in the Northern Hemisphere. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 129(4), e2023JD039420.

Chen, J., Kang, S., You, Q., Zhang, Y., et Du, W. (2022). Projected changes in sea ice and the navigability of the Arctic Passages under global warming of 2 ℃ and 3 ℃. Anthropocene, 40, Article100349.

Chen, Y., et She, Y. (2020). Long-term variations of river ice breakup timing across Canada and its response to climate change. Cold Regions Science and Technology, 176, 103091.

Cheng, A., Casati, B., Tivy, A., Zagon, T., Lemieux, J.-F., et Tremblay, L. B. (2020). Accuracy and inter-analyst agreement of visually estimated sea ice concentrations in Canadian Ice Service ice charts using single-polarization RADARSAT-2. The Cryosphere, 14(4), 1289 à 1310.

Chesnokova, A., Baraër, M., Laperrière-Robillard, T., et Huh, K. (2020). Linking mountain glacier retreat and hydrological changes in southwestern Yukon. Water Resources Research, 56(1), Article e2019WR025706.

Chiasson, A., et Allard, M. (2022). Thermal contraction crack polygons in Nunavik (northern Quebec): Distribution and development of polygonal patterned ground. Permafrost and Periglacial Processes, 33(3), 195 à 213.

Chin, K. S., Lento, J., Culp, J. M., Lacelle, D., et Kokelj, S. V. (2016). Permafrost thaw and intense thermokarst activity decreases abundance of stream benthic macroinvertebrates. Global Change Biology, 22(8), 2715 à 2728.

Cho, E., McCrary, R. R., et Jacobs, J. M. (2021). Future changes in snowpack, snowmelt, and runoff potential extremes over North America. Geophysical Research Letters, 48(22), e2021GL094985.

Chouinard, C., et Mareschal, J.-C. (2007). Selection of borehole temperature depth profiles for regional climate reconstructions. Climate of the Past, 3(2), 297 à 313.

Christian, J. E., Koutnik, M., et Roe, G. (2018). Committed retreat: Controls on glacier disequilibrium in a warming climate. Journal of Glaciology, 64(246), 675 à 688.

Clague, J. J., et Evans, S. G. (2000). A review of catastrophic drainage of moraine-dammed lakes in British Columbia. Quaternary Science Reviews, 19(17), 1763 à 1783.

Clague, J. J., et O’Connor, J. E. (2021). Glacier-related outburst floods. In W. Haeberli et C. Whiteman (Eds.), Snow and ice-related hazards, risks, and disasters (second edition) (pp. 467 à 499). Elsevier.

Clark, M. P., Hendrikx, J., Slater, A. G., Kavetski, D., Anderson, B., Cullen, N. J., Kerr, T., Hreinsson, E. Ö., et Woods, R. A. (2011). Representing spatial variability of snow water equivalent in hydrologic and land-surface models: A review. Water Resources Research, 47(7).

Clarke, G. K. C., Jarosch, A. H., Anslow, F. S., Radić, V., et Menounos, B. (2015). Projected deglaciation of western Canada in the twenty-first century. Nature Geoscience, 8(5), 372 à 377.

Climate Atlas of Canada (Director). (2022). Siila Watt-Cloutier: Our planet in peril [Video recording]. Prairie Climate Centre.

Clow, D. W. (2010). Changes in the timing of snowmelt and streamflow in Colorado: A response to recent warming. Journal of Climate, 23(9), 2293 à 2306.

Cogley, J. G. (2010). Mass-balance terms revisited. Journal of Glaciology, 56(200), 997 à 1001.

Comiso, J. (2012). Large decadal decline of the Arctic multiyear ice cover. Journal of Climate, 25(4), 1176 à 1193.

Comiso, J. (2023). Bootstrap Sea Ice Concentrations from Nimbus-7 SMMR and DMSP SSM/I-SSMIS, Version 4 [Dataset]. NASA National Snow and Ice Data Center Distributed Active Archive Center.

Comiso, J., Meier, W. N., et Gersten, R. (2017). Variability and trends in the Arctic Sea ice cover: Results from different techniques. Journal of Geophysical Research: Oceans, 122(8), 6883 à 6900.

Commission géologique des Territoires du Nord-Ouest. (2021). Northwest Territories Geological Survey Permafrost Science Team Strategic Plan (2021-2024). Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest.

Cook, A. J., Copland, L., Noël, B. P. Y., Stokes, C. R., Bentley, M. J., Sharp, M. J., Bingham, R. G., et van den Broeke, M. R. (2019). Atmospheric forcing of rapid marine-terminating glacier retreat in the Canadian Arctic Archipelago. Science Advances, 5(3), eaau8507.

Cook, A. J., Dawson, J., Howell, S. E. L., Holloway, J. E., et Brady, M. (2024). Sea ice choke points reduce the length of the shipping season in the Northwest Passage. Communications Earth et Environment, 5(1), 362.

Cooley, S. W., Ryan, J. C., Smith, L. C., Horvat, C., Pearson, B., Dale, B., et Lynch, A. H. (2020). Coldest Canadian Arctic communities face greatest reductions in shorefast sea ice. Nature Climate Change, 10(6), 533 à 538.

Copernicus Climate Change Service, Climate Data Store. (2024). Gridded dataset underpinning the Copernicus Interactive Climate Atlas (Version v2) [Dataset]. Copernicus Climate Change Service (C3S) Climate Data Store (CDS).

Copland, L., Dawson, J., Tivy, A., Delaney, F., et Cook, A. (2021). Changes in shipping navigability in the Canadian Arctic between 1972 and 2016. FACETS, 6, 1069 à 1087.

Crawford, A. D., Rosenblum, E., Lukovich, J. V., et Stroeve, J. C. (2023). Sources of seasonal sea-ice bias for CMIP6 models in the Hudson Bay Complex. Annals of Glaciology, 64(92), 236 à 253.

Crawford, A. D., Soriot, C., et Stroeve, J. (2025). Autumn pauses in Arctic-wide sea-ice expansion. Journal of Glaciology, 71, Article e21.

Crawford, A. D., Stroeve, J., Smith, A., et Jahn, A. (2021). Arctic open-water periods are projected to lengthen dramatically by 2100. Communications Earth et Environment, 2(1), Article 1.

Culpepper, J., Huang, L., Woolway, R. I., et Sharma, S. (2024). Widespread loss of safe lake ice access in response to a warming climate. PLOS ONE, 19(12), e0313994.

Culpepper, J., Jakobsson, E., Weyhenmeyer, G. A., Hampton, S. E., Obertegger, U., Shchapov, K., Woolway, R. I., et Sharma, S. (2024a). Lake ice quality in a warming world. Nature Reviews Earth et Environment, 5(10), 671 à 685.

Culpepper, J., Jakobsson, E., Weyhenmeyer, G. A., Hampton, S. E., Obertegger, U., Shchapov, K., Woolway, R. I., et Sharma, S. (2024b). Lake ice quality in a warming world. Nature Reviews Earth et Environment.

Curi, F., Beaton, A., et Beltaos. (2021). Recent trends in ice conditions in rivers in Ontario, Canada. Proceedings of the 21st Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers [PDF, 364 Ko] (seulement en anglais). Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Curi, F., Boyd, D., Carson, R., et Rungis, G. (2019). Brantford 2018 ice jam. Proceedings of the 20th Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers [PDF, 1,6 Mo] (seulement en anglais). CGU HS Committee on River Ice Processes and the Environment.

Curry, J. A., Schramm, J. L., et Ebert, E. E. (1995). Sea ice-albedo climate feedback mechanism. Journal of Climate, 8(2), 240 à 247.

Daly, S. V., Bonnaventure, P. P., et Kochtitzky, W. (2022). Influence of ecosystem and disturbance on near-surface permafrost distribution, Whatì, Northwest Territories, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 33(4), 339 à 352.

Dauginis, A. A., et Brown, L. C. (2021). Recent changes in pan-Arctic sea ice, lake ice, and snow-on/off timing. The Cryosphere, 15(10), 4781 à 4805.

Davesne, G., Domine, F., et Fortier, D. (2022). Effects of meteorology and soil moisture on the spatio-temporal evolution of the depth hoar layer in the polar desert snowpack. Journal of Glaciology, 68(269), 457 à 472.

Dawson, J., Carter, N., van Luijk, N., Parker, C., Weber, M., Cook, A., Grey, K., et Provencher, J. (2020). Infusing Inuit and local knowledge into the low impact shipping corridors: An adaptation to increased shipping activity and climate change in Arctic Canada. Environmental Science and Policy, 105, 19 à 36. Scopus.

Dawson, J., Pizzolato, L., Howell, S. E. L., Copland, L., et Johnston, M. E. (2018). Temporal and spatial patterns of ship traffic in the Canadian Arctic from 1990 to 2015+  supplementary appendix 1: Figs. S1–S7 (see article tools). ARCTIC, 71(1).

De Coste, M., Li, Z., et Dibike, Y. (2022). Assessing and predicting the severity of mid-winter breakups based on Canada-wide river ice data. Journal of Hydrology, 607, 127550.

de Rham, L., Dibike, Y., Beltaos, S., Peters, D., Bonsal, B., et Prowse, T. (2020). A Canadian river ice database from the national hydrometric program archives. Earth System Science Data, 12(3), 1835 à 1860.

DeBeer, C. M., et Pomeroy, J. W. (2009). Modelling snow melt and snow cover depletion in a small alpine cirque, Canadian Rocky Mountains. Hydrological Processes, 23(18), 2584 à 2599.

DeBeer, C. M., Wheater, H. S., Pomeroy, J. W., Barr, A. G., Baltzer, J. L., Johnstone, J. F., Turetsky, M. R., Stewart, R. E., Hayashi, M., van der Kamp, G., Marshall, S., Campbell, E., Marsh, P., Carey, S. K., Quinton, W. L., Li, Y., Razavi, S., Berg, A., McDonnell, J. J., … Pietroniro, A. (2021). Summary and synthesis of Changing Cold Regions Network (CCRN) research in the interior of western Canada – Part 2: Future change in cryosphere, vegetation, and hydrology. Hydrology and Earth System Sciences, 25(4), 1849 à 1882.

Decharme, B., Barbu, A., et Ramos Buarque, S. (2024). Crocus-ERA5 daily snow product over the Northern Hemisphere at 0.25° resolution (Version 2023v2) [Dataset]. Zenodo.

Demuth, M. N., Pinard, V., Pientroniro, A., Luckman, B., Hopkinson, C., Dornes, P., et Comeau, L. (2008). Recent and past-century variations in the glacier resources of the Canadian Rocky Mountains – Nelson River system. Natural Resources Canada.

DeRepentigny, P., Jahn, A., Holland, M. M., Kay, J. E., Fasullo, J., Lamarque, J.-F., Tilmes, S., Hannay, C., Mills, M. J., Bailey, D. A., et Barrett, A. P. (2022). Enhanced simulated early 21st century Arctic sea ice loss due to CMIP6 biomass burning emissions. Science Advances, 8(30), eabo2405.

DeRepentigny, P., Jahn, A., Holland, M. M., et Smith, A. (2020). Arctic sea ice in two configurations of the CESM2 during the 20th and 21st centuries. Journal of Geophysical Research: Oceans, 125(9), e2020JC016133.

Derksen, C., Burgess, D., Duguay, C., Howell, S., Murdyk, L., Smith, S., Thackeray, C., et Kirchmeier-Young, M. (2019). Évolution de la neige, de la glace et du pergélisol à l’échelle du Canada. Dans E. Bush et D. S. Lemmen (Éds.), [PDF, 3,9 Mo] Rapport sur le climat changeant du canada (pp. 194 à 260). Gouvernement du Canada.

Deser, C., et Teng, H. (2008). Evolution of Arctic sea ice concentration trends and the role of atmospheric circulation forcing, 1979 à 2007. Geophysical Research Letters, 35(2), 2007GL032023.

Devoie, É. G., Craig, J. R., Dominico, M., Carpino, O., Connon, R. F., Rudy, A. C. A., et Quinton, W. L. (2021). Mechanisms of discontinuous permafrost thaw in peatlands. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 126(11), e2021JF006204.

Dibike, Y., Eum, H.-I., et Prowse, T. (2018). Modelling the Athabasca watershed snow response to a changing climate. Journal of Hydrology: Regional Studies, 15, 134 à 148.

Dibike, Y., Hartmann, J., de Rham, L., Beltaos, S., Peters, D., et Bonsal, B. R. (2021). Exploratory data analysis of the Canadian River Ice Database variables and their correlations with seasonal temperature. [PDF, 1,6 Mo] (seulement en anglais) Proceedings of the 21st Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers. Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Dibike, Y., Prowse, T., Saloranta, T., et Ahmed, R. (2011). Response of Northern Hemisphere lake-ice cover and lake-water thermal structure patterns to a changing climate. Hydrological Processes, 25(19), 2942 à 2953.

Dibike, Y., Shrestha, R. R., Johnson, C., Bonsal, B., et Coulibaly, P. (2021). Assessing climatic drivers of spring mean and annual maximum flows in western Canadian river basins. Water, 13(12), 1617.

Dierauer, J. R., Allen, D. M., et Whitfield, P. H. (2019). Snow drought risk and susceptibility in the western United States and southwestern Canada. Water Resources Research, 55(4), 3076 à 3091.

Diffenbaugh, N. S., Scherer, M., et Ashfaq, M. (2013). Response of snow-dependent hydrologic extremes to continued global warming. Nature Climate Change, 3(4), 379 à 384.

DiGirolamo, N., Parkinson, C., Cavalieri, D., Gloersen, P., et Zwally, H. (2022). Sea ice concentrations from nimbus-7 SMMR and DMSP SSM/I-SSMIS passive microwave data, version 2 [Dataset]. NASA National Snow and Ice Data Center Distributed Active Archive Center.

Ding, Q., Schweiger, A., L’Heureux, M., Steig, E. J., Battisti, D. S., Johnson, N. C., Blanchard-Wrigglesworth, E., Po-Chedley, S., Zhang, Q., Harnos, K., Bushuk, M., Markle, B., et Baxter, I. (2019). Fingerprints of internal drivers of Arctic sea ice loss in observations and model simulations. Nature Geoscience, 12(1), 28 à 33.

Domine, F., Fourteau, K., Picard, G., Lackner, G., Sarrazin, D., et Poirier, M. (2022). Permafrost cooled in winter by thermal bridging through snow-covered shrub branches. Nature Geoscience, 15(7), 554 à 560.

Douglas, A. G., et Pearson, D. (2022). Ontario. Dans F. J. Warren, N. Lulham, et D. S. Lemmen (Éds.), [PDF, 5,2 Mo] Le Canada dans un climat en changement: Perspectives régionales (pp. 213 à 291). Gouvernement du Canada.

Du, J., Kimball, J. S., Duguay, C., Kim, Y., et Watts, J. D. (2017). Satellite microwave assessment of Northern Hemisphere lake ice phenology from 2002 to 2015. The Cryosphere, 11, 47 à 63.

Duchesne, C., Chartrand, J., et Smith, S. L. (2020). Report on 2018 field activities and collection of ground-thermal and active-layer data in the Mackenzie corridor, Northwest Territories. Ressources naturelles Canada.

Duchesne, C., Smith, S. L., Phillips, M. R., et Chartrand, J. (2024). Permafrost monitoring and assessment in Nunavut, Canada. In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.

Dudley, R. W., Hodgkins, G. A., McHale, M. R., Kolian, M. J., et Renard, B. (2017). Trends in snowmelt-related streamflow timing in the conterminous United States. Journal of Hydrology, 547, 208 à 221.

Duguay, C. R., Flato, G. M., Jeffries, M. O., Ménard, P., Morris, K., et Rouse, W. R. (2003). Ice-cover variability on shallow lakes at high latitudes: Model simulations and observations. Hydrological Processes, 17(17), 3465 à 3483.

Duguay, C. R., Prowse, T. D., Bonsal, B. R., Brown, R. D., Lacroix, M. P., et Ménard, P. (2006). Recent trends in Canadian lake ice cover. Hydrological Processes, 20(4), 781 à 801.

Dyke, L. D., et Sladen, W. E. (2022). Modelling tundra ponds as initiators of peat plateau thaw, Northern Hudson Bay Lowland, Manitoba. ARCTIC, 75(3), Article 3.

El-Amine, M., Roy, A., Koebsch, F., Baltzer, J. L., Barr, A., Black, A., Ikawa, H., Iwata, H., Kobayashi, H., Ueyama, M., et Sonnentag, O. (2022). What explains the year-to-year variation in growing season timing of boreal black spruce forests? Agricultural and Forest Meteorology, 324, 109113.

Elias Chereque, A., Kushner, P. J., Mudryk, L., et Derksen, C. (2025). Determining the cause of inconsistent onset-season trends in the Northern Hemisphere snow cover extent record. Science Advances, 11(44), eadv7926.

Elias, E., James, D., Heimel, S., Steele, C., Steltzer, H., et Dott, C. (2021). Implications of observed changes in high mountain snow water storage, snowmelt timing and melt window. Journal of Hydrology: Regional Studies, 35, 100799.

England, M. R., Polvani, L. M., Screen, J., et Chan, A. C. (2025). Minimal Arctic Sea ice loss in the last 20 years, consistent with internal climate variability. Geophysical Research Letters, 52(15), e2025GL116175.

Engram, M., Arp, C. D., Jones, B. M., Ajadi, O. A., et Meyer, F. J. (2018). Analyzing floating and bedfast lake ice regimes across Arctic Alaska using 25 years of space-borne SAR imagery. Remote Sensing of Environment, 209, 660 à 676.

Engstrom, C. B., Williamson, S. N., Gamon, J. A., et Quarmby, L. M. (2022). Seasonal development and radiative forcing of red snow algal blooms on two glaciers in British Columbia, Canada, summer 2020. Remote Sensing of Environment, 280, 113164.

Ensom, T., Kokelj, S. V., Morse, P. D. et Kamo McHugh, K. (2020). Permafrost ground temperature data synthesis: 2013-2019 Inuvik-Tuktoyaktuk Highway region, Northwest Territories. Gouvernement du Canada.

Estilow, T. W., Young, A. H., et Robinson, D. A. (2015). A long-term Northern Hemisphere snow cover extent data record for climate studies and monitoring. Earth System Science Data, 7(1), 137 à 142.

Faki, A., Sushama, L., et Doré, G. (2022). Regional-scale investigation of pile bearing capacity for Canadian permafrost regions in a warmer climate. Cold Regions Science and Technology, 201, 103624.

Fang, X., Pomeroy, J. W., DeBeer, C. M., Harder, P., et Siemens, E. (2019). Hydrometeorological data from Marmot Creek Research Basin, Canadian Rockies. Earth System Science Data, 11(2), 455 à 471.

Farquharson, L. M., Romanovsky, V. E., Cable, W. L., Walker, D. A., Kokelj, S. V., et Nicolsky, D. (2019). Climate change drives widespread and rapid thermokarst development in very cold permafrost in the Canadian High Arctic. Geophysical Research Letters, 46(12), 6681 à 6689.

Fatolahzadeh Gheysari, A., et Maghoul, P. (2024). A framework to assess permafrost thaw threat for land transportation infrastructure in northern Canada. Communications Earth et Environment, 5(1), 167.

Firelight Research Inc. (2022). Les conséquences de la fonte du pergélisol sur les collectivités autochtones du Nord [PDF, 2,2 Mo]. L’Institut climatique du Canada.

Fisher, D., Zheng, J., Burgess, D., Zdanowicz, C., Kinnard, C., Sharp, M., et Bourgeois, J. (2012). Recent melt rates of Canadian Arctic ice caps are the highest in four millennia. Global and Planetary Change, 84 à 85, 3 à 7.

Fol, M., Tremblay, B., Pfirman, S., Newton, R., Howell, S., et Lemieux, J.-F. (2025). Revisiting the last ice area projections from a high-resolution global earth system model. Communications Earth et Environment, 6(1), 46.

Ford, J. D., Clark, D., Pearce, T., Berrang-Ford, L., Copland, L., Dawson, J., New, M., et Harper, S. L. (2019). Changing access to ice, land and water in Arctic communities. Nature Climate Change, 9(4), Article 4. Scopus.

Ford, J. D., Pearce, T., Gilligan, J., Smit, B., et Oakes, J. (2008). Climate change and hazards associated with ice use in Northern Canada. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 40(4), 647 à 659.

Fox-Kemper, B., Hewitt, H. T., Xiao, C., Aðalgeirsdóttir, G., Drijfhout, S. S., Edwards, T. L., Golledge, N. R., Hemer, M., Kopp, R. E., Krinner, G., Mix, A., Notz, D., Nowicki, S., Nurhati, I. S., Ruiz, L., Sallée, J.-B., Slangen, A. B. A., et Yu, Y. (2021). Ocean, cryosphere and sea level change. Dans V. Masson-Delmotte, P. Zhai, A. Pirani, S. L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M. I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J. B. R. Matthews, T. K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, et B. Zhou (Éds.), Changement climatique 2021: Les bases scientifiques physiques. Contribution du Groupe de travail I au sixième Rapport d’évaluation du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (pp. 1211 à 1362). Cambridge University Press.

Fraser, R. H., Kokelj, S. V., Lantz, T. C., McFarlane-Winchester, M., Olthof, I., et Lacelle, D. (2018). Climate sensitivity of high Arctic permafrost terrain demonstrated by widespread ice-wedge thermokarst on Banks Island. Remote Sensing, 10(6), Article 6.

Frauenfeld, O. W., et Zhang, T. (2011). An observational 71-year history of seasonally frozen ground changes in the Eurasian high latitudes. Environmental Research Letters, 6(4), 044024.

French, H. M. (2018). The periglacial environment (4th ed). J. Wiley.

Fuentes, L., Asselin, H., Bélisle, A. C., et Labra, O. (2020). Impacts of environmental changes on well-being in indigenous communities in eastern Canada. International Journal of Environmental Research and Public Health, 17(2), Article 2. Scopus.

Gagnon, S., et Allard, M. (2020). Changes in ice-wedge activity over 25 years of climate change near Salluit, Nunavik (northern Québec, Canada). Permafrost and Periglacial Processes, 31(1), 69 à 84.

Galappaththi, E. K., Ford, J. D., Bennett, E. M., et Berkes, F. (2019). Climate change and community fisheries in the Arctic: A case study from Pangnirtung, Canada. Journal of Environmental Management, 250, Article 109534. Scopus.

Galbraith, P. S., Sévigny, C., Bourgault, D., et Dumont, D. (2024). Sea ice interannual variability and sensitivity to fall oceanic conditions and winter air temperature in the Gulf of St. Lawrence, Canada. Journal of Geophysical Research: Oceans, 129(7), e2023JC020784.

Galley, R. J., Else, B. G. T., Howell, S. E. L., Lukovich, J. V., et Barber, D. G. (2012). Landfast sea ice conditions in the Canadian Arctic: 1983 – 2009. ARCTIC, 65(2), Article 2.

Gardner, A. S., et Sharp, M. (2007). Influence of the Arctic Circumpolar Vortex on the mass balance of Canadian High Arctic glaciers. Journal of Climate, 20(18), 4586 à 4598.

Gebre, S. B., et Alfredsen, K. T. (2011). Investigation of river ice regimes in some Norwegian water courses. [PDF, 1 Mo] (seulement en anglais) Proceedings of the 16th Workshop on River Ice. Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Geertsema, M., Menounos, B., Bullard, G., Carrivick, J. L., Clague, J. J., Dai, C., Donati, D., Ekstrom, G., Jackson, J. M., Lynett, P., Pichierri, M., Pon, A., Shugar, D. H., Stead, D., Del Bel Belluz, J., Friele, P., Giesbrecht, I., Heathfield, D., Millard, T., … Sharp, M. A. (2022). The 28 November 2020 landslide, tsunami, and outburst flood – A hazard cascade associated with rapid deglaciation at Elliot Creek, British Columbia, Canada. Geophysical Research Letters, 49(6), e2021GL096716.

Gerard, R. L., et Davar, K. S. (1995). Introduction. In S. Beltaos (Ed.), River Ice Jams (pp. 1 à 28). Water Resources Publications.

Gerland, S., Renner, A. H. H., Godtliebsen, F., Divine, D., et Løyning, T. B. (2008). Decrease of sea ice thickness at Hopen, Barents Sea, during 1966 à 2007. Geophysical Research Letters, 35(6), 2007GL032716.

Gibson, C., Cottenie, K., Gingras-Hill, T., Kokelj, S. V., Baltzer, J. L., Chasmer, L., et Turetsky, M. R. (2021). Mapping and understanding the vulnerability of northern peatlands to permafrost thaw at scales relevant to community adaptation planning. Environmental Research Letters, 16(5), 055022.

Gibson, C. M., Chasmer, L. E., Thompson, D. K., Quinton, W. L., Flannigan, M. D., et Olefeldt, D. (2018). Wildfire as a major driver of recent permafrost thaw in boreal peatlands. Nature Communications, 9(1), 3041.

Gleason, K. E., McConnell, J. R., Arienzo, M. M., Chellman, N., et Calvin, W. M. (2019). Four-fold increase in solar forcing on snow in western U.S. burned forests since 1999. Nature Communications, 10(1), 2026.

Glissenaar, I. A., Landy, J. C., Babb, D. G., Dawson, G. J., et Howell, S. E. L. (2023). A long-term proxy for sea ice thickness in the Canadian Arctic: 1996 à 2020. The Cryosphere, 17(8), 3269 à 3289.

Global Modeling and Assimilation Office. (2015). MERRA-2 tavg1_2d_lnd_Nx: 2d,1-hourly,time-averaged,single-level,assimilation,land surface diagnostics V5.12.4 [Dataset].

Gottlieb, A. R., et Mankin, J. S. (2024). Evidence of human influence on Northern Hemisphere snow loss. Nature, 625(7994), 293 à 300.

Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest. (2019). Cadre stratégique sur le changement climatique des TNO pour 2030. Government of the Northwest Territories.

Gouvernement des Territoires du Nord-Ouest. (2025). Le GTNO publie son Programme du savoir 2025: Recherche dans le Nord pour les priorités du Nord. Government of the Northwest Territories.

Grant, L., Vanderkelen, I., Gudmundsson, L., Tan, Z., Perroud, M., Stepanenko, V. M., Debolskiy, A. V., Droppers, B., Janssen, A. B. G., Woolway, R. I., Choulga, M., Balsamo, G., Kirillin, G., Schewe, J., Zhao, F., del Valle, I. V., Golub, M., Pierson, D., Marcé, R., … Thiery, W. (2021). Attribution of global lake systems change to anthropogenic forcing. Nature Geoscience, 14, Article 11.

Gregory, J. M., Dixon, K. W., Stouffer, R. J., Weaver, A. J., Driesschaert, E., Eby, M., Fichefet, T., Hasumi, H., Hu, A., Jungclaus, J. H., Kamenkovich, I. V., Levermann, A., Montoya, M., Murakami, S., Nawrath, S., Oka, A., Sokolov, A. P., et Thorpe, R. B. (2005). A model intercomparison of changes in the Atlantic thermohaline circulation in response to increasing atmospheric CO₂ concentration. Geophysical Research Letters, 32(12), 2005GL023209.

Grozic, E. M., et Zhang, G. (2018). Inuvik to Tuktoyaktuk Highway road embankment constructed on ice-rich permafrost terrain. [PDF, 923 Ko] (seulement en anglais) Proceedings of GeoEdmonton 2018. Canadian Geotechnical Society.

Gruber, S. (2012). Derivation and analysis of a high-resolution estimate of global permafrost zonation. The Cryosphere, 6(1), 221 à 233.

Gruber, S., Hayley, J., Karunaratne, K., King, J., MacLean, T., Marshall, S., et Moore, D. (2023). Considerations toward a vision and strategy for permafrost knowledge in Canada. Arctic Science, 9(4), iv–viii.

Gudmundsson, L., Kirchner, J., Gädeke, A., Noetzli, J., et Biskaborn, B. K. (2022). Attributing observed permafrost warming in the Northern Hemisphere to anthropogenic climate change. Environmental Research Letters, 17(9), 095014.

Gulev, S. K., Thorne, P. W., Ahn, J., Dentener, F. J., Domingues, C. M., Gerland, S., Gong, D., Kaufman, D. S., Nnamchi, H. C., Quaas, J., Rivera, J. A., Sathyendranath, S., Smith, S. L., Trewin, B., von Schuckmann, K., et Vose, R. S. (2021). Changing state of the climate system. Dans V. Masson-Delmotte, P. Zhai, A. Pirani, S. L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M. I. Gomis, M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J. B. R. Matthews, T. K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu, et B. Zhou (Éds.), Changement climatique 2021: Les bases scientifiques physiques. Contribution du Groupe de travail I au sixième Rapport d’évaluation du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (pp. 287 à 422). Cambridge University Press.

Gunn, G. E., Duguay, C. R., Atwood, D. K., King, J., et Toose, P. (2018). Observing scattering mechanisms of bubbled freshwater lake ice using polarimetric RADARSAT-2 (C-band) and UW-scat (X- and ku-bands). IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 56(5), 2887 à 2903.

Guo, D., Sun, J., Li, H., Zhang, T., et Romanovsky, V. E. (2020). Attribution of historical near-surface permafrost degradation to anthropogenic greenhouse gas warming. Environmental Research Letters, 15(8), 084040.

Haas, C., et Howell, S. E. L. (2015). Ice thickness in the Northwest Passage. Geophysical Research Letters, 42(18), 7673 à 7680.

Hampton, S. E., Galloway, A. W. E., Powers, S. M., Ozersky, T., Woo, K. H., Batt, R. D., Labou, S. G., O’Reilly, C. M., Sharma, S., Lottig, N. R., Stanley, E. H., North, R. L., Stockwell, J. D., Adrian, R., Weyhenmeyer, G. A., Arvola, L., Baulch, H. M., Bertani, I., Bowman Jr., L. L., … Xenopoulos, M. A. (2017). Ecology under lake ice. Ecology Letters, 20(1), 98 à 111.

Hancock, B., Andersen, W., Calmels, F., Collier, J., Cunsolo, A., Dawson, J., Darling, S., Flowers, G., Gamberg, M., Perrin, A., Healey, G., Horton, B., Howard, C., Irlbacher-Fox, S., Johnstone, J., Labrecque, E., Loseto, L., MacNeill, R., McTavish, K., … Wong, C. (2022). Nord du Canada. Dans F. J. Warren, N. Lulham, et D. S. Lemmen (Éds.), [PDF, 5,6 Mo] Le Canada dans un climat en changement: Perspectives régionales (pp. 509 à 574).

Harrison, S., Kargel, J. S., Huggel, C., Reynolds, J., Shugar, D. H., Betts, R. A., Emmer, A., Glasser, N., Haritashya, U. K., Klimeš, J., Reinhardt, L., Schaub, Y., Wiltshire, A., Regmi, D., et Vilímek, V. (2018). Climate change and the global pattern of moraine-dammed glacial lake outburst floods. The Cryosphere, 12(4), 1195 à 1209.

Hausner, V. E., Trainor, S., Cook, D., Fauchald, P., Ford, J., Klokov, K., Sokolenko, V., et Wayner, W. (2021). Impacts of climate change and climate extremes on Arctic livelihoods and communities. In AMAP Arctic Climate Change Update 2021: Key Trends and Impacts (pp. 107 à 143). Arctic Monitoring and Assessment Programme (AMAP).

He, Y., Shu, Q., Wang, Q., Song, Z., Zhang, M., Wang, S., Zhang, L., Bi, H., Pan, R., et Qiao, F. (2024). Arctic amplification of marine heatwaves under global warming. Nature Communications, 15(1), 8265.

Henke, M., Cassalho, F., Miesse, T., Ferreira, C. M., Zhang, J., et Ravens, T. M. (2023). Assessment of Arctic sea ice and surface climate conditions in nine CMIP6 climate models. Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 55(1), 2271592.

Henry, H. A. L. (2008). Climate change and soil freezing dynamics: Historical trends and projected changes. Climatic Change, 87(3), 421 à 434.

Hernández-Henríquez, M. A., Déry, S. J., et Derksen, C. (2015). Polar amplification and elevation-dependence in trends of Northern Hemisphere snow cover extent, 1971 à 2014. Environmental Research Letters, 10(4), 044010.

Higgins, S. N., Desjardins, C. M., Drouin, H., Hrenchuk, L. E., et van der Sanden, J. J. (2021). The Role of Climate and Lake Size in Regulating the Ice Phenology of Boreal Lakes. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 126(3), e2020JG005898.

Hik, D., Robinson, Z., et Slemon, S. (2022, July 4). The Abbot Pass hut, an iconic mountain refuge, is dismantled—Due to climate change. Canadian Geographic.

Hock, R., Rasul, G., Adler, C., Cáceres, B., Gruber, S., Hirabayashi, Y., Jackson, M., Kääb, A., Kang, S., Kutuzov, S., Milner, Al., Molau, U., Morin, S., Orlove, B., et Steltzer, H. (2019). High mountain areas. In H.-O. Pörtner, D. C. Roberts, V. Masson-Delmotte, P. Zhai, M. Tignor, E. Poloczanska, K. Mintenbeck, A. Alegría, M. Nicolai, A. Okem, J. Petzold, B. Rama, et N. M. Weyer (Eds.), IPCC Special Report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate (pp. 131 à 202). Cambridge University Press.

Hock, R., et Truffer, M. (2024). Glacier hazards: Will they change in the future? Arctic, Antarctic, and Alpine Research, 56(1), 2335991.

Holloway, J. E., et Lewkowicz, A. G. (2020). Half a century of discontinuous permafrost persistence and degradation in western Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 31(1), 85 à 96.

Holloway, J. E., Lewkowicz, A. G., Douglas, T. A., Li, X., Turetsky, M. R., Baltzer, J. L., et Jin, H. (2020). Impact of wildfire on permafrost landscapes: A review of recent advances and future prospects. Permafrost and Periglacial Processes, 31(3), 371 à 382.

Hopwood, M. J., Carroll, D., Dunse, T., Hodson, A., Holding, J. M., Iriarte, J. L., Ribeiro, S., Achterberg, E. P., Cantoni, C., Carlson, D. F., Chierici, M., Clarke, J. S., Cozzi, S., Fransson, A., Juul-Pedersen, T., Winding, M. H. S., et Meire, L. (2020). Review article: How does glacier discharge affect marine biogeochemistry and primary production in the Arctic? The Cryosphere, 14(4), 1347 à 1383.

Hori, M., Sugiura, K., Kobayashi, K., Aoki, T., Tanikawa, T., Kuchiki, K., Niwano, M., et Enomoto, H. (2017). A 38-year (1978 à 2015) Northern Hemisphere daily snow cover extent product derived using consistent objective criteria from satellite-borne optical sensors. Remote Sensing of Environment, 191, 402 à 418.

Howell, S. E. L., Babb, D. G., Landy, J. C., et Brady, M. (2023). Multi-year sea ice conditions in the Northwest Passage: 1968 à 2020. Atmosphere-Ocean, 61(4), 202 à 216.

Howell, S. E. L., Babb, D. G., Landy, J. C., Moore, G. W. K., Montpetit, B., et Brady, M. (2023). A comparison of Arctic Ocean sea ice export between Nares Strait and the Canadian Arctic Archipelago. Journal of Geophysical Research: Oceans, 128(4), e2023JC019687.

Howell, S. E. L., et Brady, M. (2019). The dynamic response of sea ice to warming in the Canadian Arctic Archipelago. Geophysical Research Letters, 46(22), 13119 à 13125.

Howell, S. E. L., Duguay, C. R., et Markus, T. (2009). Sea ice conditions and melt season duration variability within the Canadian Arctic Archipelago: 1979 à 2008. Geophysical Research Letters, 36(10), 2009GL037681.

Howell, S. E. L., Laliberté, F., Kwok, R., Derksen, C., et King, J. (2016). Landfast ice thickness in the Canadian Arctic Archipelago from observations and models. The Cryosphere, 10(4), 1463 à 1475.

Howell, S. E. L., Wohlleben, T., Dabboor, M., Derksen, C., Komarov, A., et Pizzolato, L. (2013). Recent changes in the exchange of sea ice between the Arctic Ocean and the Canadian Arctic Archipelago. Journal of Geophysical Research: Oceans, 118(7), 3595 à 3607.

Howell, S. E. L., et Yackel, J. J. (2004). A vessel transit assessment of sea ice variability in the Western Arctic, 1969 à 2002: Implications for ship navigation. Canadian Journal of Remote Sensing, 30(2), 205 à 215.

Huang, L., Timmermann, A., Lee, S.-S., Rodgers, K. B., Yamaguchi, R., et Chung, E.-S. (2022). Emerging unprecedented lake ice loss in climate change projections. Nature Communications, 13(1), 5798.

Hugelius, G., Strauss, J., Zubrzycki, S., Harden, J. W., Schuur, E. A. G., Ping, C.-L., Schirrmeister, L., Grosse, G., Michaelson, G. J., Koven, C. D., O’Donnell, J. A., Elberling, B., Mishra, U., Camill, P., Yu, Z., Palmtag, J., et Kuhry, P. (2014). Estimated stocks of circumpolar permafrost carbon with quantified uncertainty ranges and identified data gaps. Biogeosciences, 11(23), 6573 à 6593.

Huggel, C., Allen, S., Deline, P., Fischer, L., Noetzli, J., et Ravanel, L. (2012). Ice thawing, mountains falling—Are alpine rock slope failures increasing? Geology Today, 28(3), 98 à 104.

Hugonnet, R., McNabb, R., Berthier, E., Menounos, B., Nuth, C., Girod, L., Farinotti, D., Huss, M., Dussaillant, I., Brun, F., et Kääb, A. (2021). Accelerated global glacier mass loss in the early twenty-first century. Nature, 592(7856), 726 à 731.

Huokuna, M., Morris, M., Beltaos, S., et Burrell, B. C. (2022). Ice in reservoirs and regulated rivers. International Journal of River Basin Management, 20(1), 1 à 16.

Huss, M., et Hock, R. (2018). Global-scale hydrological response to future glacier mass loss. Nature Climate Change, 8(2), 135 à 140.

Imrit, M. A., et Sharma, S. (2021). Climate change is contributing to faster rates of lake ice loss in lakes around the Northern Hemisphere. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 126(7), e2020JG006134.

Imrit, M. A., Yousaf, Z., et Sharma, S. (2022a). Quantifying the trends and drivers of ice thickness in lakes and rivers across North America. Water, 14(12), Article 12.

Imrit, M. A., Yousaf, Z., et Sharma, S. (2022b). Quantifying the Trends and Drivers of Ice Thickness in Lakes and Rivers across North America. Water, 14(12), Article 12.

Inuit Circumpolar Council Canada. (2008). The sea ice is our highway: An Inuit perspective on transportation in the Arctic [PDF, 856 Ko] (seulement en anglais).

Inuit Tapiriit Kanatami. (2019). Stratégie nationale inuite sur les changements climatiques [PDF, 3,4 Mo].

Jahn, A. (2018). Reduced probability of ice-free summers for 1.5 °C compared to 2 °C warming. Nature Climate Change, 8(5), 409 à 413.

Jahn, A., Holland, M. M., et Kay, J. E. (2024). Projections of an ice-free Arctic Ocean. Nature Reviews Earth et Environment, 5(3), 164 à 176.

Jan, A., et Painter, S. L. (2020). Permafrost thermal conditions are sensitive to shifts in snow timing. Environmental Research Letters, 15(8), 084026.

Janowicz, J. R. (2010). Observed trends in the river ice regimes of northwest Canada. Hydrology Research, 41(6), 462 à 470.

Jensen, O. P., Benson, B. J., Magnuson, J. J., Card, V. M., Futter, M. N., Soranno, P. A., et Stewart, K. M. (2007). Spatial analysis of ice phenology trends across the Laurentian Great Lakes region during a recent warming period. Limnology and Oceanography, 52(5), 2013 à 2026.

Jiang, Q., Qi, Z., Tang, F., Xue, L., et Bukovsky, M. (2020). Modeling climate change impact on streamflow as affected by snowmelt in Nicolet River Watershed, Quebec. Computers and Electronics in Agriculture, 178, 105756.

Jiskoot, H., et Mueller, M. S. (2012). Glacier fragmentation effects on surface energy balance and runoff: Field measurements and distributed modelling. Hydrological Processes, 26(12), 1861 à 1875.

Jóhannesson, T., Raymond, C., et Waddington, E. (1989). Time–scale for adjustment of glaciers to changes in mass balance. Journal of Glaciology, 35(121), 355 à 369.

Jones, B. M., Grosse, G., Farquharson, L. M., Roy-Léveillée, P., Veremeeva, A., Kanevskiy, M. Z., Gaglioti, B. V., Breen, A. L., Parsekian, A. D., Ulrich, M., et Hinkel, K. M. (2022). Lake and drained lake basin systems in lowland permafrost regions. Nature Reviews Earth et Environment, 3(1), 85 à 98.

Jones, H. G., Pomeroy, J. W., Walker, D. A., et Hoham, R. W. (2011). Snow ecology: An interdisciplinary examination of snow-covered ecosystems. Cambridge University Press.

Kacimi, S., et Kwok, R. (2022). Arctic snow depth, ice thickness, and volume from ICESat‐2 and CryoSat‐2: 2018 à 2021. Geophysical Research Letters, 49(5), e2021GL097448.

Kang, K.-K., Duguay, C. R., Lemmetyinen, J., et Gel, Y. (2014). Estimation of ice thickness on large northern lakes from AMSR-E brightness temperature measurements. Remote Sensing of Environment, 150, 1 à 19.

Kapsch, M.-L., Graversen, R. G., Tjernström, M., et Bintanja, R. (2016). The effect of downwelling longwave and shortwave radiation on arctic summer sea ice. Journal of Climate, 29(3), 1143 à 1159.

Kay, J. E., DeRepentigny, P., Holland, M. M., Bailey, D. A., DuVivier, A. K., Blanchard‐Wrigglesworth, E., Deser, C., Jahn, A., Singh, H., Smith, M. M., Webster, M. A., Edwards, J., Lee, S., Rodgers, K. B., et Rosenbloom, N. (2022). Less surface sea ice melt in the CESM2 improves arctic sea ice simulation with minimal non‐polar climate impacts. Journal of Advances in Modeling Earth Systems, 14(4), e2021MS002679.

Kay, J. E., Holland, M. M., et Jahn, A. (2011). Inter‐annual to multi‐decadal Arctic sea ice extent trends in a warming world. Geophysical Research Letters, 38(15), 2011GL048008.

Keen, A., Blockley, E., Bailey, D. A., Boldingh Debernard, J., Bushuk, M., Delhaye, S., Docquier, D., Feltham, D., Massonnet, F., O’Farrell, S., Ponsoni, L., Rodriguez, J. M., Schroeder, D., Swart, N., Toyoda, T., Tsujino, H., Vancoppenolle, M., et Wyser, K. (2021). An inter-comparison of the mass budget of the Arctic sea ice in CMIP6 models. The Cryosphere, 15(2), 951 à 982.

Kestler, M. A., Berg, R. L., et Bigl, S. R. (2011). Statistical significance of freeze–thaw related factors on cumulative damage to flexible pavements. Transportation Research Record, 2232(1), 55 à 67.

Khani, H. M., Kinnard, C., Gascoin, S., et Lévesque, E. (2023). Fine-scale environment control on ground surface temperature and thaw depth in a High Arctic tundra landscape. Permafrost and Periglacial Processes, 34(4), 467 à 480.

Kheyrollah Pour, H., Duguay, C. R., Martynov, A., et Brown, L. C. (2012). Simulation of surface temperature and ice cover of large northern lakes with 1-D models: A comparison with MODIS satellite data and in situ measurements. Tellus A: Dynamic Meteorology and Oceanography, 64(1).

Kheyrollah Pour, H., Duguay, C. R., Scott, K. A., et Kang, K.-K. (2017). Improvement of lake ice thickness retrieval from MODIS satellite data using a thermodynamic model. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 55(10), 5956 à 5965.

Kim, Y., Kimball, J., Du, J., et Glassy, J. (2021). MEaSUREs global record of daily landscape freeze/thaw status, version 5 (Version 5) [Dataset]. NASA National Snow and Ice Data Center Distributed Active Archive Center.

Kim, Y., Kimball, J. S., McDonald, K. C., et Glassy, J. (2011). Developing a global data record of daily landscape freeze/thaw status using satellite passive microwave remote sensing. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 49(3), 949 à 960.

Kim, Y.-H., Min, S.-K., Gillett, N. P., Notz, D., et Malinina, E. (2023). Observationally-constrained projections of an ice-free Arctic even under a low emission scenario. Nature Communications, 14(1), 3139.

Kinnard, C., Zdanowicz, C. M., Fisher, D. A., Isaksson, E., De Vernal, A., et Thompson, L. G. (2011). Reconstructed changes in Arctic sea ice over the past 1,450 years. Nature, 479(7374), 509 à 512.

Kirchmeier-Young, M. C., Zwiers, F. W., et Gillett, N. P. (2017). Attribution of extreme events in arctic sea ice extent. Journal of Climate, 30(2), 553 à 571.

Kirillov, S., Babb, D., Dmitrenko, I., Landy, J., Lukovich, J., Ehn, J., Sydor, K., Barber, D., et Stroeve, J. (2020). Atmospheric forcing drives the winter sea ice thickness asymmetry of Hudson Bay. Journal of Geophysical Research: Oceans, 125(2), e2019JC015756.

Knoll, L. B., Sharma, S., Denfeld, B. A., Flaim, G., Hori, Y., Magnuson, J. J., Straile, D., et Weyhenmeyer, G. A. (2019a). Consequences of lake and river ice loss on cultural ecosystem services. Limnology and Oceanography Letters, 4(5), 119 à 131.

Knoll, L. B., Sharma, S., Denfeld, B. A., Flaim, G., Hori, Y., Magnuson, J. J., Straile, D., et Weyhenmeyer, G. A. (2019b). Consequences of lake and river ice loss on cultural ecosystem services. Limnology and Oceanography Letters, 4(5), 119 à 131.

Kochtitzky, W., et Copland, L. (2022). Retreat of Northern Hemisphere marine-terminating glaciers, 2000 à 2020. Geophysical Research Letters, 49(3), e2021GL096501.

Koerner, R. M. (2005). Mass balance of glaciers in the Queen Elizabeth Islands, Nunavut, Canada. Annals of Glaciology, 42, 417 à 423.

Kokelj, S. V., Gingras-Hill, T., Daly, S. V., Morse, P. D., Wolfe, S. A., Rudy, A. C. A., van der Sluijs, J., Weiss, N., Brendan O’Neill, H., Baltzer, J. L., Lantz, T. C., Gibson, C., Cazon, D., Fraser, R. H., Froese, D. G., Giff, G., Klengenberg, C., Lamoureux, S. F., Quinton, W. L., … Young, J. M. (2023). The Northwest Territories thermokarst mapping collective: A northern-driven mapping collaborative toward understanding the effects of permafrost thaw. Arctic Science, 9(4), 886 à 918.

Kokelj, S. V., et Jorgenson, M. T. (2013). Advances in thermokarst research. Permafrost and Periglacial Processes, 24(2), 108 à 119.

Kokelj, S. V., Kokoszka, J., van der Sluijs, J., Rudy, A. C. A., Tunnicliffe, J., Shakil, S., Tank, S. E., et Zolkos, S. (2021). Thaw-driven mass wasting couples slopes with downstream systems, and effects propagate through Arctic drainage networks. The Cryosphere, 15(7), 3059 à 3081.

Kokelj, S. V., Lantz, T. C., Kanigan, J., Smith, S. L., et Coutts, R. (2009). Origin and polycyclic behaviour of tundra thaw slumps, Mackenzie Delta region, Northwest Territories, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 20(2), 173 à 184.

Kokelj, S. V., Lantz, T. C., Tunnicliffe, J., Segal, R., et Lacelle, D. (2017). Climate-driven thaw of permafrost preserved glacial landscapes, northwestern Canada. Geology, 45(4), 371 à 374.

Kokelj, S. V., Palmer, M. J., Lantz, T. C., et Burn, C. R. (2017). Ground temperatures and permafrost warming from forest to tundra, Tuktoyaktuk Coastlands and Anderson Plain, NWT, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 28(3), 543 à 551.

Kokelj, S. V., Tunnicliffe, J., Lacelle, D., Lantz, T. C., Chin, K. S., et Fraser, R. (2015). Increased precipitation drives mega slump development and destabilization of ice-rich permafrost terrain, northwestern Canada. Global and Planetary Change, 129, 56 à 68.

Kouki, K., Räisänen, P., Luojus, K., Luomaranta, A., et Riihelä, A. (2022). Evaluation of northern hemisphere snow water equivalent in CMIP6 models during 1982 à 2014. The Cryosphere, 16(3), 1007 à 1030.

Krautblatter, M., Angelopoulos, M., Pollard, W. H., Lantuit, H., Lenz, J., Fritz, M., Couture, N., et Eppinger, S. (2024). Life cycles and polycyclicity of mega retrogressive thaw slumps in arctic permafrost revealed by 2D/3D geophysics and long-term retreat monitoring. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 129(10), e2023JF007556.

Kropp, H., Loranty, M. M., Natali, S. M., Kholodov, A. L., Rocha, A. V., Myers-Smith, I., Abbot, B. W., Abermann, J., Blanc-Betes, E., Blok, D., Blume-Werry, G., Boike, J., Breen, A. L., Cahoon, S. M. P., Christiansen, C. T., Douglas, T. A., Epstein, H. E., Frost, G. V., Goeckede, M., … Lund, M. (2020). Shallow soils are warmer under trees and tall shrubs across Arctic and Boreal ecosystems. Environmental Research Letters, 16(1), 015001.

Kunkel, K. E., Robinson, D. A., Champion, S., Yin, X., Estilow, T., et Frankson, R. M. (2016). Trends and extremes in northern hemisphere snow characteristics. Current Climate Change Reports, 2(2), 65 à 73.

Kushner, P. J., Mudryk, L. R., Merryfield, W., Ambadan, J. T., Berg, A., Bichet, A., Brown, R., Derksen, C., Déry, S. J., Dirkson, A., Flato, G., Fletcher, C. G., Fyfe, J. C., Gillett, N., Haas, C., Howell, S., Laliberté, F., McCusker, K., Sigmond, M., … Zwiers, F. W. (2018). Canadian snow and sea ice: Assessment of snow, sea ice, and related climate processes in Canada’s Earth system model and climate-prediction system. The Cryosphere, 12(4), 1137 à 1156.

Kwok, R. (2004). Annual cycles of multiyear sea ice coverage of the Arctic Ocean: 1999 à 2003. Journal of Geophysical Research: Oceans, 109(C11), 2003JC002238.

Kwok, R. (2006). Exchange of sea ice between the Arctic Ocean and the Canadian Arctic Archipelago. Geophysical Research Letters, 33(16).

Kwok, R. (2009). Outflow of Arctic Ocean sea ice into the Greenland and Barents Seas: 1979 à 2007. Journal of Climate, 22(9), 2438 à 2457.

Kwok, R. (2018). Arctic sea ice thickness, volume, and multiyear ice coverage: Losses and coupled variability (1958 à 2018). Environmental Research Letters, 13(10), 105005.

Kwok, R., Toudal Pedersen, L., Gudmandsen, P., et Pang, S. S. (2010). Large sea ice outflow into the Nares Strait in 2007. Geophysical Research Letters, 37(3), 2009GL041872.

Lacroix, M. P., Prowse, T. D., Bonsal, B. R., Duguay, C., et Menard, P. (2005). River ice trends in Canada. Proceedings of 13th Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers. CGU HS Committee on River Ice Processes and the Environment.

Laidler, G. J., Elee, P., Ikummaq, T., Joamie, E., et Aporta, C. (2010). Mapping Inuit sea ice knowledge, use, and change in Nunavut, Canada (Cape Dorset, Igloolik, Pangnirtung). In I. Krupnik, C. Aporta, S. Gearheard, G. J. Laidler, et L. Kielsen Holm (Eds.), SIKU: Knowing Our Ice (pp. 45 à 80). Springer Netherlands.

Laliberté, F., Howell, S. E. L., et Kushner, P. J. (2016). Regional variability of a projected sea ice‐free Arctic during the summer months. Geophysical Research Letters, 43(1), 256 à 263.

Laliberté, F., Howell, S. E. L., Lemieux, J.-F., Dupont, F., et Lei, J. (2018). What historical landfast ice observations tell us about projected ice conditions in Arctic archipelagoes and marginal seas under anthropogenic forcing. The Cryosphere, 12(11), 3577 à 3588.

Lam, H. M., Geldsetzer, T., Howell, S. E. L., et Yackel, J. (2023). Snow depth on sea ice and on land in the Canadian Arctic from long-term observations. Atmosphere-Ocean, 61(4), 217 à 233.

Lamichhane, N., Sharma, S., et Subedi, A. S. (2022). Effects of climate change in winter ice cover and ice thickness in flooding: A case study of Grand River, Ohio, USA. ISH Journal of Hydraulic Engineering, 28(sup1), 503 à 517.

Lamontagne, J. R., Jasek, M., et Smith, J. D. (2021). Coupling physical understanding and statistical modeling to estimate ice jam flood frequency in the northern Peace-Athabasca Delta under climate change. Cold Regions Science and Technology, 192, 103383.

Landy, J. C., Dawson, G. J., Tsamados, M., Bushuk, M., Stroeve, J. C., Howell, S. E. L., Krumpen, T., Babb, D. G., Komarov, A. S., Heorton, H. D. B. S., Belter, H. J., et Aksenov, Y. (2022). A year-round satellite sea-ice thickness record from CryoSat-2. Nature, 609(7927), 517 à 522.

Landy, J. C., Ehn, J. K., Babb, D. G., Thériault, N., et Barber, D. G. (2017). Sea ice thickness in the eastern Canadian Arctic: Hudson Bay Complex et Baffin Bay. Remote Sensing of Environment, 200, 281 à 294.

Lannuzel, D., Tedesco, L., Van Leeuwe, M., Campbell, K., Flores, H., Delille, B., Miller, L., Stefels, J., Assmy, P., Bowman, J., Brown, K., Castellani, G., Chierici, M., Crabeck, O., Damm, E., Else, B., Fransson, A., Fripiat, F., Geilfus, N.-X., … Wongpan, P. (2020). The future of Arctic sea-ice biogeochemistry and ice-associated ecosystems. Nature Climate Change, 10(11), 983 à 992.

Lantz, T. C., Zhang, Y., et Kokelj, S. V. (2022). Impacts of ecological succession and climate warming on permafrost aggradation in drained lake basins of the Tuktoyaktuk Coastlands, Northwest Territories, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 33(2), 176 à 192.

Lebrun, M., Vancoppenolle, M., Madec, G., et Massonnet, F. (2019). Arctic sea-ice-free season projected to extend into autumn. The Cryosphere, 13(1), 79 à 96.

Leduc, M., et Logan, T. (2025). The impact of climate change on the annual cycle of freeze-thaw events in eastern North America. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 64(10), 1323 à 1341.

Lee, J.-G., et Ham, Y.-G. (2023). Impact of satellite thickness data assimilation on bias reduction in Arctic sea ice concentration. Npj Climate and Atmospheric Science, 6(1), 73.

Lee, Y. J., Watts, M., Maslowski, W., Kinney, J. C., et Osinski, R. (2023). Assessment of the Pan-Arctic accelerated rate of sea ice decline in CMIP6 historical simulations. Journal of Climate, 36(17), 6069 à 6089.

Lenormand, F., Duguay, C. R., et Gauthier, R. (2002). Development of a historical ice database for the study of climate change in Canada. Hydrological Processes, 16(18), 3707 à 3722.

Letcher, T. W., et Minder, J. R. (2015). Characterization of the simulated regional snow albedo feedback using a regional climate model over complex terrain. Journal of Climate, 28(19), 7576 à 7595.

Lewkowicz, A. G. (2024). Retrogressive thaw slump activity in the western Canadian Arctic (1984 à 2016). In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.

Lewkowicz, A. G., O’Neill, B., Wolfe, S. A., Roy-Leveillee, P., Roujanski, V. E., Hoeve, E., Gruber, S., Brooks, H., Rudy, A. C. A., Koenig, C. E. M., Brown, N., et Bonnaventure, P. P. (2025). Glossary of permafrost science and engineering. Canadian Permafrost Association (CPA).

Lewkowicz, A. G., et Way, R. G. (2019). Extremes of summer climate trigger thousands of thermokarst landslides in a High Arctic environment. Nature Communications, 10(1), 1329.

Li, T., Chen, Y.-Z., Han, L.-J., Cheng, L.-H., Lv, Y.-H., Fu, B.-J., Feng, X.-M., et Wu, X. (2021). Shortened duration and reduced area of frozen soil in the Northern Hemisphere. The Innovation, 2(3), 100146.

Li, X., Long, D., Cui, Y., Liu, T., Lu, J., Hamouda, M. A., et Mohamed, M. M. (2023). Ice thickness and water level estimation for ice-covered lakes with satellite altimetry waveforms and backscattering coefficients. The Cryosphere, 17(1), 349 à 369.

Li, X., Long, D., Huang, Q., et Zhao, F. (2022). The state and fate of lake ice thickness in the Northern Hemisphere. Science Bulletin, 67(5), 537 à 546.

Li, X., et Lynch, A. H. (2023). New insights into projected Arctic Sea road: Operational risks, economic values, and policy implications. Climatic Change, 176(4), 30.

Lindgren, A., Hugelius, G., et Kuhry, P. (2018). Extensive loss of past permafrost carbon but a net accumulation into present-day soils. Nature, 560(7717), 219 à 222.

Liu, J., Wu, D., Xu, X., Ji, M., Chen, Q., et Wang, X. (2021). Projection of extreme precipitation induced by Arctic amplification over the Northern Hemisphere. Environmental Research Letters, 16(7), 074012.

Liu, Y., Wang, X., Wen, Y., Cai, H., Song, X., et Zhang, Z. (2024). Effects of freeze-thaw cycles on soil greenhouse gas emissions: A systematic review. Environmental Research, 248, 118386.

Long, M., Zhang, L., Hu, S., et Qian, S. (2021). Multi-aspect assessment of CMIP6 models for Arctic sea ice simulation. Journal of Climate, 34(4), 1515 à 1529.

Loranty, M. M., Berner, L. T., Goetz, S. J., Jin, Y., et Randerson, J. T. (2014). Vegetation controls on northern high latitude snow-albedo feedback: Observations and CMIP5 model simulations. Global Change Biology, 20(2), 594 à 606.

Ludwig, V., Spreen, G., Haas, C., Istomina, L., Kauker, F., et Murashkin, D. (2019). The 2018 North Greenland polynya observed by a newly introduced merged optical and passive microwave sea-ice concentration dataset. The Cryosphere, 13(7), 2051 à 2073.

Luo, R., Ding, Q., Wu, Z., Baxter, I., Bushuk, M., Huang, Y., et Dong, X. (2021). Summertime atmosphere–sea ice coupling in the Arctic simulated by CMIP5/6 models: Importance of large-scale circulation. Climate Dynamics, 56(5 à 6), 1467 à 1485.

Luojus, K., Venäläinen, P., Moisander, M., Pulliainen, J., Takala, M., Lemmetyinen, J., Derksen, C., Mortimer, C., Mudryk, L., Schwaizer, G., et Nagler, T. (2024). ESA snow climate change initiative (snow_cci): Snow Water Equivalent (SWE) level 3C daily global climate research data package (CRDP) (1979 - 2022 ) (Version 3.1,. 8971 Files, 13620768633 B) [Application/xml]. NERC EDS Centre for Environmental Data Analysis.

Maclean, B., Bampfylde, C., Lepine, M., et Tssessaze, L. (2021). Towards a rights-based ice monitoring trigger. [PDF, 1,5 Mo] (seulement en anglais) Proceedings of the 21st Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers. Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Magnuson, J. J., Robertson, D. M., Benson, B. J., Wynne, R. H., Livingstone, D. M., Arai, T., Assel, R. A., Barry, R. G., Card, V., Kuusisto, E., Granin, N. G., Prowse, T. D., Stewart, K. M., et Vuglinski, V. S. (2000). Historical trends in lake and river ice cover in the Northern Hemisphere. Science, 289(5485), 1743 à 1746.

Mahabir, C., Hicks, F. E., et Fayek, A. R. (2007). Transferability of a neuro-fuzzy river ice jam flood forecasting model. Cold Regions Science and Technology, 48(3), 188 à 201.

Mahoney, A., et Gearheard, S. (2008). Handbook for community-based sea ice monitoring. National Snow and Ice Data Center.

Mamet, S. D., Chun, K. P., Kershaw, G. G. L., Loranty, M. M., et Peter Kershaw, G. (2017). Recent increases in permafrost thaw rates and areal loss of palsas in the western Northwest Territories, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 28(4), 619 à 633.

Mangilli, A., Thibaut, P., Duguay, C. R., et Murfitt, J. (2022). A new approach for the estimation of lake ice thickness from conventional radar altimetry. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 60, 1 à 15.

Mankin, J. S., et Diffenbaugh, N. S. (2015). Influence of temperature and precipitation variability on near-term snow trends. Climate Dynamics, 45(3), 1099 à 1116.

Marsh, C. B., Lv, Z., Vionnet, V., Harder, P., Spiteri, R. J., et Pomeroy, J. W. (2024). Snowdrift-permitting simulations of seasonal snowpack processes over large mountain extents. Water Resources Research, 60(8), e2023WR036948.

Marshall, S. J., White, E. C., Demuth, M. N., Bolch, T., Wheate, R., Menounos, B., Beedle, M. J., et Shea, J. M. (2011). Glacier water resources on the eastern slopes of the Canadian Rocky Mountains. Canadian Water Resources Journal / Revue Canadienne Des Ressources Hydriques, 36(2), 109 à 134.

Marzeion, B., Cogley, J. G., Richter, K., et Parkes, D. (2014). Attribution of global glacier mass loss to anthropogenic and natural causes. Science, 345(6199), 919 à 921.

Marzeion, B., Kaser, G., Maussion, F., et Champollion, N. (2018). Limited influence of climate change mitigation on short-term glacier mass loss. Nature Climate Change, 8(4), 305 à 308.

Maslanik, J., Stroeve, J., Fowler, C., et Emery, W. (2011). Distribution and trends in Arctic Sea ice age through spring 2011: Trends in Arctic Sea ice age. Geophysical Research Letters, 38(13).

Mavrovic, A., Sonnentag, O., Lemmetyinen, J., Voigt, C., Rutter, N., Mann, P., Sylvain, J.-D., et Roy, A. (2023). Environmental controls of winter soil carbon dioxide fluxes in boreal and tundra environments. Biogeosciences, 20(24), 5087 à 5108.

Mavrovic, A., Sonnentag, O., Voigt, C., Lemmetyinen, J., Aurela, M., et Roy, A. (2025). Winter methane fluxes over Boreal and Arctic environments. Geophysical Research Letters, 52(21), e2025GL118367.

McCrary, R. R., Mearns, L. O., Hughes, M., Biner, S., et Bukovsky, M. S. (2022). Projections of North American snow from NA-CORDEX and their uncertainties, with a focus on model resolution. Climatic Change, 170(3), 20.

McCrystall, M. R., Stroeve, J., Serreze, M., Forbes, B. C., et Screen, J. A. (2021). New climate models reveal faster and larger increases in Arctic precipitation than previously projected. Nature Communications, 12(1), 6765.

McDowell, G., Stevens, M., Marshall, S., Higgs, E., Jacob, A., Johnson, G. M. J., Johnson, L., Dicker, M., Inkpen, D., Koppes, M., Lightning, K., Parlee, B., Pascal, W., Shea, J., Sims, D., Smiles, N. D., Andrew, L., Aubry-Wake, C., Borish, D., … Vamosi, S. M. (2023). Canadian mountain assessment: Walking together to enhance understanding of mountains in Canada. University of Calgary Press.

Medwedeff, W. G., et Roe, G. H. (2017). Trends and variability in the global dataset of glacier mass balance. Climate Dynamics, 48(9), 3085 à 3097.

Melling, H. (2002). Sea ice of the northern Canadian Arctic Archipelago. Journal of Geophysical Research: Oceans, 107(C11).

Melling, H. (2022). Thickness of multi-year sea ice on the northern Canadian Polar Shelf: A second look after 40 years. The Cryosphere, 16(8), 3181 à 3197.

Melling, H., Haas, C., et Brossier, E. (2015). Invisible polynyas: Modulation of fast ice thickness by ocean heat flux on the Canadian polar shelf. Journal of Geophysical Research: Oceans, 120(2), 777 à 795.

Melton, J. R., Verseghy, D. L., Sospedra-Alfonso, R., et Gruber, S. (2019). Improving permafrost physics in the coupled Canadian Land Surface Scheme (v.3.6.2) and Canadian Terrestrial Ecosystem Model (v.2.1) (CLASS-CTEM). Geoscientific Model Development, 12(10), 4443 à 4467.

Ménard, P., Duguay, C. R., Flato, G. M., et Rouse, W. R. (2002). Simulation of ice phenology on Great Slave Lake, Northwest Territories, Canada. Hydrological Processes, 16(18), 3691 à 3706.

Menounos, B., Hugonnet, R., Shean, D., Gardner, A., Howat, I., Berthier, E., Pelto, B., Tennant, C., Shea, J., Noh, M.-J., Brun, F., et Dehecq, A. (2019). Heterogeneous changes in western North American glaciers linked to decadal variability in zonal wind strength. Geophysical Research Letters, 46(1), 200 à 209.

Meredith, M., Sommerkorn, M., Cassotta, S., Derksen, C., Ekaykin, A., Hollowed, A., Kofinas, G., Mackintosh, A., Melbourne-Thomas, J., Muelbertov, M. M. C., Ottersen, G., Pritchard, H., et Schuur, E. A. G. (2019). Polar regions. Dans H.-O. Pörtner, D. C. Roberts, V. Masson-Delmotte, P. Zhai, M. Tignor, E. Poloczanska, K. Mintenbeck, A. Alegría, M. Nicolai, A. Okem, J. Petzold, B. Rama, et N. M. Weyer (Éds.), L’océan et la cryosphère dans le contexte du changement climatique. Rapport spécial du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (pp. 203 à 320). Cambridge University Press.

Messager, M. L., Lehner, B., Cockburn, C., Lamouroux, N., Pella, H., Tockner, K., Watt, C., et Datry, T. (2021). Global prevalence of non-perennial rivers and streams. Nature, 594(7863), 391 à 397.

Michel, B., et Ramseier, R. O. (1971). Classification of river and lake ice. Canadian Geotechnical Journal, 8(1), 36 à 45.

Min, C., Yang, Q., Chen, D., Yang, Y., Zhou, X., Shu, Q., et Liu, J. (2022). The emerging arctic shipping corridors. Geophysical Research Letters, 49(10), e2022GL099157.

Moore, G. W. K. (2016). The December 2015 North Pole warming event and the increasing occurrence of such events. Scientific Reports, 6(1), 39084.

Moore, G. W. K., Howell, S. E. L., et Brady, M. (2021). First observations of a transient polynya in the last ice area north of Ellesmere Island. Geophysical Research Letters, 48(17), e2021GL095099.

Moore, G. W. K., Howell, S. E. L., Brady, M., Xu, X., et McNeil, K. (2021). Anomalous collapses of Nares Strait ice arches leads to enhanced export of Arctic sea ice. Nature Communications, 12(1), 1.

Moore, G. W. K., et McNeil, K. (2018). The early collapse of the 2017 Lincoln Sea Ice Arch in response to anomalous sea ice and wind forcing. Geophysical Research Letters, 45(16), 8343 à 8351.

Moore, G. W. K., Schweiger, A., Zhang, J., et Steele, M. (2019). Spatiotemporal variability of sea ice in the Arctic’s last ice area. Geophysical Research Letters, 46(20), 11237 à 11243.

Moore, J. W., Pitman, K. J., Whited, D., Marsden, N. T., Sexton, E. K., Sergeant, C. J., et Connor, M. (2023). Mining stakes claim on salmon futures as glaciers retreat. Science, 382(6673), 887 à 889.

Moore, R. D. (1992). The influence of glacial cover on the variability of annual runoff, Coast Mountains, British Columbia, Canada. Canadian Water Resources Journal / Revue Canadienne Des Ressources Hydriques, 17(2), 101 à 109.

Moore, R. D., et Demuth, M. N. (2001). Mass balance and streamflow variability at Place Glacier, Canada, in relation to recent climate fluctuations. Hydrological Processes, 15(18), 3473 à 3486.

Moore, R. D., Pelto, B., Menounos, B., et Hutchinson, D. (2020). Detecting the effects of sustained glacier wastage on streamflow in variably glacierized catchments. Frontiers in Earth Science, 8.

Morse, P. D., Burn, C. R., et Kokelj, S. V. (2012). Influence of snow on near-surface ground temperatures in upland and alluvial environments of the outer Mackenzie Delta, Northwest Territories. Canadian Journal Earth Sciences, 49, 895 à 913.

Mortezapour, M., Menounos, B., Jackson, P. L., et Erler, A. R. (2022). Future snow changes over the Columbia Mountains, Canada, using a distributed snow model. Climatic Change, 172(1), 6.

Mortimer, C., Mudryk, L., Cho, E., Derksen, C., Brady, M., et Vuyvich, C. (2024). Use of multiple reference data sources to cross validate gridded snow water equivalent products over North America. EGUsphere, 1 à 31.

Mortimer, C., Mudryk, L., Derksen, C., Luojus, K., Brown, R., Kelly, R., et Tedesco, M. (2020). Evaluation of long-term Northern Hemisphere snow water equivalent products. The Cryosphere, 14(5), 1579 à 1594.

Mortimer, C., et Sharp, M. (2018). Spatiotemporal variability of Canadian High Arctic glacier surface albedo from MODIS data, 2001 à 2016. The Cryosphere, 12(2), 701 à 720.

Mortin, J., Svensson, G., Graversen, R. G., Kapsch, M., Stroeve, J. C., et Boisvert, L. N. (2016). Melt onset over Arctic sea ice controlled by atmospheric moisture transport. Geophysical Research Letters, 43(12), 6636 à 6642.

Mote, P. W., Li, S., Lettenmaier, D. P., Xiao, M., et Engel, R. (2018). Dramatic declines in snowpack in the western US. Npj Climate and Atmospheric Science, 1(1), 1 à 6.

Mott, R., Vionnet, V., et Grünewald, T. (2018). The seasonal snow cover dynamics: Review on wind-driven coupling processes. Frontiers in Earth Science, 6.

Mudryk, L. R., Dawson, J., Howell, S. E. L., Derksen, C., Zagon, T. A., et Brady, M. (2021). Impact of 1, 2 and 4 °C of global warming on ship navigation in the Canadian Arctic. Nature Climate Change, 11(8), 673 à 679.

Mudryk, L. R., Derksen, C., Howell, S., Laliberté, F., Thackeray, C., Sospedra-Alfonso, R., Vionnet, V., Kushner, P. J., et Brown, R. (2018). Canadian snow and sea ice: Historical trends and projections. The Cryosphere, 12(4), 1157 à 1176.

Mudryk, L. R., Derksen, C., Kushner, P. J., et Brown, R. (2015). Characterization of Northern Hemisphere snow water equivalent datasets, 1981 à 2010. Journal of Climate, 28(20), 8037 à 8051.

Mudryk, L. R., Kushner, P. J., Derksen, C., et Thackeray, C. (2017). Snow cover response to temperature in observational and climate model ensembles. Geophysical Research Letters, 44(2), 919 à 926.

Mudryk, L. R., Mortimer, C., Derksen, C., Elias Chereque, A., et Kushner, P. (2025). Benchmarking of snow water equivalent (SWE) products based on outcomes of the SnowPEx+ Intercomparison Project. The Cryosphere, 19(1), 201 à 218.

Mudryk, L. R., Santolaria-Otín, M., Krinner, G., Ménégoz, M., Derksen, C., Brutel-Vuilmet, C., Brady, M., et Essery, R. (2020). Historical Northern Hemisphere snow cover trends and projected changes in the CMIP6 multi-model ensemble. The Cryosphere, 14(7), 2495 à 2514.

Muñoz Sabater, J. (2019). ERA5-Land hourly data from 1950 to present. [Dataset]. Copernicus Climate Change Service (C3S) Climate Data Store (CDS).

Murfitt, J., et Duguay, C. R. (2020). Assessing the performance of methods for monitoring ice phenology of the world’s largest high Arctic lake using high-density time series analysis of sentinel-1 data. Remote Sensing, 12(3), Article 3.

Murfitt, J., et Duguay, C. R. (2021). 50 years of lake ice research from active microwave remote sensing: Progress and prospects. Remote Sensing of Environment, 264, 112616.

Musselman, K. N., Clark, M. P., Liu, C., Ikeda, K., et Rasmussen, R. (2017). Slower snowmelt in a warmer world. Nature Climate Change, 7(3), 214 à 219.

Musselman, K. N., Lehner, F., Ikeda, K., Clark, M. P., Prein, A. F., Liu, C., Barlage, M., et Rasmussen, R. (2018). Projected increases and shifts in rain-on-snow flood risk over western North America. Nature Climate Change, 8(9), 808 à 812.

Naegeli, K., et Huss, M. (2017). Sensitivity of mountain glacier mass balance to changes in bare-ice albedo. Annals of Glaciology, 58(75pt2), 119 à 129.

Najafi, M. R., Zwiers, F. W., et Gillett, N. P. (2016). Attribution of the spring snow cover extent decline in the Northern Hemisphere, Eurasia and North America to anthropogenic influence. Climatic Change, 136(3), 571 à 586.

Natali, S. M., Watts, J. D., Rogers, B. M., Potter, S., Ludwig, S. M., Selbmann, A.-K., Sullivan, P. F., Abbott, B. W., Arndt, K. A., Birch, L., Björkman, M. P., Bloom, A. A., Celis, G., Christensen, T. R., Christiansen, C. T., Commane, R., Cooper, E. J., Crill, P., Czimczik, C., … Zona, D. (2019). Large loss of CO₂ in winter observed across the northern permafrost region. Nature Climate Change, 9(11), 852 à 857.

Natural Resources Canada. (2022, April 13). Permafrost, atlas of Canada, 5th edition [Open Government Portal]. Government of Canada.

Newton, A. M. W., et Mullan, D. J. (2021a). Climate change and Northern Hemisphere lake and river ice phenology from 1931 à 2005. The Cryosphere, 15(5), 2211 à 2234.

Newton, A. M. W., et Mullan, D. J. (2021b). Climate change and Northern Hemisphere lake and river ice phenology from 1931 à 2005. The Cryosphere, 15(5), 2211 à 2234.

Newton, R., Pfirman, S., Tremblay, L. B., et DeRepentigny, P. (2021). Defining the “ice shed” of the Arctic Ocean’s last ice area and its future evolution. Earth’s Future, 9(9), e2021EF001988.

Nghiem, S. V., Rigor, I. G., Perovich, D. K., Clemente-Colón, P., Weatherly, J. W., et Neumann, G. (2007). Rapid reduction of Arctic perennial sea ice. Geophysical Research Letters, 34(19).

Noël, B., van de Berg, W. J., Lhermitte, S., Wouters, B., Schaffer, N., et van den Broeke, M. R. (2018). Six decades of glacial mass loss in the Canadian Arctic Archipelago. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 123(6), 1430 à 1449.

Nõges, P., et Nõges, T. (2014). Weak trends in ice phenology of Estonian large lakes despite significant warming trends. Hydrobiologia, 731(1), 5 à 18.

Normandeau, A., Eamer, J. B. R., Way, R. G., Harrison, E. J., Cyr, F., Algar, C. K., Eamer, J. L., Geizer, H. D., Haddock, J., Kurylyk, B. L., Van Nieuwenhove, N., Pijogge, L., Philibert, G., Robert, K., Saunders, M., Tamborski, J., et Limoges, A. (2024). Evidence for subsea permafrost in subarctic Canada linked to submarine groundwater discharge. Nature Geoscience, 17(10), 1022 à 1030.

Notarnicola, C. (2022). Overall negative trends for snow cover extent and duration in global mountain regions over 1982 à 2020. Scientific Reports, 12(1), 13731.

Notz, D., et Marotzke, J. (2012). Observations reveal external driver for Arctic sea‐ice retreat. Geophysical Research Letters, 39(8), 2012GL051094.

Notz, D., et SIMIP Community. (2020). Arctic Sea ice in CMIP6. Geophysical Research Letters, 47(10), e2019GL086749.

Notz, D., et Stroeve, J. (2016). Observed Arctic sea-ice loss directly follows anthropogenic CO ₂ emission. Science, 354(6313), 747 à 750.

Obertegger, U. (2022). Temporal and spatial differences of the under-ice microbiome are linked to light transparency and chlorophyll-a. Hydrobiologia, 849(7), 1593 à 1612.

OMM. (2021). The global climate observing system 2021: The GCOS status report. Organisation météorologique mondiale.

Onarheim, I. H., Eldevik, T., Smedsrud, L. H., et Stroeve, J. C. (2018). Seasonal and regional manifestation of Arctic sea ice loss. Journal of Climate, 31(12), 4917 à 4932.

O’Neill, H. B., Burn, C. R., Allard, M., Arenson, L. U., Bunn, M. I., Connon, R. F., Kokelj, S. A., Kokelj, S. V., LeBlanc, A.-M., Morse, P. D., et Smith, S. L. (2020). Permafrost thaw and northern development. Nature Climate Change, 10(8), 722 à 723.

O’Neill, H. B., Smith, S. L., Burn, C. R., et Duchesne, C. (2023). Widespread permafrost degradation and thaw subsidence in northwest Canada—Dataset ds01.csv [Dataset].

O’Neill, H. B., Smith, S. L., Burn, C. R., Duchesne, C., et Zhang, Y. (2023). Widespread permafrost degradation and thaw subsidence in northwest Canada. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 128(8), e2023JF007262.

O’Neill, H. B., Wolfe, S. A., et Duchesne, C. (2019). New ground ice maps for Canada using a paleogeographic modelling approach. The Cryosphere, 13(3), 753 à 773.

O’Neill, H. B., Wolfe, S. A., Duchesne, C., et Parker, R. J. H. (2024). Effect of surficial geology mapping scale on modelled ground ice in Canadian Shield terrain. The Cryosphere, 18(6), 2979 à 2990.

OSI SAF. (2025). Sea ice concentration climate data record release 3.1—Multimission [Dataset]. EUMETSAT SAF on Ocean and Sea Ice.

Overduin, P. P., Portnov, A., et Ruppel, C. D. (2023). NOAA Arctic report card 2023: Permafrost beneath Arctic Ocean margins. National Oceanic and Atmospheric Administration, Global Ocean Monitoring and Observing Program.

Paik, S., et Min, S.-K. (2020). Quantifying the anthropogenic greenhouse gas contribution to the observed spring snow-cover decline using the CMIP6 multimodel ensemble. Journal of Climate, 33(21), 9261 à 9269.

Palecki, M. A., et Barry, R. G. (1986). Freeze-up and break-up of lakes as an index of temperature changes during the transition seasons: A case study for Finland. Journal of Applied Meteorology and Climatology, 25(7), 893 à 902.

Papasodoro, C., Berthier, E., Royer, A., Zdanowicz, C., et Langlois, A. (2015). Area, elevation and mass changes of the two southernmost ice caps of the Canadian Arctic Archipelago between 1952 and 2014. The Cryosphere, 9(4), 1535 à 1550.

Park, H., Yoshikawa, Y., Oshima, K., Kim, Y., Ngo-Duc, T., Kimball, J. S., et Yang, D. (2016). Quantification of warming climate-induced changes in terrestrial arctic river ice thickness and phenology. American Meteorological Society, 29(5), 1733 à 1754.

Parkinson, C. L., et DiGirolamo, N. E. (2021). Sea ice extents continue to set new records: Arctic, Antarctic, and global results. Remote Sensing of Environment, 267, 112753.

Paterson, W. S. B., et Clarke, G. K. C. (1978). Comparison of theoretical and observed temperature profiles in Devon Island Ice Cap, Canada. Geophysical Journal International, 55(3), 615 à 632.

Pelletier, M., Allard, M., et Levesque, E. (2019). Ecosystem changes across a gradient of permafrost degradation in subarctic Québec (Tasiapik Valley, Nunavik, Canada). Arctic Science, 5(1), 1 à 26.

Pepin, N., Bradley, R. S., Diaz, H. F., Baraer, M., Caceres, E. B., Forsythe, N., Fowler, H., Greenwood, G., Hashmi, M. Z., Liu, X. D., Miller, J. R., Ning, L., Ohmura, A., Palazzi, E., Rangwala, I., Schöner, W., Severskiy, I., Shahgedanova, M., Wang, M. B., … Mountain Research Initiative EDW Working Group. (2015). Elevation-dependent warming in mountain regions of the world. Nature Climate Change, 5(5), 424 à 430.

Perovich, D. K., Nghiem, S. V., Markus, T., et Schweiger, A. (2007). Seasonal evolution and interannual variability of the local solar energy absorbed by the Arctic sea ice–ocean system. Journal of Geophysical Research: Oceans, 112(C3), 2006JC003558.

Perovich, D. K., et Polashenski, C. (2012). Albedo evolution of seasonal Arctic sea ice. Geophysical Research Letters, 39(8), 2012GL051432.

Peterson, I. K., Pettipas, R., et Rosing-Asvid, A. (2015). Trends and variability in sea ice and icebergs off the Canadian east coast. Atmosphere-Ocean, 53(5), 582 à 594.

Pickler, C., Beltrami, H., et Mareschal, J.-C. (2016). Climate trends in northern Ontario and Québec from borehole temperature profiles. Climate of the Past, 12(12), 2215 à 2227.

Pironkova, Z. (2017). Mapping palsa and peat plateau changes in the Hudson Bay Lowlands, Canada, using historical aerial photography and high-resolution satellite imagery. Canadian Journal of Remote Sensing, 43(5), 455 à 467.

Pizzolato, L., Howell, S. E. L., Dawson, J., Laliberté, F., et Copland, L. (2016). The influence of declining sea ice on shipping activity in the Canadian Arctic. Geophysical Research Letters, 43(23), 12,146-12,154.

Pizzolato, L., Howell, S. E. L., Derksen, C., Dawson, J., et Copland, L. (2014). Changing sea ice conditions and marine transportation activity in Canadian Arctic waters between 1990 and 2012. Climatic Change, 123(2), 161 à 173.

Polyakov, I. V., Timokhov, L. A., Alexeev, V. A., Bacon, S., Dmitrenko, I. A., Fortier, L., Frolov, I. E., Gascard, J.-C., Hansen, E., Ivanov, V. V., Laxon, S., Mauritzen, C., Perovich, D., Shimada, K., Simmons, H. L., Sokolov, V. T., Steele, M., et Toole, J. (2010). Arctic ocean warming contributes to reduced polar ice cap. Journal of Physical Oceanography, 40(12), 2743 à 2756.

Poulin, G., Ghobrial, T., et Turcotte, B. (2021). Trends in maximum ice-induced water levels and flooding frequencies in some rivers of Quebec, Canada. [PDF, 730 Ko] (seulement en anglais) Proceedings of the 21st Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers. Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Powers, S. M., Baulch, H. M., Hampton, S. E., Labou, S. G., Lottig, N. R., et Stanley, E. H. (2017). Nitrification contributes to winter oxygen depletion in seasonally frozen forested lakes. Biogeochemistry, 136(2), 119 à 129.

Powers, S. M., Fradkin, S. C., Baccus, W., Archambault, C., Boetsch, J. R., Brousil, M. R., Lofgren, R., Rawhouser, A., et Hampton, S. E. (2022). Summer ecosystem structure in mountain lakes linked to interannual variability of lake ice, snowpack, and landscape attributes. Limnology and Oceanography, 67(9), 2073 à 2087.

Prince, M., Roy, A., Royer, A., et Langlois, A. (2019). Timing and spatial variability of fall soil freezing in boreal forest and its effect on SMAP L-band radiometer measurements. Remote Sensing of Environment, 231, 111230.

Prowse, T. D., et Bonsal, B. R. (2004). Historical trends in river-ice break-up: A review. Hydrology Research, 35(4 à 5), 281 à 293.

Prowse, T. D., Bonsal, B. R., Duguay, C. R., et Lacroix, M. P. (2007). River-ice break-up/freeze-up: A review of climatic drivers, historical trends and future predictions. Annals of Glaciology, 46, 443 à 451.

Pulliainen, J., Luojus, K., Derksen, C., Mudryk, L., Lemmetyinen, J., Salminen, M., Ikonen, J., Takala, M., Cohen, J., Smolander, T., et Norberg, J. (2020). Patterns and trends of Northern Hemisphere snow mass from 1980 to 2018. Nature, 581(7808), 294 à 298.

Quinton, W. L., Connon, R. F., et Devoie, É. G. (2019). Permafrost monitoring at Scotty Creek Research Station, 2011-2017 [Northwest Territories, Canada] (Version 2) [Dataset]. Borealis.

Rafat, A., Kheyrollah Pour, H., Spence, C., Palmer, M. J., et MacLean, A. (2023). An analysis of ice growth and temperature dynamics in two Canadian subarctic lakes. Cold Regions Science and Technology, 210, 103808.

Räisänen, J. (2008). Warmer climate: Less or more snow? Climate Dynamics, 30(2), 307 à 319.

Räisänen, J. (2023). Changes in March mean snow water equivalent since the mid-20th century and the contributing factors in reanalyses and CMIP6 climate models. The Cryosphere, 17(5), 1913 à 1934.

Rampal, P., Weiss, J., Dubois, C., et Campin, J.-M. (2011). IPCC climate models do not capture Arctic sea ice drift acceleration: Consequences in terms of projected sea ice thinning and decline. Journal of Geophysical Research: Oceans, 116(C8).

Rasouli, K., Pomeroy, J. W., et Whitfield, P. H. (2022). The sensitivity of snow hydrology to changes in air temperature and precipitation in three North American headwater basins. Journal of Hydrology, 606, 127460.

Regan, H., Rampal, P., Ólason, E., Boutin, G., et Korosov, A. (2023). Modelling the evolution of Arctic multiyear sea ice over 2000 à 2018. The Cryosphere, 17(5), 1873 à 1893.

Richardson, A. D., Keenan, T. F., Migliavacca, M., Ryu, Y., Sonnentag, O., et Toomey, M. (2013). Climate change, phenology, and phenological control of vegetation feedbacks to the climate system. Agricultural and Forest Meteorology, 169, 156 à 173.

Rigor, I. G., et Wallace, J. M. (2004). Variations in the age of Arctic sea-ice and summer sea-ice extent. Geophysical Research Letters, 31(9).

Robinson, D. A., Estilow, T., et NOAA CDR Program. (2012). National Oceanic and Atmospheric Administration (NOAA) Climate Data Record (CDR) of Northern Hemisphere (NH) Snow Cover Extent (SCE) (Version 1) [Dataset]. NOAA National Centers for Environmental Information.

Robinson, D. A., et Estilow, T. W. (2021). Rutgers Northern Hemisphere 24 km weekly snow cover extent, September 1980 onward (Version 1) [Dataset]. NSIDC.

Roe, G. H., Baker, M. B., et Herla, F. (2017). Centennial glacier retreat as categorical evidence of regional climate change. Nature Geoscience, 10(2), 95 à 99.

Roe, G. H., Christian, J. E., et Marzeion, B. (2021). On the attribution of industrial-era glacier mass loss to anthropogenic climate change. The Cryosphere, 15(4), 1889 à 1905.

Rokaya, P., Budhathoki, S., et Lindenschmidt, K.-E. (2018a). Ice-jam flood research: A scoping review. Natural Hazards, 94(3), 1439 à 1457.

Rokaya, P., Budhathoki, S., et Lindenschmidt, K.-E. (2018b). Trends in the timing and magnitude of ice-jam floods in Canada. Scientific Reports, 8(1), 5834.

Rokaya, P., Peters, D. L., Elshamy, M., Budhathoki, S., et Lindenschmidt, K.-E. (2020). Impacts of future climate on the hydrology of a northern headwaters basin and its implications for a downstream deltaic ecosystem. Hydrological Processes, 34(7), 1630 à 1646.

Rounce, D. R., Hock, R., Maussion, F., Hugonnet, R., Kochtitzky, W., Huss, M., Berthier, E., Brinkerhoff, D., Compagno, L., Copland, L., Farinotti, D., Menounos, B., et McNabb, R. W. (2023). Global glacier change in the 21st century: Every increase in temperature matters. Science, 379(6627), 78 à 83.

Rouse, W. R., Blanken, P. D., Duguay, C. R., Oswald, C. J., et Schertzer, W. M. (2008). Climate-lake interactions. In M. Woo (Ed.), Cold region atmospheric and hydrologic studies. The Mackenzie GEWEX experience: Volume 2: Hydrologic processes (pp. 139 à 160). Springer.

Rowlandson, T. L., Berg, A. A., Roy, A., Kim, E., Pardo Lara, R., Powers, J., Lewis, K., Houser, P., McDonald, K., Toose, P., Wu, A., De Marco, E., Derksen, C., Entin, J., Colliander, A., Xu, X., et Mavrovic, A. (2018). Capturing agricultural soil freeze/thaw state through remote sensing and ground observations: A soil freeze/thaw validation campaign. Remote Sensing of Environment, 211, 59 à 70.

Roy, A., Royer, A., Derksen, C., Brucker, L., Langlois, A., Mialon, A., et Kerr, Y. H. (2015). Evaluation of spaceborne L-band radiometer measurements for terrestrial freeze/thaw retrievals in Canada. IEEE Journal of Selected Topics in Applied Earth Observations and Remote Sensing, 8(9), 4442 à 4459.

Roy, L.-P., Amyot, F., Yukon Research Centre, Buchanan, C., Yukon Research Centre, Calmels, F., et Yukon Research Centre. (2024). A long term synthesis of permafrost ground temperature data along the Alaska Highway, Yukon, Canada. International Permafrost Association (IPA).

Rutkowski, C., Lenz, J., Lang, A., Wolter, J., Mothes, S., Reemtsma, T., Grosse, G., Ulrich, M., Fuchs, M., Schirrmeister, L., Fedorov, A., Grigoriev, M., Lantuit, H., et Strauss, J. (2021). Mercury in sediment core samples from deep Siberian ice-rich permafrost. Frontiers in Earth Science, 9.

Ryan, P. A., et Münchow, A. (2017). Sea ice draft observations in Nares Strait from 2003 to 2012. Journal of Geophysical Research: Oceans, 122(4), 3057 à 3080.

Sandells, M., Lowe, H., Picard, G., Dumont, M., Essery, R., Floury, N., Kontu, A., Lemmetyinen, J., Maslanka, W., Morin, S., Wiesmann, A., et Matzler, C. (2022). X-ray tomography-based microstructure representation in the snow microwave radiative transfer model. IEEE Transactions on Geoscience and Remote Sensing, 60, 1 à 15.

Sasgen, I., Steinhoefel, G., Kasprzyk, C., Matthes, H., Westermann, S., Boike, J., et Grosse, G. (2024). Atmosphere circulation patterns synchronize pan-Arctic glacier melt and permafrost thaw. Communications Earth et Environment, 5(1), 375.

Sawatzky, A., Cunsolo, A., Jones-Bitton, A., Gillis, D., Wood, M., Flowers, C., Shiwak, I., et Harper, S. L. (2020). “The best scientists are the people that’s out there”: Inuit-led integrated environment and health monitoring to respond to climate change in the Circumpolar North. Climatic Change, 160(1), 45 à 66. Scopus.

Scaff, L., Krogh, S. A., Musselman, K., Harpold, A., Li, Y., Lillo-Saavedra, M., Oyarzún, R., et Rasmussen, R. (2024). The impacts of changing winter warm spells on snow ablation over western North America. Water Resources Research, 60(5), e2023WR034492.

Schiefer, E., Menounos, B., et Wheate, R. (2007). Recent volume loss of British Columbian glaciers, Canada. Geophysical Research Letters, 34(16).

Schuster, P. F., Schaefer, K. M., Aiken, G. R., Antweiler, R. C., Dewild, J. F., Gryziec, J. D., Gusmeroli, A., Hugelius, G., Jafarov, E., Krabbenhoft, D. P., Liu, L., Herman-Mercer, N., Mu, C., Roth, D. A., Schaefer, T., Striegl, R. G., Wickland, K. P., et Zhang, T. (2018). Permafrost stores a globally significant amount of mercury. Geophysical Research Letters, 45(3), 1463 à 1471.

Schweiger, A. J., Steele, M., Zhang, J., Moore, G. W. K., et Laidre, K. L. (2021). Accelerated sea ice loss in the Wandel Sea points to a change in the Arctic’s last ice area. Communications Earth et Environment, 2(1), 122.

Serreze, M. C., Barrett, A. P., Stroeve, J. C., Kindig, D. N., et Holland, M. M. (2009). The emergence of surface-based Arctic amplification. The Cryosphere, 3(1), 11 à 19.

Serreze, M. C., Crawford, A. D., Stroeve, J. C., Barrett, A. P., et Woodgate, R. A. (2016). Variability, trends, and predictability of seasonal sea ice retreat and advance in the in the Chukchi Sea. Journal of Geophysical Research: Oceans, 121(10), 7308 à 7325.

Serreze, M. C., Raup, B., Braun, C., Hardy, D. R., et Bradley, R. S. (2017). Rapid wastage of the Hazen Plateau ice caps, northeastern Ellesmere Island, Nunavut, Canada. The Cryosphere, 11(1), 169 à 177.

Serreze, M. C., Stroeve, J., Barrett, A. P., et Boisvert, L. N. (2016). Summer atmospheric circulation anomalies over the Arctic Ocean and their influences on September sea ice extent: A cautionary tale. Journal of Geophysical Research: Atmospheres, 121(19).

Shakil, S., Tank, S. E., Kokelj, S. V., Vonk, J. E., et Zolkos, S. (2020). Particulate dominance of organic carbon mobilization from thaw slumps on the Peel Plateau, NT: Quantification and implications for stream systems and permafrost carbon release. Environmental Research Letters, 15(11), 114019.

Sharma, S., Blagrave, K., Filazzola, A., Imrit, M. A., et Hendricks Franssen, H.-J. (2021). Forecasting the permanent loss of lake ice in the Northern Hemisphere within the 21st century. Geophysical Research Letters, 48(1), e2020GL091108.

Sharma, S., Lopez, L. S., Basu, A., Blagrave, K., Bazely, D., Bove, G., et Stewart, K. (2023). An introduction to the community lake ice collaboration: A long-term lake ice phenology community science project spanning 1000 lakes and over 30 years. Limnology and Oceanography Bulletin, 32(2), 74 à 77.

Sharma, S., Richardson, D. C., Woolway, R. I., Imrit, M. A., Bouffard, D., Blagrave, K., Daly, J., Filazzola, A., Granin, N., Korhonen, J., Magnuson, J., Marszelewski, W., Matsuzaki, S.-I. S., Perry, W., Robertson, D. M., Rudstam, L. G., Weyhenmeyer, G. A., et Yao, H. (2021). Loss of ice cover, shifting phenology, and more extreme events in Northern Hemisphere lakes. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 126(10), e2021JG006348.

Sharp, M., Burgess, D. O., Cogley, J. G., Ecclestone, M., Labine, C., et Wolken, G. J. (2011). Extreme melt on Canada’s Arctic ice caps in the 21st century. Geophysical Research Letters, 38(11).

Shen, Z., Duan, A., Li, D., et Li, J. (2021). Assessment and ranking of climate models in Arctic sea ice cover simulation: From CMIP5 to CMIP6. Journal of Climate, 34(9), 3609 à 3627.

Shiklomanov, N. I. (2012). Non-climatic factors and long-term, continental-scale changes in seasonally frozen ground. Environmental Research Letters, 7(1), 011003.

Shrestha, R. R., Bonsal, B. R., Bonnyman, J. M., Cannon, A. J., et Najafi, M. R. (2021). Heterogeneous snowpack response and snow drought occurrence across river basins of northwestern North America under 1.0°C to 4.0°C global warming. Climatic Change, 164(3), 40.

Shugar, D. H., Burr, A., Haritashya, U. K., Kargel, J. S., Watson, C. S., Kennedy, M. C., Bevington, A. R., Betts, R. A., Harrison, S., et Strattman, K. (2020). Rapid worldwide growth of glacial lakes since 1990. Nature Climate Change, 10(10), 939 à 945.

Sigmond, M., Fyfe, J. C., et Swart, N. C. (2018). Ice-free Arctic projections under the Paris Agreement. Nature Climate Change, 8(5), 404 à 408.

Siler, N., Proistosescu, C., et Po-Chedley, S. (2019). Natural variability has slowed the decline in western U.S. snowpack since the 1980s. Geophysical Research Letters, 46(1), 346 à 355.

Skiles, S. M., Flanner, M., Cook, J. M., Dumont, M., et Painter, T. H. (2018). Radiative forcing by light-absorbing particles in snow. Nature Climate Change, 8(11), 964 à 971.

Skiles, S. M., et Painter, T. H. (2019). Toward understanding direct absorption and grain size feedbacks by dust radiative forcing in snow with coupled snow physical and radiative transfer modeling. Water Resources Research, 55(8), 7362 à 7378.

Šmejkalová, T., Edwards, M. E., et Dash, J. (2016). Arctic lakes show strong decadal trend in earlier spring ice-out. Scientific Reports, 6(1), 38449.

Smith, A., Jahn, A., et Wang, M. (2020). Seasonal transition dates can reveal biases in Arctic sea ice simulations. The Cryosphere, 14(9), 2977 à 2997.

Smith, L. C., et Stephenson, S. R. (2013). New Trans-Arctic shipping routes navigable by midcentury. Proceedings of the National Academy of Sciences, 110(13).

Smith, S. L., Duchesne, C., et Lewkowicz, A. G. (2019). Tracking changes in permafrost thermal state in northern Canada. Proceedings of the 18th International Conference on Cold Regions Engineering and 8th Canadian Permafrost Conference. Cold Regions Engineering.

Smith, S. L., Duchesne, C., et O’Neill, B. (2024). Long-term permafrost monitoring in northern Canada – what have we learned? In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.

Smith, S. L., O’Neill, H. B., Isaksen, K., Noetzli, J., et Romanovsky, V. E. (2022). The changing thermal state of permafrost. Nature Reviews Earth et Environment, 3(1), 10 à 23.

Smith, S. L., Riseborough, D. W., et Bonnaventure, P. P. (2015). Eighteen year record of forest fire effects on ground thermal regimes and permafrost in the central Mackenzie Valley, NWT, Canada. Permafrost and Periglacial Processes, 26(4), 289 à 303.

Smith, S. L., Romanovsky, V. E., Isaken, K., Nyland, K., Shiklomanov, N. I., Streletskiy, D. A., et Christensen, H. H. (2024). State of the Climate in 2023. Bulletin of the American Meteorological Society, 105(8), S1–S484.

Smith, S. L., Romanovsky, V. e., Lewkowicz, A. g., Burn, C. r., Allard, M., Clow, G. d., Yoshikawa, K., et Throop, J. (2010). Thermal state of permafrost in North America: A contribution to the international polar year. Permafrost and Periglacial Processes, 21(2), 117 à 135.

Sniderhan, A. E., Spence, C., Kokelj, S. V., et Baltzer, J. L. (2023). Evidence for unexpected net permafrost aggradation driven by local hydrology and climatic triggers. Environmental Research Letters, 18(11), 115001.

Sobie, S. R., et Murdock, T. Q. (2022). Projections of snow water equivalent using a process-based energy balance snow model in southwestern British Columbia.

Soong, J. L., Phillips, C. L., Ledna, C., Koven, C. D., et Torn, M. S. (2020). CMIP5 models predict rapid and deep soil warming over the 21st century. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 125(2), e2019JG005266.

Sospedra-Alfonso, R., Melton, J. R., et Merryfield, W. J. (2015). Effects of temperature and precipitation on snowpack variability in the Central Rocky Mountains as a function of elevation. Geophysical Research Letters, 42(11), 4429 à 4438.

Sospedra-Alfonso, R., et Merryfield, W. J. (2017). Influences of temperature and precipitation on historical and future snowpack variability over the northern hemisphere in the second generation Canadian earth system model. Journal of Climate, 30(12), 4633 à 4656.

Spence, C., Norris, M., Bickerton, G., Bonsal, B. R., Brua, R., Culp, J. M., Dibike, Y., Gruber, S., Morse, P. D., Peters, D. L., Shrestha, R., et Wolfe, S. A. (2020). The Canadian water resource vulnerability index to permafrost thaw (CWRVI _PT ). Arctic Science, 6(4), 437 à 462.

Stahl, K., et Moore, R. D. (2006). Influence of watershed glacier coverage on summer streamflow in British Columbia, Canada. Water Resources Research, 42(6).

Stefan, J. (1891). Ueber die Theorie der Eisbildung, insbesondere über die Eisbildung im Polarmeere. Annalen Der Physik, 278(2), 269 à 286.

Stephenson, S. R., Smith, L. C., et Agnew, J. A. (2011). Divergent long-term trajectories of human access to the Arctic. Nature Climate Change, 1(3), 156 à 160.

Stern, H. L. (2025). Regime shift in Arctic Ocean sea-ice extent. Geophysical Research Letters, 52(8), e2024GL114546.

Stroeve, J. C., Crawford, A., Ferguson, S., Stirling, I., Archer, L., York, G., Babb, D., et Mallett, R. (2024). Ice-free period too long for Southern and Western Hudson Bay polar bear populations if global warming exceeds 1.6 to 2.6 °C. Communications Earth et Environment, 5(1), 296.

Stroeve, J. C., Holland, M. M., Meier, W., Scambos, T., et Serreze, M. (2007). Arctic sea ice decline: Faster than forecast. Geophysical Research Letters, 34(9).

Stroeve, J. C., Markus, T., Boisvert, L., Miller, J., et Barrett, A. (2014). Changes in Arctic melt season and implications for sea ice loss. Geophysical Research Letters, 41(4), 1216 à 1225.

Stroeve, J. C., et Notz, D. (2018). Changing state of Arctic sea ice across all seasons. Environmental Research Letters, 13(10), 103001.

Stroeve, J. C., Serreze, M. C., Holland, M. M., Kay, J. E., Malanik, J., et Barrett, A. P. (2012). The Arctic’s rapidly shrinking sea ice cover: A research synthesis. Climatic Change, 110(3 à 4), 1005 à 1027.

Subedi, R., Kokelj, S. V., et Gruber, S. (2020). Ground ice, organic carbon and soluble cations in tundra permafrost soils and sediments near a Laurentide ice divide in the Slave Geological Province, Northwest Territories, Canada. The Cryosphere, 14(12), 4341 à 4364.

Sumata, H., De Steur, L., Divine, D. V., Granskog, M. A., et Gerland, S. (2023). Regime shift in Arctic Ocean sea ice thickness. Nature, 615(7952), 443 à 449.

Surdu, C. M., Duguay, C. R., Brown, L. C., et Fernández Prieto, D. (2014). Response of ice cover on shallow lakes of the North Slope of Alaska to contemporary climate conditions (1950&ndash;2011): Radar remote-sensing and numerical modeling data analysis. The Cryosphere, 8(1), 167 à 180.

Tandon, N. F., Kushner, P. J., Docquier, D., Wettstein, J. J., et Li, C. (2018). Reassessing sea ice drift and its relationship to long‐term Arctic sea ice loss in coupled climate models. Journal of Geophysical Research: Oceans, 123(6), 4338 à 4359.

Taylor, C., Robinson, T. R., Dunning, S., Rachel Carr, J., et Westoby, M. (2023). Glacial lake outburst floods threaten millions globally. Nature Communications, 14(1), 487.

Tesemma, Z., Pomeroy, J., Pietroniro, A., Davison, B., et Yassin, F. (2024). Improving mountain hydrological predictions by better representing mountain topography in hydrological land surface models (SSRN Scholarly Paper No. 4737884). Social Science Research Network.

Teufel, B., et Sushama, L. (2022). High-resolution modelling of climatic hazards relevant for Canada’s northern transportation sector. Climate Dynamics, 59(9 à 10), Article 9 à 10.

Thackeray, C. W., Derksen, C., Fletcher, C. G., et Hall, A. (2019). Snow and climate: Feedbacks, drivers, and indices of change. Current Climate Change Reports, 5(4), 322 à 333.

Thackeray, C. W., Fletcher, C. G., Mudryk, L. R., et Derksen, C. (2016). Quantifying the uncertainty in historical and future simulations of Northern Hemisphere spring snow cover. Journal of Climate, 29(23), 8647 à 8663.

Thackeray, C. W., Hall, A., Zelinka, M. D., et Fletcher, C. G. (2021). Assessing prior emergent constraints on surface albedo feedback in CMIP6. Journal of Climate, 34(10), 3889 à 3905.

The Glacier Mass Balance Intercomparison Exercise (GlaMBIE) Team. (2024). Glacier Mass Balance Intercomparison Exercise (GlaMBIE) (Version 1.00) [Dataset]. World Glacier Monitoring Service (WGMS).

Thellman, A., Jankowski, K. J., Hayden, B., Yang, X., Dolan, W., Smits, A. P., et O’Sullivan, A. M. (2021). The ecology of river ice. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 126(9), e2021JG006275.

Thompson, D. W. J., et Wallace, J. M. (1998). The Arctic oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields. Geophysical Research Letters, 25(9), 1297 à 1300.

Thomson, L. I., Zemp, M., Copland, L., Cogley, J. G., et Ecclestone, M. A. (2017). Comparison of geodetic and glaciological mass budgets for White Glacier, Axel Heiberg Island, Canada. Journal of Glaciology, 63(237), 55 à 66.

Tilling, R. L., Ridout, A., Shepherd, A., et Wingham, D. J. (2015). Increased Arctic sea ice volume after anomalously low melting in 2013. Nature Geoscience, 8(8), 643 à 646.

Tivy, A., Howell, S. E. L., Alt, B., McCourt, S., Chagnon, R., Crocker, G., Carrieres, T., et Yackel, J. J. (2011). Trends and variability in summer sea ice cover in the Canadian Arctic based on the Canadian Ice Service Digital Archive, 1960 à 2008 and 1968 à 2008. Journal of Geophysical Research, 116(C3), C03007.

Topál, D., et Ding, Q. (2023). Atmospheric circulation-constrained model sensitivity recalibrates Arctic climate projections. Nature Climate Change, 13(7), 710 à 718.

Topál, D., Ding, Q., Mitchell, J., Baxter, I., Herein, M., Haszpra, T., Luo, R., et Li, Q. (2020). An internal atmospheric process determining summertime Arctic sea ice melting in the next three decades: Lessons learned from five large ensembles and multiple CMIP5 climate simulations. Journal of Climate, 33(17), 7431 à 7454.

Tschudi, M. A., Meier, W. N., et Stewart, J. S. (2020). An enhancement to sea ice motion and age products at the National Snow and Ice Data Center (NSIDC). The Cryosphere, 14(5), 1519 à 1536.

Turcotte, B., Brian, C. B., et Beltaos, S. (2019). The impact of climate change on breakup ice jams in Canada: State of knowledge and research approaches. [PDF, 846 Ko] (seulement en anglais) Proceedings of the 20th Workshop on the Hydraulics of Ice Covered Rivers. Canadian Geophysical Union Committee on River Ice Processes and the Environment.

Turcotte, B., et Morse, B. (2013). A global river ice classification model. Journal of Hydrology, 507, 134 à 148.

Turcotte, B., Morse, B., et Anctil, F. (2012). Impacts of precipitation on the cryologic regime of stream channels. Hydrological Processes, 26(17), 2653 à 2662.

Turcotte, B., Morse, B., et Pelchat, G. (2020). Impact of climate change on the frequency of dynamic breakup events and on the risk of ice-jam floods in Quebec, Canada. Water, 12(10), Article 10.

van Wychen, W., Copland, L., Burgess, D. O., Gray, L., et Schaffer, N. (2015). Glacier velocities and dynamic discharge from the ice masses of Baffin Island and Bylot Island, Nunavut, Canada. Canadian Journal of Earth Sciences, 52(11), 980 à 989.

Verpoorter, C., Kutser, T., Seekell, D. A., et Tranvik, L. J. (2014). A global inventory of lakes based on high-resolution satellite imagery. Geophysical Research Letters, 41(18), 6396 à 6402.

Vincent, R. F. (2019). A study of the North Water Polynya Ice Arch using four decades of satellite data. Scientific Reports, 9(1), 20278.

Vionnet, V., Fortin, V., Gaborit, E., Roy, G., Abrahamowicz, M., Gasset, N., et Pomeroy, J. W. (2020). Assessing the factors governing the ability to predict late-spring flooding in cold-region mountain basins. Hydrology and Earth System Sciences, 24(4), 2141 à 2165.

Vionnet, V., Marsh, C. B., Menounos, B., Gascoin, S., Wayand, N. E., Shea, J., Mukherjee, K., et Pomeroy, J. W. (2021). Multi-scale snowdrift-permitting modelling of mountain snowpack. The Cryosphere, 15(2), 743 à 769.

Vitt, D. H., Halsey, L. A., et Zoltai, S. C. (1994). The bog landforms of continental western Canada in relation to climate and permafrost patterns. Arctic and Alpine Research (Boulder, Colorado); (United States), 26:1.

von de Wall, S. J., de Rham, L., et Prowse, T. D. (2010). The river ice break-up season in Canada: Variations in water levels and timing. [PDF, 442 Ko] (seulement en anglais) Proceedings of the 67th Eastern Snow Conference. Eastern Snow Conference.

Vylegzhanin, A., Bunik, I., Torkunova, E., et Kienko, E. (2020). Navigation in the northern sea route: Interaction of Russian and international applicable law. The Polar Journal, 10(2), 285 à 302.

Wagner-Riddle, C., Congreves, K. A., Abalos, D., Berg, A. A., Brown, S. E., Ambadan, J. T., Gao, X., et Tenuta, M. (2017). Globally important nitrous oxide emissions from croplands induced by freeze–thaw cycles. Nature Geoscience, 10(4), 279 à 283.

Walsh, J. E., Fetterer, F., Scott Stewart, J., et Chapman, W. L. (2017). A database for depicting Arctic sea ice variations back to 1850. Geographical Review, 107(1), 89 à 107.

Walton, D. B., Hall, A., Berg, N., Schwartz, M., et Sun, F. (2017). Incorporating snow albedo feedback into downscaled temperature and snow cover projections for California’s Sierra Nevada.

Wang, M., Yang, Q., Overland, J. E., et Stabeno, P. (2018). Sea-ice cover timing in the Pacific Arctic: The present and projections to mid-century by selected CMIP5 models. Deep Sea Research Part II: Topical Studies in Oceanography, 152, 22 à 34.

Wang, X., Feng, L., Gibson, L., Qi, W., Liu, J., Zheng, Y., Tang, J., Zeng, Z., et Zheng, C. (2021a). High-resolution mapping of ice cover changes in over 33,000 lakes across the north temperate zone. Geophysical Research Letters, 48(18), e2021GL095614.

Wang, X., Feng, L., Gibson, L., Qi, W., Liu, J., Zheng, Y., Tang, J., Zeng, Z., et Zheng, C. (2021b). High-Resolution Mapping of Ice Cover Changes in Over 33,000 Lakes Across the North Temperate Zone. Geophysical Research Letters, 48(18), e2021GL095614.

Wang, Y., Lewkowicz, A. G., Holloway, J. E., et Way, R. G. (2021). Thermal modelling of post-fire permafrost change under a warming coastal subarctic climate, eastern Canada. Proceedings of the Regional Conference of Permafrost 2021 and the 19th International Conference on Cold Regions Engineering. Cold Regions Engineering.

Wang, Y., et Way, R. G. (2025). Future trajectories of peatland permafrost under climate and ecosystem change in northeastern Canada. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 130(2), e2024JF007930.

Wang, Y., Way, R. G., et Beer, J. (2023). Multi-decadal degradation and fragmentation of palsas and peat plateaus in coastal Labrador, northeastern Canada. Environmental Research Letters, 19(1), 014009.

Wang, Y., Way, R. G., Beer, J., Forget, A., Tutton, R., et Purcell, M. C. (2023). Significant underestimation of peatland permafrost along the Labrador Sea coastline in northern Canada. The Cryosphere, 17(1), 63 à 78.

Wang, Y., Way, R., Lewkowicz, A., Tutton, R., Beer, J., Colyn, V., et Forget, A. (2024). Assessing recent thaw and subsidence of peatland permafrost in coastal Labrador, northeastern Canada. In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost.

Ward, J. L., et Tandon, N. F. (2024). Why is summertime Arctic sea ice drift speed projected to decrease? The Cryosphere, 18(3), 995 à 1012.

Ward Jones, M. K., Pollard, W. H., et Jones, B. M. (2019). Rapid initialization of retrogressive thaw slumps in the Canadian high Arctic and their response to climate and terrain factors. Environmental Research Letters, 14(5), 055006.

Warne, C. P. K., McCann, K. S., Rooney, N., Cazelles, K., et Guzzo, M. M. (2020a). Geography and Morphology Affect the Ice Duration Dynamics of Northern Hemisphere Lakes Worldwide. Geophysical Research Letters, 47(12), e2020GL087953.

Warne, C. P. K., McCann, K. S., Rooney, N., Cazelles, K., et Guzzo, M. M. (2020b). Geography and morphology affect the ice duration dynamics of Northern Hemisphere lakes worldwide. Geophysical Research Letters, 47(12), e2020GL087953.

Watts, M., Maslowski, W., Lee, Y. J., Kinney, J. C., et Osinski, R. (2021). A spatial evaluation of Arctic sea ice and regional limitations in CMIP6 historical simulations. Journal of Climate, 34(15), 6399 à 6420.

Way, R. G., et Lapalme, C. M. (2021). Does tall vegetation warm or cool the ground surface? Constraining the ground thermal impacts of upright vegetation in northern environments. Environmental Research Letters, 16(5), 054077.

Way, R. G., Lewkowicz, A. G., et Zhang, Y. (2018). Characteristics and fate of isolated permafrost patches in coastal Labrador, Canada. The Cryosphere, 12(8), 2667 à 2688.

Way, R. G., Lewkowicz, A., Wang, Y., et McCarney, P. (2021). Permafrost investigations below the marine limit at Nain, Nunatsiavut, Canada. In Permafrost 2021 (pp. 38 à 48).

Webster, M. A., DuVivier, A. K., Holland, M. M., et Bailey, D. A. (2021). Snow on Arctic sea ice in a warming climate as simulated in CESM. Journal of Geophysical Research: Oceans, 126(1), e2020JC016308.

Wei, T., Yan, Q., Qi, W., Ding, M., et Wang, C. (2020). Projections of Arctic sea ice conditions and shipping routes in the twenty-first century using CMIP6 forcing scenarios. Environmental Research Letters, 15(10), 104079.

Weyhenmeyer, G. A., Obertegger, U., Rudebeck, H., Jakobsson, E., Jansen, J., Zdorovennova, G., Bansal, S., Block, B. D., Carey, C. C., Doubek, J. P., Dugan, H., Erina, O., Fedorova, I., Fischer, J. M., Grinberga, L., Grossart, H.-P., Kangur, K., Knoll, L. B., Laas, A., … Zdorovennov, R. (2022a). Towards critical white ice conditions in lakes under global warming. Nature Communications, 13(1), 4974.

Weyhenmeyer, G. A., Obertegger, U., Rudebeck, H., Jakobsson, E., Jansen, J., Zdorovennova, G., Bansal, S., Block, B. D., Carey, C. C., Doubek, J. P., Dugan, H., Erina, O., Fedorova, I., Fischer, J. M., Grinberga, L., Grossart, H.-P., Kangur, K., Knoll, L. B., Laas, A., … Zdorovennov, R. (2022b). Towards critical white ice conditions in lakes under global warming. Nature Communications, 13(1), Article 1.

WGMS. (2025). Fluctuations of Glaciers (FoG) Database (Version fog-2025-02b) [Dataset]. World Glacier Monitoring Service (WGMS).

Whitfield, P. H., Kraaijenbrink, P. D. A., Shook, K. R., et Pomeroy, J. W. (2021). The spatial extent of hydrological and landscape changes across the mountains and prairies of Canada in the Mackenzie and Nelson River basins based on data from a warm-season time window. Hydrology and Earth System Sciences, 25(5), 2513 à 2541.

Wieder, W. R., Kennedy, D., Lehner, F., Musselman, K. N., Rodgers, K. B., Rosenbloom, N., Simpson, I. R., et Yamaguchi, R. (2022). Pervasive alterations to snow-dominated ecosystem functions under climate change. Proceedings of the National Academy of Sciences, 119(30), e2202393119.

Wilcox, E. J., Keim, D., de Jong, T., Walker, B., Sonnentag, O., Sniderhan, A. E., Mann, P., et Marsh, P. (2019). Tundra shrub expansion may amplify permafrost thaw by advancing snowmelt timing. Arctic Science, 5(4), 202 à 217.

Williams, P. J., et Smith, M. W. (1989). The frozen earth: Fundamentals of geocryology. Cambridge University Press.

Williams, P. L., Burgess, D. O., Waterman, S., Roberts, M., Bertrand, E. M., et Bhatia, M. P. (2021). Nutrient and carbon export from a tidewater glacier to the coastal ocean in the Canadian Arctic Archipelago. Journal of Geophysical Research: Biogeosciences, 126(9), e2021JG006289.

Williamson, S. N., Copland, L., Thomson, L., et Burgess, D. (2020). Comparing simple albedo scaling methods for estimating Arctic glacier mass balance. Remote Sensing of Environment, 246, 111858.

Williamson, S. N., et Menounos, B. (2021). The influence of forest fire aerosol and air temperature on glacier albedo, western North America. Remote Sensing of Environment, 267, 112732.

Wilson, K. J., Arreak, A., Itulu, J., Ljubicic, G. J., et Bell, T. (2022). “When we’re on the ice, all we have is our Inuit Qaujimajatuqangit”: Mobilizing Inuit Knowledge as a sea ice safety adaptation strategy in Mittimatalik, Nunavut. Arctic, 74(4), Article 4. Scopus.

Woodgate, R. A., Weingartner, T., et Lindsay, R. (2010). The 2007 Bering Strait oceanic heat flux and anomalous Arctic sea‐ice retreat. Geophysical Research Letters, 37(1), 2009GL041621.

Woolway, R. I., Huang, L., Sharma, S., Lee, S.-S., Rodgers, K. B., et Timmermann, A. (2022a). Lake ice will be less safe for recreation and transportation under future warming. Earth’s Future, 10(10), e2022EF002907.

Woolway, R. I., Huang, L., Sharma, S., Lee, S.-S., Rodgers, K. B., et Timmermann, A. (2022b). Lake Ice Will Be Less Safe for Recreation and Transportation Under Future Warming. Earth’s Future, 10(10), e2022EF002907.

Wouters, B., Gardner, A. S., et Moholdt, G. (2019). Global glacier mass loss during the GRACE satellite mission (2002-2016). Frontiers in Earth Science, 7.

Wright, C. (2025, April 29). Resupplying the Canadian Arctic - A logistical nightmare: Commentary. ArcticToday.

Wrzesien, M. L., Durand, M. T., Pavelsky, T. M., Kapnick, S. B., Zhang, Y., Guo, J., et Shum, C. K. (2018). A New Estimate of North American Mountain Snow Accumulation From Regional Climate Model Simulations. Geophysical Research Letters, 45(3), 1423 à 1432.

Wychen, W. V., Burgess, D., Kochtitzky, W., Nikolic, N., Copland, L., et Gray, L. (2020). RADARSAT-2 derived glacier velocities and dynamic discharge estimates for the Canadian high Arctic: 2015 à 2020. Canadian Journal of Remote Sensing, 46(6), 695 à 714.

Yang, X., Pavelsky, T. M., et Allen, G. H. (2019). Global river ice dataset (Version V1) [Dataset]. Zenodo.

Yang, X., Pavelsky, T. M., et Allen, G. H. (2020). The past and future of global river ice. Nature, 577(7788), 69 à 73.

Yang, X.-Y., Wang, G., et Keenlyside, N. (2020). The Arctic sea ice extent change connected to Pacific decadal variability. The Cryosphere, 14(2), 693 à 708.

Ye, H., Jin, G., Zhang, H., Xiong, X., Li, J., et Wang, J. (2024). Lake ice thickness retrieval method with ICESat-2-assisted CyroSat-2 echo peak selection. Remote Sensing, 16(3), Article 3.

Young, J. M., Alvarez, A., van der Sluijs, J., Kokelj, S. V., Rudy, A., McPhee, A., Stoker, B. J., Margold, M., et Froese, D. (2022). Recent intensification (2004 à 2020) of permafrost mass-wasting in the central Mackenzie Valley Foothills is a legacy of past forest fire disturbances. Geophysical Research Letters, 49(24), e2022GL100559.

Zdanowicz, C., Smetny-Sowa, A., Fisher, D., Schaffer, N., Copland, L., Eley, J., et Dupont, F. (2012). Summer melt rates on Penny Ice Cap, Baffin Island: Past and recent trends and implications for regional climate. Journal of Geophysical Research: Earth Surface, 117(F2).

Zekollari, H., Huss, M., et Farinotti, D. (2020). On the imbalance and response time of glaciers in the European Alps. Geophysical Research Letters, 47(2), e2019GL085578.

Zekollari, H., Huss, M., Farinotti, D., et Lhermitte, S. (2022). Ice-dynamical glacier evolution modeling—A review. Reviews of Geophysics, 60(2), e2021RG000754.

Zekollari, H., Schuster, L., Maussion, F., Hock, R., Marzeion, B., Rounce, D. R., Compagno, L., Fujita, K., Huss, M., James, M., Kraaijenbrink, P. D. A., Lipscomb, W. H., Minallah, S., Oberrauch, M., Van Tricht, L., Champollion, N., Edwards, T., Farinotti, D., Immerzeel, W., … Sakai, A. (2025). Glacier preservation doubled by limiting warming to 1.5°C versus 2.7°C. Science, 388(6750), 979 à 983.

Zemp, M., Huss, M., Thibert, E., Eckert, N., McNabb, R., Huber, J., Barandun, M., Machguth, H., Nussbaumer, S. U., Gärtner-Roer, I., Thomson, L., Paul, F., Maussion, F., Kutuzov, S., et Cogley, J. G. (2019). Global glacier mass changes and their contributions to sea-level rise from 1961 to 2016. Nature, 568(7752), 382 à 386.

Zhang, F., Lei, R., Zhai, M., Pang, X., et Li, N. (2023). The impacts of anomalies in atmospheric circulations on Arctic sea ice outflow and sea ice conditions in the Barents and Greenland seas: Case study in 2020. The Cryosphere, 17(11), 4609 à 4628.

Zhang, M., Roghani, A., et Chenier, S. (2024). Winter road climate risk and vulnerability 2020-2024 research summary. Conseil national de recherches Canada.

Zhang, S., Gan, T. Y., et Bush, A. B. G. (2020). Variability of Arctic sea ice based on quantile regression and the teleconnection with large-scale climate patterns. American Meteorological Society, 4009 à 4025.

Zhang, T. (2005). Influence of the seasonal snow cover on the ground thermal regime: An overview. Reviews of Geophysics, 43(4).

Zhang, Y., Sherstiukov, A. B., Qian, B., Kokelj, S. V., et Lantz, T. C. (2018). Impacts of snow on soil temperature observed across the circumpolar north. Environmental Research Letters, 13(4), 044012.

Zhao, J., He, S., Fan, K., Wang, H., et Li, F. (2024). Projecting wintertime newly formed Arctic sea ice through weighting CMIP6 model performance and independence. Advances in Atmospheric Sciences.

Zhao, J., He, S., Wang, H., et Li, F. (2022). Constraining CMIP6 projections of an ice‐free Arctic using a weighting scheme. Earth’s Future, 10(10), e2022EF002708.

Zhong, X., Zhang, T., Kang, S., et Wang, J. (2022). Snow depth trends from CMIP6 models conflict with observational evidence. Journal of Climate, 35(4), 1293 à 1307.

Zhu, X., Lee, S.-Y., Wen, X., Wei, Z., Ji, Z., Zheng, Z., et Dong, W. (2021). Historical evolution and future trend of Northern Hemisphere snow cover in CMIP5 and CMIP6 models. Environmental Research Letters, 16(6), 065013.

Ziegler, J., Lantz, T. C., Overeem, T., Proverbs, T. A., Lord, S., Aklavik Hunters and Trappers Committee, Gwich’in Tribal Council Department of Culture and Heritage, et Inuvik Hunters and Trappers Committee. (2024). “All the rivers we used to travel by”: Indigenous knowledge of hydrological change and its impacts in the Mackenzie Delta Region, Canada. Regional Environmental Change, 24(2), 66.

Ziegler, J., Lantz, T., Newton, M., Kokelj, S., Lord, S., et Department Of Culture And Heritage, G. T. C. (2025). A novel approach to assess the cumulative impacts of thawing permafrost on aquatic systems using both Indigenous knowledge and western scientific knowledge. Canadian Journal of Fisheries and Aquatic Sciences.

Documents supplémentaires

Tableau supplémentaire S6.1 : Sources de données sur la température du pergélisol utilisées dans les figures 6.30 et 6.31.

La colonne 1 contient chaque région illustrée à la figure 6.30, pour laquelle une moyenne des données de site est calculée. La colonne 2 contient le nombre de sites par région et les années d’établissement de ces sites. Les sites établis avant 2000 sont présentés séparément des sites établis après 2000. Pour chaque site, des données sont disponibles de l’année d’établissement jusqu’à la période de 2021 à 2024, selon le site. La colonne 3 contient les références.

Référence du tableau supplémentaire S6.1

Allard, M., Sarrazin, D., et L’Hérault, E. (2024). Borehole and near-surface ground temperatures in northeastern Canada (Version 1.6.0, 1988-2023) [Dataset]. Nordicana.

Duchesne, C., Chartrand, J., et Smith, S. L. (2020). Report on 2018 field activities and collection of ground-thermal and active-layer data in the Mackenzie corridor, Northwest Territories. Ressources naturelles Canada.

Duchesne, C., Smith, S. L., Phillips, M. R., et Chartrand, J. (2024). Permafrost monitoring and assessment in Nunavut, Canada. In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.

Smith, S. L., Duchesne, C., et O’Neill, B. (2024). Long-term permafrost monitoring in northern Canada – what have we learned? In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.

Smith, S. L., Lewkowicz, A. G., Ednie, M., Duguay, M. A., et Bevington, A. R. (2015). Characterization of permafrost thermal state in the southern Yukon. Proceedings of the 68th Canadian Geotechnical Conference and 7th Canadian Conference on Permafrost. GEOQuébec 2015.

Smith, S. L., Roy, L.-P., Lewkowicz, A. G., et Chartrand, J. (2017). Ground thermal data collection along the Alaska Highway corridor (KP1559-1895), Yukon, summer 2016. Ressources naturelles Canada.

Wang, Y., Way, R. G., Lewkowicz, A. G., et Beer, J. (2024). Ground temperature records from a peatland permafrost borehole monitoring network in coastal Labrador (Version 1.0, 2014-2023) [Dataset]. Nordicana.

Wang, Y., Way, R., Lewkowicz, A., Tutton, R., Beer, J., Colyn, V., et Forget, A. (2024). Assessing recent thaw and subsidence of peatland permafrost in coastal Labrador, northeastern Canada. In R. Beddoe et K. Karunaratne (Eds.), Proceedings of the 12th International Conference on Permafrost. International Permafrost Association.