Chapitre 7 : Changements dans les océans

Résumé en langage clair^{Footnote 1}

Le résumé en langage clair présente les conclusions du chapitre formulées sans les termes du langage calibré pour exprimer l’incertitude, et utilise une formulation qui peut différer légèrement de celle des messages clés du chapitre. Les messages clés du chapitre se trouvent au début de chaque section du corps du chapitre et comprennent l’évaluation faite par les auteurs du degré de certitude des conclusions au moyen des termes du langage calibré pour exprimer l’incertitude, qui sont expliqués en détail au chapitre 1 du présent rapport et dans les notes de bas de page du présent chapitre.

Les changements climatiques ont des répercussions sur les océans qui entourent le Canada, modifiant leur température et leur salinité, ainsi que les liens entre les eaux peu profondes et les eaux profondes. Les changements observés montrent que la surface de la mer se réchauffe depuis le milieu du XXe siècle, les changements les plus importants se produisant en été dans le sud du Canada atlantique et dans tout l’est du Canada, y compris la baie d’Hudson. Ce réchauffement devrait se poursuivre, mais à un rythme plus rapide dans les scénarios d’émissions élevées et très élevées (SSP3-7.0 et SSP5-8.5 [trajectoires communes d’évolution socio-économique]). De nouvelles analyses réalisées depuis la première édition du RCCC (RCCC de 2019) montrent que la plus forte augmentation annuelle moyenne du réchauffement des océans devrait être enregistrée dans les eaux qui entourent le Canada atlantique et la Colombie-Britannique, tandis que la baie d’Hudson et la mer de Beaufort devraient connaître les plus fortes augmentations en été. La hausse des températures océaniques a entraîné des vagues de chaleur marines plus fréquentes et plus intenses, une tendance qui devrait se poursuivre avec le réchauffement futur des océans. De nouvelles publications scientifiques nous ont permis d’évaluer de manière fiable les vagues de chaleur marines dans le présent rapport, ce qui n’était pas possible dans le RCCC de 2019. Les eaux de surface de l’océan sont devenues plus douces au large des côtes de la Colombie-Britannique et du sud du Canada atlantique depuis le milieu du siècle. En revanche, les eaux profondes du golfe du Saint-Laurent sont devenues plus salées en raison de la présence croissante d’eaux subtropicales. On s’attend à ce que ces tendances en matière de salinité se poursuivent tout au long du XXIe siècle. Le réchauffement et la dessalure de la surface de la mer autour du Canada causés par les changements climatiques ont généralement entraîné une stratification accrue de la couche supérieure de l’océan. Cette stratification accrue peut réduire le transport vertical de chaleur, de carbone, d’oxygène et de nutriments entre la surface et les profondeurs de l’océan, qui sont essentiels à l’écosystème marin.

L’élévation du niveau mondial de la mer (environ 20 cm depuis 1900) a des répercussions sur les côtes canadiennes, et son rythme s’est accéléré au cours des trois dernières décennies en raison de la fonte des glaciers et des inlandsis. À certains endroits précis le long des côtes canadiennes, le niveau de la mer a augmenté ou diminué, selon que le mouvement vertical local du sol s’ajoute ou se soustrait à l’élévation du niveau mondial de la mer. Au cours du siècle dernier, l’élévation locale de la mer a augmenté dans le Canada atlantique à un rythme de plus de 30 cm par siècle à Halifax, tandis qu’elle a augmenté à un rythme faible en Colombie-Britannique. Cependant, à Churchill, une ville du Manitoba située dans la baie d’Hudson, le niveau local de la mer a en fait baissé de près de 100 cm par siècle, en raison d’un soulèvement terrestre important et continu depuis la dernière glaciation continentale. À l’échelle mondiale, selon les prévisions, le niveau de la mer au XXIe siècle devrait s’élever de plusieurs dizaines de centimètres, mais il est improbable qu’il dépasse un mètre. Au cours du siècle à venir, le niveau local de la mer devrait s’élever plus rapidement que la moyenne mondiale dans certaines régions du Canada atlantique et de l’ouest de l’Arctique, en raison de l’affaissement du sol.

Dans l’Arctique, les hauteurs moyennes et extrêmes des vagues devraient augmenter à mesure que la saison sans glace s’allonge. En revanche, dans les régions sans glace du Canada atlantique, les hauteurs moyennes des vagues devraient diminuer. Dans les endroits où le niveau relatif de la mer a augmenté le long des côtes canadiennes, la fréquence et l’ampleur des événements extrêmes liés à des niveaux d’eau élevés ont augmenté, entraînant davantage d’inondations côtières; ces tendances devraient se poursuivre en raison de l’élévation accrue du niveau de la mer dans de nombreuses régions du Canada.

L’océan absorbe rapidement le dioxyde de carbone présent dans l’atmosphère et a la capacité de stocker de grandes quantités de carbone. Cependant, cette absorption entraîne une acidification des océans, et on observe désormais des niveaux d’acidité plus élevés dans tous les océans qui entourent le Canada. Sous la surface, les niveaux d’oxygène dissous ont diminué au cours des dernières décennies, dans un processus appelé désoxygénation, qui a été observé dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent, le plateau continental de l’Atlantique, ainsi que dans les fjords, les plateaux continentaux et les eaux extracôtières du Pacifique. Des épisodes d’oxygénation extrêmement faible et d’acidité élevée ont également été détectés dans ces régions. Cependant, les causes de la désoxygénation varient selon les régions et font l’objet de recherches scientifiques actives. Selon les projections, au cours du siècle à venir, les océans continueront à absorber l’excès de carbone et à s’acidifier à mesure que le dioxyde de carbone atmosphérique continuera d’augmenter. Sous la surface, on s’attend également à une diminution de l’oxygène, mais avec moins de certitude et une plus grande variation spatiale. L’acidification et la désoxygénation devraient toucher principalement les océans Pacifique et Arctique et les estuaires, car les eaux y sont déjà naturellement plus élevées en acide et plus faibles en oxygène.

7.1 : Introduction

L’océan est un élément clé du système climatique terrestre et joue un rôle crucial dans le régime climatique et météorologique mondial, la régulation de la température et la séquestration du carbone. Il est essentiel de comprendre les interactions entre l’océan et les autres composantes du système Terre pour appréhender la dynamique climatique et relever les défis posés par les changements climatiques. Les vastes étendues océaniques qui entourent le Canada posent également des défis logistiques de taille pour la surveillance du climat, en particulier dans les régions reculées de l’Arctique.

L’océan agit comme un immense réservoir de chaleur, absorbant et stockant d’énormes quantités d’énergie thermique. Il possède également une inertie thermique supérieure à celle des masses terrestres, ce qui signifie qu’il absorbe et libère la chaleur plus lentement. Les couches supérieures de l’océan jouent un rôle essentiel dans la modération des températures atmosphériques mondiales, absorbant la majeure partie de la chaleur croissante du système Terre. Il est quasiment certain ^{Footnote 2} que la couche supérieure de l’océan (c’est-à-dire les profondeurs comprises entre 0 et 700 m) s’est réchauffée depuis les années 1970 ( figure 7.1 ) et il est extrêmement probable que l’influence humaine en soit le principal facteur, selon le résumé à l’intention des décideurs (RID) du Groupe de travail 1 (GT1) au sixième rapport d’évaluation (RE6) du Groupe d’experts intergouvernemental sur l’évolution du climat (GIEC) (GT1 au RE6 du GIEC) (RID du GT1 au RE6 du GIEC, A.1.6) (GIEC, 2021). Le réchauffement des océans a représenté 91 % du réchauffement du système climatique entre 1971 et 2018, tandis que le réchauffement des terres, la perte de glace et le réchauffement atmosphérique ont représenté respectivement environ 5 %, 3 % et 1 % (degré de confiance élevé)(RID du GT1 au RE6 du GIEC, A.4.2) (GIEC, 2021). Il est probable que le niveau de réchauffement des océans observé depuis 1971 soit au moins doublé d’ici 2100 dans un scénario à faibles émissions (SSP1-2.6; voir le chapitre 3, section 3.3.1, pour plus d’informations sur les scénarios de trajectoires communes d’évolution socio-économique [SPP]) et quadruplé, voire octuplé, dans le cadre d’un scénario à émissions très élevées (SSP5-8.5) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). Les changements à long terme de la température des océans qui entourent le Canada varient d’une région à l’autre en raison de la nature complexe du mélange et de la circulation océaniques, ainsi que de la variabilité climatique interne à l’échelle régionale (section 7.2).

Faits saillants de la figure : Au cours des sept dernières décennies, la chaleur s’est accumulée dans la partie supérieure des océans.

Titre de la figure : Contenu thermique des océans (dans les 700 premiers mètres des océans mondiaux)

Figure 7.1 : Anomalie du contenu thermique^{Footnote 3} (en 1022 joules) dans les 700 premiers mètres des océans mondiaux, par rapport à la moyenne de 1995 à 2014 (période de référence pour la phase 6 du projet d’intercomparaison de modèles couplés [CMIP6]^{Footnote 4} ). Les barres bleues indiquent un contenu thermique moyen inférieur à la situation de départ, et les barres rouges, un contenu thermique moyen supérieur à la situation de départ. La chaleur océanique mondiale est restée constamment supérieure à la moyenne de référence depuis le début des années 2000. Adapté de : NOAA Climate.gov (Lindsey et Dahlman, 2025).

Dans la grande majorité des océans du globe, la couche supérieure s’est réchauffée et, aux latitudes élevées, la salinité a diminué (degré de confiance très élevé) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). En conséquence, depuis au moins les années 1970, la couche supérieure de l’océan est devenue plus stratifiée. En d’autres termes, les couches océaniques sont devenues plus stables et moins susceptibles de se mélanger, en raison d’une augmentation plus importante de la densité de l’eau avec la profondeur. Les changements dans la stratification océanique affectent l’échange vertical des eaux de surface et donc le transport vertical de la chaleur, du carbone, de l’oxygène et des nutriments et, à plus grande échelle, la circulation océanique elle-même (pour plus de détails, voir l’encadré 7.4 dans le RCCC de 2019) (Greenan et al., 2019). Nous examinerons les changements passés et futurs de la salinité et de la stratification de la surface de la mer dans les océans qui entourent le Canada à la section 7.3.

Les courants océaniques, formés principalement par le vent qui souffle à la surface de l’océan et par les différences spatiales de température, de salinité et de pression de l’eau de mer, jouent un rôle clé dans la redistribution de la chaleur autour de la planète. Les grands courants, tels que le Gulf Stream dans l’Atlantique Nord et le courant Kuroshio dans le Pacifique Nord, transportent l’eau chaude des tropiques vers les latitudes élevées. Ce transfert de chaleur a un effet profond sur les climats régionaux, influençant la température et la situation météorologique le long des côtes canadiennes. Les changements dans les courants océaniques peuvent entraîner des modifications de la circulation atmosphérique, ce qui affecte la variabilité du climat à l’échelle mondiale (chapitre 4, section 4.7). Les courants océaniques relient également entre elles les eaux qui entourent le Canada (figure 7.2 ), en transportant les eaux du Pacifique vers l’océan Arctique via le détroit de Béring et entre l’océan Atlantique et l’océan Arctique via les détroits de Davis et de Fram (Pêches et Océans Canada, 2025d). Ces connexions interocéaniques entraînent des échanges de chaleur, d’eau douce (section 7.3), de carbone et de nutriments entre les trois océans du Canada. Les principaux courants côtiers et de bordure du plateau continental (dans les eaux au-dessus du plateau continental et le long de sa bordure, respectivement) autour du Canada comprennent les courants du Labrador, de l’Alaska et de Californie. La variabilité climatique interne influence considérablement ces courants régionaux, et il est donc difficile de déduire le rôle du changement climatique anthropique dans ces systèmes dynamiques. Pour plus d’informations sur la circulation océanique dans les eaux entourant le Canada, voir la section 7.1 et l’encadré 7.2 du RCCC de 2019 .

Faits saillants de la figure : La circulation océanique relie les eaux des océans Pacifique, Arctique et Atlantique adjacentes au Canada.

Titre de la figure : Circulation océanique autour du Canada

Figure 7.2  : Carte montrant la circulation des couches supérieures des océans, illustrant les connexions entre les océans Pacifique, Arctique et Atlantique. Les lignes bleues continues avec des flèches représentent les principaux courants et indiquent la direction normale du flux. Les zones ombrées représentent la zone économique exclusive du Canada dans les océans Pacifique, Arctique et Atlantique. Adapté de : Canada’s Oceans Now 2020 (Pêches et Océans Canada, 2020a).

Au cours de la période de plus de cinq décennies qui a débuté en 1971, l’élévation moyenne du niveau moyen mondial de la mer s’est accélérée en raison du réchauffement anthropique du système Terre (figure 7.3 ). Ce phénomène est dû à l’expansion thermique (c’est-à-dire l’augmentation du volume d’eau lorsque la température augmente) résultant du réchauffement des océans (contribution de 50 %), à la perte de glace des glaciers (22 %) et des inlandsis (20 %), et aux changements dans le stockage de l’eau terrestre (stockage de l’eau sur terre par les barrages, l’extraction des eaux souterraines, etc.) (8 %) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, tableau 9.5) (Fox-Kemper et al., 2021). Plus récemment, la fonte des glaciers et des inlandsis s’est accélérée; ces processus ont été les principaux facteurs de l’élévation du niveau moyen mondial de la mer entre 2006 et 2018 (degré de confiance élevé)(RID du GT1 au RE6 du GIEC, A.4.3) (GIEC, 2021). Il est quasiment certain que l’élévation du niveau moyen mondial de la mer continuera de s’accentuer tout au long du XXIe siècle (RID du GT1 au RE6 du GIEC, B.5.3) (GIEC, 2021). Les rythmes régionaux de changement du niveau de la mer peuvent être très différents du rythme d’élévation moyenne mondiale en raison de la dynamique océanique et des effets gravitationnels. Le niveau relatif de la mer sur le littoral est influencé par les mouvements verticaux du sol (relèvement et affaissement de la croûte terrestre), qui varient également à travers le Canada (section 7.4). Il est essentiel de comprendre ces processus pour évaluer les impacts des changements climatiques, en particulier dans les régions côtières vulnérables.

Faits saillants de la figure : Le rythme du changement du niveau mondial de la mer s’est accéléré au cours des cinquante dernières années.

Titre de la figure : Variation moyenne du niveau mondial de la mer

Figure 7.3  : Changement du niveau moyen mondial de la mer (en mm) en utilisant la moyenne de 1995 à 2014 comme situation de départ. Les mesures en bleu sont basées sur les observations des marégraphes de 1900 à 2010, et les mesures en rouge sont basées sur les données satellitaires de 1993 à 2024, avec l’application de l’ajustement isostatique glaciaire. Le rythme moyen d’élévation du niveau mondial de la mer était de 1,3 mm (0,6 mm–2,1 mm) par an entre 1901 et 1971, passant à 1,9 mm (0,8 mm–2,9 mm) par an entre 1971 et 2006, puis à 3,7 mm (3,2 mm–4,2 mm) par an entre 2006 et 2018. Source : Figure 2.28 dans Gulev et al. (2021) et le Goddard Space Flight Center de la NASA, dans NASA (2025).

Le littoral canadien est vaste (environ 230 000 km de long), et plus de la moitié borde l’océan Arctique. Dans les parties du littoral où le niveau de la mer s’élève, les inondations et l’érosion côtières ont augmenté, même sans augmentation du nombre de tempêtes. Ce phénomène est exacerbé dans les endroits où la glace de mer saisonnière a diminué en raison du réchauffement du système climatique (chapitre 6, section 6.3). On s’attend à une augmentation de ces phénomènes, ainsi que des impacts physiques qui y sont associés, dans des régions comme l’Arctique, où la glace de mer diminue en été et où la saison des eaux libres s’étend davantage au printemps et à l’automne (section 7.5). Néanmoins, la détection et l’attribution de l’influence humaine sur les changements climatiques liés aux ondes de tempête et aux vagues restent un défi (Ceres et al., 2017). Ensemble, l’élévation du niveau de la mer sur les côtes, les ondes de tempête et les vagues provoquent une augmentation des événements extrêmes liés au niveau de la mer sur de nombreuses portions du littoral canadien, et cette tendance se poursuivra, selon les prévisions, quel que soit le scénario d’émissions (section 7.6).

En plus de stocker la majeure partie de la chaleur du système Terre, l’océan stocke d’énormes quantités de carbone. Face à l’augmentation des niveaux de dioxyde de carbone (CO₂) dans l’atmosphère, l’océan a réagi en absorbant 25 % des émissions anthropiques de CO₂. Cette absorption contribue à atténuer le réchauffement et d’autres effets des émissions anthropiques de carbone en ralentissant le rythme d’augmentation des niveaux de CO₂ dans l’atmosphère. La capacité de l’océan à absorber et à stocker le carbone revêt une grande importance pour les efforts mondiaux visant à évaluer les changements climatiques. Cependant, cette absorption entraîne également l’acidification des océans, ce qui constitue une préoccupation majeure pour les écosystèmes marins, car elle rend plus difficiles la formation et le maintien des squelettes et des coquilles des organismes marins. Il est quasiment certain que les émissions anthropiques de CO₂ sont le principal facteur de l’acidification actuelle de la couche supérieure des océans (RID du GT1 au RE6 du GIEC, A.1.6) (GIEC, 2021). Parallèlement, les changements climatiques modifient les niveaux d’oxygène dans les océans, ce qui pourrait avoir de lourdes conséquences pour les écosystèmes marins et les services que les océans fournissent à l’humanité. Il existe un degré de confiance élevé que les niveaux d’oxygène ont diminué dans la couche supérieure des océans à l’échelle mondiale depuis le milieu du siècle, et un degré de confiance moyen que l’influence humaine a été un facteur contributif (RID du GT1 au RE6 du GIEC, A.1.6) (GIEC, 2021). La surveillance du carbone et de l’oxygène dans les océans qui entourent le Canada est beaucoup plus limitée que celle de la température, mais il existe des preuves solides de changements à long terme (section 7.7).

En résumé, ce chapitre décrit les changements physiques et chimiques survenus dans les océans qui entourent le Canada au cours des décennies et au-delà, ainsi que les changements dans les événements extrêmes liés aux océans causés par les changements climatiques. Nous présentons les changements passés et futurs, en nous concentrant à la fois sur les zones situées dans la zone économique exclusive (ZEE) du Canada et les zones adjacentes surveillées par le Canada, qui sont collectivement appelées « les océans qui entourent le Canada ». Un guide visuel de ce chapitre et des liens entre les chapitres est fourni (figure 7.4 ) pour aider à parcourir le rapport.

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 7 et des principaux liens entre les chapitres.

Figure 7. 4  : Guide visuel du contenu du chapitre 7 et des liens entre les chapitres

7.2 : Températures océaniques

Message clé 7.1 : Les températures océaniques autour du Canada ont augmenté pendant les périodes sans glace depuis le milieu du XXe siècle (degré de confiance élevé). Cette augmentation correspond au réchauffement observé dans la couche supérieure des océans à l’échelle mondiale, et il est extrêmement probable que l’influence humaine en soit le principal facteur. La plus forte augmentation des températures moyennes annuelles à la surface de la mer a été observée près de la côte sud du Canada atlantique (degré de confiance élevé). Sur une base saisonnière, le réchauffement le plus important s’est produit en été et s’étend à l’ensemble de l’océan bordant l’est du Canada, y compris la baie d’Hudson (degré de confiance élevé).

Message clé 7.2 : Selon les projections, on s’attend à un réchauffement continu des océans qui entourent le Canada, dont l’ampleur augmentera avec la hausse des émissions de gaz à effet de serre (degré de confiance élevé). On s’attend également à ce que l’augmentation des températures moyennes annuelles de la mer soit plus importante dans les eaux adjacentes au Canada atlantique et à la Colombie-Britannique que dans l’Arctique (degré de confiance moyen). Pendant la période estivale, on s’attend à ce que les températures de surface de la mer augmentent le plus dans la mer de Beaufort et la baie d’Hudson, en partie en raison du déclin de la couverture saisonnière de glace de mer dans ces régions (degré de confiance moyen).

Message clé 7.3 : On s’attend à des vagues de chaleur marines plus fréquentes et plus intenses dans les océans Pacifique et Atlantique autour du Canada depuis les années 1980, et cette tendance devrait continuer de s’accroître dans tous les océans, y compris l’Arctique, en raison des changements climatiques causés par l’être humain (degré de confiance élevé).

L’accumulation d’énergie thermique dans le système Terre s’est imposée comme une mesure fiable du rythme des changements climatiques mondiaux à l’échelle de plusieurs années, voire décennies. Cette accumulation de chaleur est quantifiée à partir d’observations de la fonte des glaces, ainsi que du réchauffement des océans, de l’atmosphère et du sol. Les changements à l’échelle mondiale en matière de réchauffement des océans peuvent être résumés comme suit (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021) :

Il est quasiment certain que l’océan mondial s’est réchauffé depuis au moins 1971, représentant environ 90 % de l’augmentation de l’inventaire énergétique global (section RT.3.1). L’océan se réchauffe plus vite aujourd’hui qu’à n’importe quel autre moment depuis au moins la dernière déglaciation (degré de confiance moyen), la hausse de température allant bien au-delà de 2 000 m de profondeur(degré de confiance très élevé). Il est extrêmement probable que l’influence humaine est le principal facteur de ce réchauffement récent des eaux océaniques. Le réchauffement de l’océan se poursuivra pendant le XXIe siècle (quasiment certain) et probablement jusqu’en 2300 au moins, même dans le cas de scénarios de faibles émissions de CO₂. La tendance est irréversible sur des siècles à des millénaires (degré de confiance moyen)mais, à partir du milieu du XXIe siècle environ, l’ampleur du réchauffement dépend du scénario (degré de confiance moyen). Le réchauffement ne sera pas uniforme sur le globe. » – Résumé technique (RT) du GT1 au RE6 du GIEC.

La chaleur contenue dans les océans mondiaux a augmenté dans toute la colonne d’eau depuis 1960, avec respectivement 40 %, 24 %, 28 % et 8 % de la chaleur accumulée dans les couches situées entre 0 et 300 m, entre 300 et 700 m, entre 700 et 2 000 m et en dessous de 2 000 m (Cheng et al., 2024). En raison de l’inertie thermique importante de l’océan (il absorbe et libère la chaleur lentement), on s’attend à ce que les profondeurs océaniques continuent de se réchauffer pendant au moins plusieurs centaines d’années, même si les émissions de gaz à effet de serre (GES) sont considérablement réduites. Ainsi, les conséquences du réchauffement des océans, telles que leur contribution à l’élévation du niveau de la mer, devraient devenir encore plus sévères dans les années à venir.

Depuis le début du XXe siècle, la température moyenne mondiale de surface de la mer (TSM) a augmenté de 0,88 °C (0,68 °C–1,01 °C), ^{Footnote 5} et il est quasiment certain qu’elle continuera à augmenter tout au long du XXIe siècle, exacerbant les aléas pour les écosystèmes marins (degré de confiance moyen) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). Depuis les années 1980, la fréquence des vagues de chaleur marines a pratiquement doublé (degré de confiance élevé)et celles-ci sont devenues plus intenses et plus longues (degré de confiance moyen)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). La plupart des vagues de chaleur marines observées à l’échelle mondiale entre 2006 et 2015 ont été attribuées au réchauffement anthropique (très probable) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). SI le réchauffement planétaire se poursuit, la fréquence des vagues de chaleur marines continuera d’augmenter (degré de confiance élevé), en particulier dans les océans tropicaux et l’Arctique (degré de confiance moyen) (RID du GT1 au RE6 du GIEC, B.2.3) (GIEC, 2021).

Dans cette section, nous présenterons les changements observés dans les valeurs de la température de surface de la mer (TSM), ainsi que dans les températures sous la surface (subsurface), dans les océans qui entourent le Canada. Les données sur les températures de subsurface sont beaucoup plus limitées que celles sur la TSM, qui sont devenues plus largement disponibles au début des années 1980 avec l’avènement des mesures satellitaires de la TSM. Par conséquent, les changements observés dans les températures de subsurface ne seront présentés que pour les endroits disposant de longues séries chronologiques de données. Les TSM sont influencées par les modes de variabilité climatique interne, tels que l’oscillation multidécennale de l’Atlantique, l’oscillation nord-atlantique, l’oscillation décennale du Pacifique et El Niño-oscillation australe. Ces modes de variabilité sous-tendent généralement des schémas à grande échelle dans la circulation atmosphérique ou océanique, qui entraînent des changements dans les vents de surface au-dessus de l’océan, ainsi que dans les transferts de chaleur à l’interface air-mer (voir le chapitre 4 pour plus d’informations sur la variabilité du climat à grande échelle).

Nous présenterons également les changements projetés dans les valeurs de la température de surface de la mer (TSM) et les températures sous la surface et au fond de l’eau. La bathymétrie complexe (topographie du fond marin) des plateaux continentaux autour du Canada pose un défi pour l’utilisation de modèles globaux du système Terre à faible résolution et limite la fiabilité des projections de la température sous la surface et au fond de l’eau pour ces régions océaniques moins profondes. La mise à l’échelle régionale, qui fournit des projections à haute résolution (voir la première édition du RCCC (RCCC de 2019, section 3.5) (Flato et al., 2019), améliore notre connaissance de l’impact des changements climatiques sur les températures sous la surface et au fond des océans qui entourent le Canada; cependant, il faut de toute urgence réaliser des progrès supplémentaires dans ce domaine de recherche.

7.2.1 : Changements passés

Les observations de la température océanique présentées ici proviennent de deux sources principales : premièrement, les programmes de surveillance océanique à long terme gérés par Pêches et Océans Canada (MPO) et, deuxièmement, le produit de données mondiales Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature (HadISST). Les données du MPO comprennent des registres des températures à la surface de la mer et sous la surface dans les eaux entourant le Canada. HadISST est un produit de données largement utilisé qui compile les registres historiques des valeurs de la température de surface de la mer et des concentrations de glace de mer provenant de diverses sources, notamment des navires, des bouées et des satellites (Rayner et al., 2003). HadISST utilise ensuite ces observations en combinaison avec des méthodes statistiques pour créer un produit de données maillées (voir le chapitre 2, section 2.3.3, pour une explication détaillée du processus de maillage). Les zones de l’océan mondial couvertes par de la glace de mer saisonnière ou permanente se voient attribuer une valeur par défaut de -1,8 °C (la température approximative de congélation de l’eau de mer) aux fins du calcul des valeurs de la TSM. Bien que l’ensemble de données HadISST couvre la période allant de 1870 à nos jours, cette section se concentre sur les données disponibles à partir des années 1950, lorsque la quantité de données de température recueillies et la zone géographique couverte ont considérablement augmenté.

Afin de fournir un contexte plus large pour les valeurs de la TSM dans les océans qui entourent le Canada, les anomalies mondiales (écarts par rapport aux conditions moyennes) sont présentées à la figure 7.5, de concert avec les anomalies dans les bassins de l’Atlantique Nord et du Pacifique Nord (Z. Wang et al., 2025). Comme l’illustre cette figure, les valeurs de la TSM ont varié davantage d’une année à l’autre (variabilité interannuelle) et d’une décennie à l’autre (variabilité décennale) dans les deux bassins océaniques que dans l’ensemble des océans mondiaux. Cette constatation indique que la TSM présente une variabilité spatiale considérable. Les valeurs moyennes mondiales de la TSM ont commencé à augmenter plus rapidement après les années 1960, à l’exception d’une pause d’environ une décennie au début des années 2000, pendant laquelle les valeurs sont restées stables. Contrairement à ces tendances mondiales, les données sur la TSM de l’Atlantique Nord et du Pacifique Nord ont montré des schémas différents à l’échelle décennale (figure 7.5 ). Dans l’Atlantique Nord, une tendance au refroidissement a commencé dans les années 1950 et s’est poursuivie jusqu’au début des années 1970, avant qu’une forte tendance au réchauffement ne s’installe, qui se poursuit encore aujourd’hui. Dans le Pacifique Nord, une tendance similaire au refroidissement a commencé plus tard, soit au milieu des années 1960, puis s’est poursuivie jusqu’au milieu des années 1970, après quoi une tendance au réchauffement s’est amorcée. Cette variabilité interannuelle et décennale entre les deux régions était supérieure à la variabilité des valeurs mondiales. Ces variations plus importantes illustrent le concept selon lequel la variabilité interne est plus faible lorsque l’on fait la moyenne des résultats pour de grandes zones, la variabilité interne augmentant à mesure que l’on passe de l’échelle mondiale à l’échelle régionale et locale (Hawkins et Sutton, 2009).

Faits saillants de la figure : Les températures de surface de la mer ont augmenté dans les océans Atlantique Nord et Pacifique Nord, ainsi que dans l’océan Indien, depuis les années 1970.

Titre de la figure : Anomalies de la température de surface de la mer

Figure 7.5  : Anomalie de la température de surface de la mer (TSM) (en °C) dérivée du produit de données Hadley Centre Sea Ice and Sea Surface Temperature (HadISST), pour l’océan mondial (60° N à 60° S) (en noir), l’Atlantique Nord (30° N à 60° N) (en rouge) et le Pacifique Nord (30° N à 60° N) (en bleu). Les écarts par rapport à la moyenne de 1951 à 1980 ont été choisis, car des données historiques sont disponibles pour la majeure partie de cette période. Source : HadISST, dans Rayner et al. (2003).

Le MPO dispose de deux programmes de surveillance à long terme sur la côte ouest du Canada qui fournissent des données continues sur la température de l’océan. Le programme océanographique des stations côtières de la Colombie-Britannique (Pêches et Océans Canada, 2025c) recueille des données dans les phares et autres stations représentatives des eaux du plateau continental proches de la surface et dispose de séries chronologiques remontant à 1914 (Boldt et al., 2024). Le programme de la Ligne P (Pêches et Océans Canada, 2024) (voir la figure 7.2 dans le RCCC de 2019) (Greenan et al., 2019) assure une surveillance des profondeurs océaniques depuis 1956, des eaux côtières jusqu’aux zones plus au large, à l’ancienne station météorologique océanique Papa (également connue sous le nom de station P) (Cummins et Ross, 2020). La variabilité des valeurs de la TSM dans les eaux côtières du Pacifique canadien est fortement influencée par les processus climatiques à grande échelle, ainsi que par le forçage éolien local (Cummins et Masson, 2014). D’après les données composites des phares, on observe une tendance à la hausse à long terme des valeurs de la TSM, qui ont augmenté à un rythme de 0,9 °C (de 0,5 à 1,2 °C) par siècle (figure 7.6). À la station Papa, située à environ 1 400 km au large (50° N 145° O), la tendance près de la surface pour la période allant de 1956 à 2018 a été une augmentation de 1,9 °C (de 0,9 à 2,9 °C) par siècle, tandis que la tendance pour la période allant de 1956 à 2013, qui exclut la vague de chaleur marine de 2013 à 2016 (appelée le « Blob »), est nettement plus faible, avec une augmentation de 1,0 °C (de -0,1 °C à 2,1 °C) par siècle, et ressemble davantage à la tendance des données du phare (Cummins et Ross, 2020). La récente apparition du phénomène du Blob rend plus difficile l’établissement de conclusions sur les tendances à long terme de la température dans la couche supérieure de l’océan à la station Papa.

Faits saillants de la figure : Les températures de surface de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique ont augmenté au cours des huit dernières décennies, tout en présentant une forte variabilité décennale.

Titre de la figure : Anomalies de la température de surface de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique

Figure 7.6 : a) Anomalie annuelle de la température de surface de la mer (TSM) (en °C) le long de la côte de la Colombie-Britannique, d’après une compilation d’observations provenant des stations de phares de la Colombie-Britannique; b) carte présentant l’emplacement de ces stations de phare. Dans le graphique a), les barres verticales représentent les anomalies moyennes pour tous les endroits, les barres rouges indiquant les températures supérieures à la moyenne de référence (de 1951 à 1980) et les barres bleues, les températures inférieures à la moyenne de référence. La zone ombrée en gris représente l’intervalle de confiance à 95 % pour la courbe de tendance (ligne noire, 0,9 °C par siècle). La tendance est significative au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Source : Pêches et Océans Canada (2020b); figure sur l’anomalie de la TSM adaptée de Boldt et al. (2023; 2024).

Le Programme de monitorage de la zone atlantique (Pêches et Océans Canada, 2025a) et le Programme de monitorage de la zone atlantique au large du plateau continental (Pêches et Océans Canada, 2025b) du MPO assurent la surveillance à long terme des eaux au large de la côte est du Canada. Ces programmes consistent principalement en des relevés maritimes répétés des eaux situées au-dessus des plateaux et des talus continentaux du Canada atlantique, ainsi que dans les eaux profondes de la mer du Labrador. Le plateau néo-écossais, un plateau continental relativement peu profond (moins de 300 m) qui s’étend sur environ 200 km au sud de la Nouvelle-Écosse et qui abrite une pêche lucrative au homard de l’Atlantique, est un exemple de région couverte par le Programme de monitorage de la zone atlantique. Sur le plateau néo-écossais, la température de surface de la mer a augmenté à un rythme de 1,8 °C (1,0 °C–2,6 °C) par siècle, et cette région a connu des conditions inhabituellement chaudes au cours des deux dernières décennies (figure 7.7). La région subit des variations décennales naturelles dues à la forte influence de la dynamique océanique et atmosphérique, qui contrôle la quantité d’eau froide du nord s’écoulant vers le sud depuis le plateau du Labrador vers le plateau néo-écossais (Brickman et al., 2018). D’autres régions océaniques du Canada atlantique, telles que le golfe du Saint-Laurent et les plateaux de Terre-Neuve et du Labrador, connaissent également une tendance à la hausse des TSM (Cyr et al., 2024; Galbraith et al., 2024).

Faits saillants de la figure : Les températures de surface de la mer sur le plateau néo-écossais ont augmenté au cours des sept dernières décennies, tout en présentant une forte variabilité décennale.

Titre de la figure : Anomalies de la température de surface de la mer sur le plateau néo-écossais

Figure 7.7 : a) Anomalie annuelle de la température de surface de la mer (TSM) (en °C), d’après les observations in situ sur le plateau néo-écossais; b) carte indiquant l’emplacement du plateau néo-écossais par rapport au chenal Laurentien, au chenal Nord-Est et au talus néo-écossais. Dans le graphique a), les barres verticales représentent les anomalies moyennes pour tous les endroits, les barres rouges indiquant les températures supérieures à la moyenne de référence (de 1951 à 1980), et les barres bleues, les températures inférieures à cette moyenne. La zone ombrée en gris représente l’intervalle de confiance à 95 % pour l’ajustement linéaire. La tendance de 1,8 °C par siècle (ligne noire) est significative au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Hebert et al. (2024).

Les valeurs de la température de surface de la mer (TSM) dans 10 régions océaniques bordant le Canada, obtenues à partir de l’ensemble de données HadISST et moyennées sur la période s’étendant de 2012 à 2022, ont montré une augmentation par rapport à la période de référence de 30 ans (de 1951 à 1980) (figure 7.8) (Z. Wang et al., 2025). Les augmentations enregistrées en été (juillet-septembre; 0,8 °C–2,6 °C) ont dépassé les augmentations de la moyenne annuelle (de 0,4 °C–1,9 °C). L’analyse s’est limitée aux plateaux continentaux de l’Atlantique et du Pacifique au large du Canada, mais a inclus la totalité de la baie d’Hudson et de la baie de Baffin, ainsi que la partie saisonnièrement libre de glace du sud de la mer de Beaufort. Les changements observés dans la TSM variaient selon les régions, certaines parties du sud du Canada atlantique ayant connu les changements les plus importants, tant sur une base annuelle qu’en été. De plus, la baie d’Hudson, qui est saisonnièrement recouverte de glace, a connu un réchauffement estival considérable. Bien que la TSM varie d’une année à l’autre et d’une décennie à l’autre, les dix régions ont connu une augmentation de la température depuis le début des années 1970.

Faits saillants de la figure : Les températures de surface de la mer ont augmenté dans tous les océans qui entourent le Canada depuis les années 1950, avec des augmentations plus importantes en été par rapport aux moyennes annuelles.

Titre de la figure : Évolution historique des températures de surface de la mer autour du Canada

Figure 7.8  : Carte montrant les changements (en °C) a) estivaux (juillet-septembre), et b) annuels, de la température de surface de la mer (TSM) pendant la période s’étendant de 2012 à 2022 par rapport à la période de référence (de 1951 à 1980) à 12 endroits, d’après les données HadISST. Les changements de la TSM indiqués sur chaque carte sont également résumés dans le graphique à barres connexe. Les données ont été recueillies à deux sites de surveillance océanique à long terme, les stations Bravo et Papa, ainsi que dans les zones suivantes adjacentes aux côtes canadiennes : 1-GoM – golfe du Maine, 2-SS – plateau néo-écossais, 3-GSL – golfe du Saint-Laurent, 4-SNS – plateau sud de Terre-Neuve, 5-NNS – plateau nord de Terre-Neuve, 6-LS – plateau du Labrador, 7-HB – baie d’Hudson, 8-BB – baie de Baffin, 9-BCS – plateau de la Colombie-Britannique et 10-SBS – sud de la mer de Beaufort. Adapté de : Z. Wang et al. (2025).

Le Gulf Stream est un courant occidental qui joue un rôle majeur dans le système climatique mondial. En s’écoulant vers le nord le long de la côte est de l’Amérique du Nord, ce puissant courant océanique influence les situations météorologiques et les tempêtes et transporte la chaleur des tropiques vers les latitudes élevées dans le cadre de la circulation méridionale de retournement atlantique (chapitre 4, section 4.9). Les courants de bord ouest et les gyres subtropicaux se sont déplacés vers les pôles depuis 1993 (degré de confiance moyen)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). Le déplacement vers le nord du Gulf Stream vient expliquer l’augmentation la plus importante des valeurs de la température de surface de la mer observée dans les régions du plateau néo-écossais et du golfe du Maine par rapport à d’autres régions (figure 7.8 ). Dans l’Atlantique Nord et l’Arctique, la glace de mer peut recouvrir l’océan de manière saisonnière ou permanente. Le réchauffement atmosphérique amplifié dans le nord du Canada (chapitre 4, section 4.2) a réduit l’étendue de la glace de mer (chapitre 6, section 6.3), mais dans les régions de l’Arctique où la glace de mer est saisonnière, l’augmentation des valeurs de la TSM pendant la saison sans glace n’a pas été aussi importante que dans le sud du Canada atlantique (Carvalho et Wang, 2020).

Les observations de la température océanique sous la surface au-dessus des plateaux continentaux du Canada sont plus limitées, tant dans l’espace que dans le temps, que les observations de la température de surface de la mer. Les données de température sous la surface sont principalement acquises par des navires de recherche qui descendent des instruments dans la colonne d’eau à des points distincts, mesures qui sont complétées par des instruments amarrés qui collectent des séries chronologiques de données à des endroits fixes sur de longues périodes. De nouvelles technologies sous-marines autonomes, telles que les planeurs et les flotteurs Argo, ont commencé à compléter les mesures effectuées à partir de navires et sont capables d’établir des profils continus de nombreuses variables océaniques dans la colonne d’eau tout en parcourant de longues distances.

Les observations à long terme de la température des océans recueillies dans le cadre des programmes de surveillance du MPO constituent la principale source de données de subsurface pour la recherche et les évaluations sur les changements climatiques dans les trois océans du Canada. Sur la côte atlantique du Canada, les eaux profondes (à plus de 150 m sous la surface de l’océan) du golfe du Saint-Laurent (GSL) proviennent de l’entrée du chenal Laurentien, à la bordure du plateau continental au sud de Terre-Neuve, et circulent vers le nord sans beaucoup d’échanges avec les couches supérieures (figure 7.9 ). Les tendances linéaires (calculées sur la période de 1915 à 2023) des températures océaniques à des profondeurs inférieures à 150 m indiquent un réchauffement d’environ 2,5 °C par siècle (figure 7.9 ), ce qui est plus rapide que le rythme de réchauffement de la surface dans cette région. Ce rythme de réchauffement élevé près du fond est lié à la présence accrue d’eaux subtropicales provenant du Gulf Stream et transportées en profondeur dans le chenal Laurentien (Gilbert et al., 2005; Jutras et al., 2020). Une tendance à la hausse des températures au fond a également été observée sur le plateau de Terre-Neuve (Cyr et al., 2024), ainsi que dans les bassins profonds du plateau néo-écossais et du golfe du Maine (Hebert et al., 2024). Cependant, les processus physiques à l’origine de ces changements (par exemple, les changements dans la circulation océanique régionale) sont complexes et mal compris.

Faits saillants de la figure : Les températures océaniques de subsurface dans le golfe du Saint-Laurent ont augmenté de plus de 2 degrés par siècle depuis 1915.

Titre de la figure : Températures océaniques à trois profondeurs différentes dans le golfe du Saint-Laurent

Figure 7.9  : Températures annuelles de l’eau de mer (en °C) a) à trois profondeurs différentes dans le golfe du Saint-Laurent, moyennées par couche; b) carte indiquant l’endroit et les profondeurs globales dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent (en m). Les pentes des courbes de tendance, calculées par régression linéaire, représentent des rythmes d’augmentation de 2,2 °C (1,7 °C–2,7 °C), de 2,7 °C (2,3 °C–3,2 °C) et de 2,6 °C (2,2 °C–2,9 °C) par siècle à des profondeurs de 150 m, de 200 m et de 300 m, respectivement. Les valeurs entre parenthèses représentent les intervalles de confiance à 95 % pour les tendances. La zone ombrée en gris représente l’intervalle de confiance à 95 % pour les ajustements linéaires. Les tendances sont significatives au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure que l’effet ou la tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Galbraith et al. (2024).

Sur la côte pacifique du Canada, les températures des eaux profondes (c’est-à-dire au-dessous de la profondeur du seuil^{Footnote 6}) dans trois fjords continentaux (bras de mer Rivers, Knight et Bute) en Colombie-Britannique ont augmenté à un rythme de 0,9 °C (0,6 °C–1,2 °C) par siècle au cours des sept dernières décennies (figure 7.10). Le même rythme a été observé dans les valeurs de la température de surface de la mer (TSM) aux stations de phares le long de la côte de la Colombie-Britannique (figure 7.6). Cependant, le lien de causalité potentiel entre les tendances au réchauffement des eaux de surface et des eaux profondes des fjords est mal compris. Les changements de température des eaux profondes dans ces fjords ont été attribués au réchauffement des eaux au large, qui atteignent les fjords par le biais de la remontée d’eaux profondes côtières, et à la réduction du refroidissement des eaux de surface des fjords en hiver (Jackson et al., 2021). Dans le bras de mer Bute, cette anomalie thermique s’est atténuée après 2020, lorsqu’un glissement de terrain, causé par une déglaciation rapide dans les montagnes surplombant le bras de mer, a refroidi la température des eaux profondes d’environ 0,5 °C (Geertsema et al., 2022). Dans les eaux extracôtières de la station Papa, il existe des preuves d’un réchauffement plus faible mais statistiquement significatif (< 0,3 °C par siècle) sous la pycnocline principale^{Footnote 7}, qui se trouve généralement à une profondeur d’environ 120 m à cet endroit (Cummins et Ross, 2020).

Faits saillants de la figure : Les eaux profondes de certains fjords de la Colombie-Britannique se sont réchauffées au cours des sept dernières décennies.

Titre de la figure : Anomalies de température des eaux profondes dans des fjords de Colombie-Britannique

Figure 7.10  : a) Anomalie composite de la température (en °C) des eaux profondes de certains fjords de la Colombie-Britannique continentale (bras de mer Rivers, bras de mer Knight et bras de mer Bute); b) carte présentant l’emplacement de ces fjords. Les barres verticales représentent les anomalies moyennes pour tous ces fjords, les barres rouges indiquant les températures supérieures à la moyenne de référence (de 1951 à 1980) et les barres bleues, les températures inférieures à cette moyenne de référence. Les températures se sont réchauffées de 0,9 °C par siècle (ligne noire). La zone ombrée en gris représente l’intervalle de confiance à 95 % pour l’ajustement linéaire. La tendance est significative au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Jackson et al. (2021).

Dans l’océan Arctique, les défis logistiques liés à la collecte de données dans cette région éloignée et le manque d’observations océaniques continues qui en résulte rendent difficile la détermination des tendances à long terme. Les données les plus anciennes sur les températures océaniques de subsurface (1985-2023) dans la région proviennent du plateau Mackenzie, dans l’ouest de l’Arctique canadien; une tendance au réchauffement de 0,8 °C par siècle y a été observée, mais elle n’est pas statistiquement significative compte tenu de la variabilité interannuelle et décennale observée (Niemi et al., 2024). Des tendances de réchauffement similaires (1998-2022), comprises entre 0,7 °C et 1 °C par siècle, ont été observées à deux profondeurs de la colonne d’eau (de 35 m à 50 m et de 135 m à 155 m) dans le détroit de Barrow (archipel arctique canadien) (Niemi et al., 2024).

7.2.2 : Changements futurs

Nous avons réalisé une projection des changements dans les valeurs annuelles et estivales de la TSM pour les océans qui entourent le Canada, sur la base d’un ensemble de 22 modèles CMIP6 (Z. Wang et al., 2025). Les résultats, présentés à la figure 7.11, établissent les changements estimés des valeurs de la TSM, en fonction d’une projection pour le milieu du siècle (2040-2059) et la fin du siècle (2080-2099), par rapport à la moyenne historique modélisée pour la période de 1990 à 2014. Ces projections couvrent les eaux du plateau continental au large des côtes atlantique et pacifique du Canada, la totalité des baies d’Hudson et de Baffin, ainsi que la partie saisonnièrement libre de glace du sud de la mer de Beaufort.

Selon le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5) (figure 7.11), toutes les régions océaniques qui entourent le Canada devraient connaître des augmentations annuelles de la température de surface de la mer (TSM) situées dans une fourchette de 0,6 à 1,9 °C d’ici le milieu du siècle et de 1,2 à 3,2 °C d’ici la fin du siècle, ainsi que des augmentations estivales situées dans une fourchette de 1,5 à 2,6 °C d’ici le milieu du siècle et de 2,6 à 4,2 °C d’ici la fin du siècle. La tendance régionale des changements annuels de température projetés est similaire aux changements historiques observés, on s’attend à ce que les eaux qui entourent le sud du Canada atlantique et la côte de la Colombie-Britannique connaissent le réchauffement le plus important. Toutefois, des changements importants sont projetés en été dans la baie d’Hudson et le sud de la mer de Beaufort, car la perte croissante de glace de mer saisonnière dans ces régions (chapitre 6, section 6.3) permettra un transfert de chaleur plus important de l’atmosphère vers les eaux de surface nouvellement libres de glace. Les valeurs de la température de surface de la mer devraient augmenter progressivement dans la plupart des régions marines, parallèlement à l’augmentation des émissions de GES. Cependant, la variabilité entre les résultats des différents modèles CMIP6 limite la signification statistique des différences projetées entre les régions. La fiabilité des changements projetés de la TSM dans les régions couvertes de glace saisonnière est faible par rapport à celles qui sont exemptes de glace toute l’année, en raison de la difficulté à simuler avec précision les conditions saisonnières de la glace de mer. Pour l’Arctique, les projections des modèles CMIP6 s’accordent sur le caractère inévitable du réchauffement, mais pas sur son ampleur, avec des différences spectaculaires entre les différents modèles à partir du milieu du siècle (Langehaug et al., 2023). En outre, toutes les projections prévoient que, dans toutes les régions arctiques, les températures océaniques de subsurface (à des profondeurs de 0 à 50 m et de 50 à 200 m) seront systématiquement plus élevées dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) que dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5) (Steiner et Reader, 2024).

La mise à l’échelle régionale des résultats de modélisation (pour une description de cette méthode, voir le RCCC de 2019, section 3.5) pour les océans qui entourent le Canada est actuellement limitée aux scénarios d’émissions présentés dans le cinquième rapport d’évaluation du GIEC (RE5 du GIEC), avec seulement un petit sous-ensemble des modèles globaux CMIP5 utilisés pour déterminer les conditions aux limites^{Footnote 8}. Deux études sur la côte pacifique du Canada font la projection que la TSM augmentera de 2,5 à 3,0 °C par siècle dans le scénario d’émissions moyennes (RCP4.5) et de 4,0 à 4,2 °C par siècle dans le scénario d’émissions très élevées (RCP8.5). Ces résultats concordent avec nos estimations issues de l’ensemble de modèles CMIP6 (figure 7.11 ) (Holdsworth et al., 2021; Peña et Fine, 2024). Dans le cadre d’une étude menée dans le Canada atlantique, l’utilisation de deux modèles CMIP5 a été mise à l’essai pour définir les conditions aux limites dans le cadre des scénarios d’émissions moyennes (RCP4.5) et très élevées (RCP8.5) (Han et al., 2025). Dans une deuxième étude, le modèle régional a été soumis à une mise à l’échelle à l’aide de trois modèles CMIP5 et du scénario d’émissions très élevées exclusivement (Lavoie et al., 2020). Ces études de mise à l’échelle régionale ont donné des résultats similaires à ceux de notre ensemble de modèles CMIP6 à 22 membres, avec une augmentation des TSM dans le golfe du Saint-Laurent, le plateau néo-écossais et le golfe du Maine à un rythme d’environ 4 à 6 °C par siècle dans le scénario d’émissions très élevées. Toutefois, dans ce même scénario, les projections indiquent que le réchauffement se produira à un rythme plus lent (de 2,5 à 4,5 °C par siècle) dans les eaux adjacentes à Terre-Neuve-et-Labrador. De plus, dans le scénario d’émissions moyennes, les projections indiquent que les TSM augmenteront (Canada atlantique, de 1,5 à 5,5 °C par siècle; Terre-Neuve-et-Labrador, de 1,5 à 2,7 °C par siècle) à un rythme plus lent que dans le scénario d’émissions très élevées (Han et al., 2025).

Faits saillants de la figure : Les températures de surface de la mer autour du Canada devraient augmenter tout au long du XXIe siècle, et l’ampleur de cette augmentation varie en fonction de la région et du scénario d’émissions.

Titre de la figure : Changements projetés de la température de surface de la mer dans les océans qui entourent le Canada

Figure 7.11  : Changements projetés de la température de surface de la mer (TSM) (en °C) dans les régions océaniques du Canada selon le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5), a) et b) en été; et c) et d) annuellement d’ici le milieu du siècle (2040-2059; colonne de gauche) et la fin du siècle (2080-2099; colonne de droite), par rapport à la période de référence (de 1990 à 2014). Le graphique à barres sous chacune des cartes montre le changement annuel attendu dans chaque région de la carte selon quatre scénarios d’émissions, les barres d’erreur représentant l’erreur type de la moyenne, sur la base de l’ensemble des 22 modèles CMIP6. Noms des zones : 1-GoM – Golfe du Maine, 2-SS – Plateau néo-écossais, 3-GSL – golfe du Saint-Laurent, 4-SNS – sud du plateau de Terre-Neuve, 5-NNS – nord du plateau de Terre-Neuve, 6-LS – plateau du Labrador, 7-HB – baie d’Hudson, 8-BB – baie de Baffin, 9-BCS – plateau de la Colombie-Britannique et 10-SBS – sud de la mer de Beaufort. Adapté de : Z. Wang et al. (2025).

7.2.3 : Vagues de chaleur et vagues de froid marines

Les vagues de chaleur marines sont des périodes prolongées de températures océaniques anormalement élevées, lorsque la température dépasse le seuil du 90e centile des valeurs observées historiquement à un endroit et à une période de l’année spécifiques. Bien que ce type d’événements ne soit pas nouveau, leur fréquence et leur durée ont augmenté au cours du siècle dernier (Oliver et al., 2018). Les caractéristiques des vagues de chaleur marines (fréquence, intensité et durée) sont fortement influencées par les changements climatiques anthropiques et devraient dépasser la fourchette de variabilité naturelle au début et au milieu du siècle (Oliver et al., 2021). La prévalence accrue des vagues de chaleur marines dans les océans qui entourent le Canada (figure 7.12) est particulièrement préoccupante, car ces vagues de chaleur peuvent nuire aux écosystèmes marins. Cependant, leur incidence sur les poissons et les autres espèces marines reste incertaine (encadré 7.1). Les vagues de froid marines, quant à elles, sont des périodes prolongées pendant lesquelles les températures océaniques sont plus froides que la normale. Elles sont généralement définies comme une longue période pendant laquelle les températures océaniques sont inférieures au 10e centile des valeurs observées historiquement au cours de la même période de l’année. Le thème des vagues de chaleur marines et des vagues de froid marines est un domaine de recherche émergent qui n’a pas été évalué dans le RCCC de 2019.

Sur la côte ouest du Canada, les vagues de chaleur marines sont devenues un sujet de préoccupation croissante pour le grand public avec l’apparition d’un événement record en 2013 (figure 7.12) appelé le « Blob » (Bond et al., 2015). Il a été démontré que les émissions anthropiques de GES étaient en partie responsables de cet événement, mais il existe également des preuves que la variabilité climatique interne a joué un rôle (Weller et al., 2015). Le Blob a été l’œuvre d’une région de haute pression statique dans l’atmosphère qui a créé un dôme de chaleur (un anticyclone bloquant; pour plus d’informations sur la vague de chaleur de 2021 dans le nord-ouest du Pacifique, voir le chapitre 8, encadré 8.2). Il en a résulté des taux de perte de chaleur de la mer vers l’atmosphère faibles par rapport à la normale, aggravés par une circulation de l’eau faible par rapport à d’habitude. L’absence de mouvement de l’air dans la zone de haute pression a réduit l’agitation des eaux de surface de l’océan par les vents et les courants forcés par le vent (Bond et al., 2015). Le Blob a persisté jusqu’en 2016, avec des températures océaniques inhabituellement élevées dans tout le Pacifique Nord-Est, y compris dans les eaux côtières (figure 7.12). Cette vague de chaleur marine s’est atténuée en 2017, mais, à l’été 2019, une autre vague de chaleur marine étendue est revenue dans la région et a duré trois ans, avec des températures supérieures de 1,6 °C à la période de référence (de 1983 à 2012) (Barkhordarian et al., 2022). La probabilité que la vague de chaleur de 2019-2021 se soit produite sans les effets des GES anthropiques est inférieure à 1 % (Barkhordarian et al., 2022). La variabilité naturelle sur plusieurs décennies est évidente dans les données sur les vagues de chaleur, avec des événements consignés tout au long de la série chronologique des données satellitaires sur la température de surface de la mer. Cela peut être lié à des processus climatiques à grande échelle (voir chapitre 4), bien que cette variabilité soit moins apparente dans le Canada atlantique. À l’avenir, les processus de rétroaction devraient amplifier davantage l’intensité et l’étendue spatiale des vagues de chaleur marines dans le Pacifique Nord-Est (Athanase et al., 2024).

Sur le plateau continental de l’Atlantique Nord-Ouest, près de la moitié des vagues de chaleur marines observées ont été déclenchées par le transfert de chaleur vers l’océan depuis l’atmosphère sus-jacente, mais moins d’un cinquième des vagues de chaleur marines ont pris fin en raison du processus inverse. Cela suggère que les processus océaniques, tels que les courants océaniques et le mélange, sont les principaux facteurs à l’origine de l’effondrement de la plupart des vagues de chaleur marines dans cette région. Trois grandes situations météorologiques sont corrélées à l’apparition des vagues de chaleur marines dans l’Atlantique Nord-Ouest : les systèmes cycloniques de basse pression en automne et en hiver, les blocages anticycloniques de haute pression au printemps et en été et les blocages estivaux modérés mais durables (voir chapitre 4, section 4.4, pour les définitions) (Schlegel et al., 2021). La proximité du Gulf Stream avec le sud du Canada atlantique peut également être un facteur, comme cela a été observé en 2015-2016, lorsque les eaux chaudes du Gulf Stream ont créé des conditions de vague de chaleur marine (Perez et al., 2021). Le nombre de jours par an avec des vagues de chaleur a été systématiquement plus élevé dans la région du plateau néo-écossais et du golfe du Maine depuis 2012 par rapport à la période de référence (de 1991 à 2020), sauf en 2019 (figure 7.12). Le nombre annuel de jours de vague de chaleur marine dans le golfe du Saint-Laurent et les régions de Terre-Neuve et du Labrador a atteint un pic en 2012, avant de diminuer pendant environ sept ans, puis d’augmenter à nouveau à partir de 2019.

Dans l’océan Arctique, les vagues de chaleur marines sont influencées par la relation complexe entre la glace de mer, l’atmosphère et l’océan. La plupart des vagues de chaleur marines dans l’Arctique sont générées par le transfert de chaleur de l’atmosphère vers la couche superficielle de l’océan pendant les périodes où il n’y a pas de glace de mer. Une partie de cette chaleur peut ensuite être transportée vers les eaux de subsurface. La circulation océanique peut également propager les vagues de chaleur marines le long du plateau continental et vers la zone marginale de glace (la zone de transition entre l’océan libre et la glace de mer). Lorsque la glace de mer fond, elle crée une fine couche supérieure d’eau douce flottant à la surface de l’océan, qui empêche le mélange vertical et contribue ainsi à des vagues de chaleur marines plus longues et plus intenses à la surface de l’océan. On s’attend à ce que la chaleur supplémentaire stockée dans les eaux de subsurface en raison des changements climatiques remonte à la surface plus tard dans la saison, retardant ainsi la formation de nouvelles glaces de mer (Richaud et al., 2024). Barkhordarian et al. (2024) ont évalué les vagues de chaleur dans l’Arctique depuis le début du XXIe siècle, en analysant quatre vagues de chaleur dans l’océan Arctique en 2007, 2012, 2019 et 2020 à l’aide de méthodes d’attribution des événements (voir le chapitre 8, section 8.1, pour une description des méthodes). Ils ont conclu que des vagues de chaleur marines d’une telle intensité seraient improbables sans les changements climatiques causés par l’être humain et que les vagues de chaleur de 2007 et 2020, qui ont été les plus chaudes jamais enregistrées, seraient exceptionnellement improbables. Ils ont également suggéré que, si les émissions de gaz à effet de serre continuaient d’augmenter, des vagues de chaleur marines d’intensité modérée se reproduiraient très probablement de manière régulière dans l’océan Arctique. Les projections basées sur un ensemble de modèles CMIP6 indiquent que l’augmentation de l’intensité moyenne des vagues de chaleur marines dans l’Arctique s’attend à dépasser l’augmentation moyenne mondiale, avec un ratio pouvant atteindre 7,6 fois dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (He et al., 2024).

Les vagues de chaleur marines se produisent sous la surface de l’océan et peuvent affecter les fonds marins sur les plateaux continentaux relativement peu profonds. Notre compréhension de l’intensité, de la fréquence et de la durée des vagues de chaleur sous-marines est limitée par le manque d’observations de la température dans cette partie de l’océan. De nombreuses espèces passent une grande partie de leur cycle de vie dans la colonne d’eau ou sur les fonds marins, de sorte que les vagues de chaleur de subsurface peuvent avoir des incidences importantes sur les écosystèmes marins. Dans une étude, une réanalyse à haute résolution spatiale, combinant des données observées et des modèles informatiques, a été utilisée pour évaluer les vagues de chaleur dans les fonds marins des plateaux continentaux de l’Amérique du Nord (Amaya et al., 2023). L’une des principales conclusions de cette étude est que l’intensité et la durée des vagues de chaleur pendant la période étudiée (1993-2019) variaient fortement en fonction de la profondeur du plancher océanique, avec des intensités typiques se situant entre 0,5 et 3,0 °C. En outre, les vagues de chaleur dans les fonds marins peuvent être plus intenses et persister plus longtemps que celles à la surface (Jackson et al., 2018). Si les vagues de chaleur marines en surface et au fond coexistent souvent, ce n’est pas toujours le cas, en particulier dans les régions où l’océan est plus profond (Amaya et al., 2023). Dans les régions à bathymétrie complexe (topographie des fonds marins), comme le Canada atlantique, l’intensité des vagues de chaleur dans les fonds marins varie considérablement, les événements les plus intenses se produisant généralement au-dessus des bancs peu profonds. Sur le plateau néo-écossais, la tendance à la hausse des températures au fond a été plus forte que celle des TSM au cours de la période 1993-2023, le nombre total de jours de vague de chaleur marine par an ayant considérablement augmenté au cours de cette période (Zhai, Lu, Wang et al., 2025).

En résumé, nous avons évalué que le nombre annuel de jours de vague de chaleur marine dans les eaux de surface a augmenté au cours des dernières décennies dans les océans qui entourent le Canada. Bien qu’il existe également des preuves d’une augmentation du nombre de jours de vague de chaleur marine dans les eaux de subsurface de certaines régions océaniques qui entourent le Canada, le manque de données sur les eaux de subsurface de l’océan pose un défi pour l’évaluation des tendances dans la plupart des régions.

Faits saillants de la figure : Le nombre annuel de jours de vague de chaleur marine dans les océans qui entourent le Canada a considérablement augmenté au cours des dernières décennies.

Titre de la figure : Nombre annuel de jours de vague de chaleur marine

Figure 7.12 : Nombre de jours par an pendant lesquels une vague de chaleur marine a été observée dans six zones situées le long des côtes atlantique et pacifique du Canada (les trois régions du Pacifique présentées à gauche, les trois régions de l’Atlantique présentées à droite), chacune étant représentée sur une carte superposée au graphique, sur la base des données d’interpolation optimale de la température de surface de la mer fournies par l’Agence américaine d’observation océanique et atmosphérique (NOAA). Les valeurs quotidiennes des anomalies de la température de surface de la mer ont été obtenues, en utilisant une période de référence (de 1991 à 2020), en appliquant la méthodologie décrite dans Hilborn et al. (2025). Les barres indiquent le nombre de jours par an pendant lesquels 25 % (gris) et 50 % (noir) de la zone définie sur la carte répondaient aux critères de vague de chaleur marine (Hobday et al., 2016). Adapté de : Hilborn et al. (2025).

Les vagues de froid marines n’ont pas fait l’objet d’études aussi approfondies que les vagues de chaleur marines, et la littérature sur laquelle s’appuie cette évaluation est donc plus limitée que celle consacrée aux vagues de chaleur marines. L’intensité des vagues de froid marines et le nombre de jours de vague de froid marine par an diminuent dans la plupart des océans du globe, ce qui est largement attribuable à un réchauffement de la surface de la mer causé par les changements climatiques anthropiques (Y. Wang et al., 2022). Certaines différences régionales peuvent être observées dans les tendances relatives à l’intensité des vagues de froid marines et des vagues de chaleur marines, qui s’expliquent en grande partie par les changements dans la variabilité de la température de surface de la mer (Y. Wang et al., 2022). Cette tendance mondiale à la diminution des vagues de froid marines devrait se poursuivre au cours de ce siècle, à mesure que l’atmosphère et les océans continuent de se réchauffer. Cependant, selon les simulations de l’ensemble de modèles CMIP6 (Yao et al., 2022), la durée moyenne et le nombre total de jours des vagues de froid marines devraient augmenter dans l’Atlantique Nord subpolaire (principalement dans la partie nord-est) en raison de l’affaiblissement de la circulation méridionale de retournement atlantique. Si la diminution du nombre de vagues de froid marines pourrait être considérée comme bénéfique pour les écosystèmes marins en raison de la réduction du stress dû au froid, elle pourrait également modifier les normes régionales en matière de température et avoir des conséquences importantes sur la structure et le fonctionnement écologiques (Schlegel et al., 2021).

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

Message clé 7.1 : Les températures océaniques autour du Canada ont augmenté pendant les périodes sans glace depuis le milieu du XXe siècle (degré de confiance élevé). Cette augmentation correspond au réchauffement observé dans la couche supérieure des océans à l’échelle mondiale, et il est extrêmement probable que l’influence humaine en soit le principal facteur. La plus forte augmentation des températures moyennes annuelles à la surface de la mer a été observée près de la côte sud du Canada atlantique (degré de confiance élevé). Sur une base saisonnière, le réchauffement le plus important s’est produit en été et s’étend à l’ensemble de l’océan bordant l’est du Canada, y compris la baie d’Hudson (degré de confiance élevé).

Les données historiques relatives à la température de surface de la mer (TSM) ont été obtenues à partir d’une analyse du produit de données HadISST, un produit de données maillées largement utilisé pour obtenir des données sur les TSM et les concentrations de glace de mer (Rayner et al., 2003). HadISST combine des observations provenant de diverses sources, notamment des navires, des bouées et des satellites, ainsi que des méthodes d’interpolation spatiale statistique, afin de créer une couverture mondiale de données relatives à la TSM et à la glace de mer. Des analyses antérieures comparant le produit de données HadISST à d’autres produits historiques sur la TSM ont montré que ces produits ont donné des résultats similaires en termes de tendances à long terme (c’est-à-dire depuis les années 1950) (Loder et Wang, 2015). Les données probantes sont solides en ce qui concerne les changements historiques de la TSM dans les océans qui entourent le Canada pendant les périodes sans glace, ce qui a permis d’attribuer un degré de confiance élevé aux changements observés. Bien que la couverture disponible pour les températures océaniques de subsurface soit plus limitée que pour les TSM, les données de subsurface in situ recueillies dans le cadre de programmes de surveillance océanique à long terme sont de bonne qualité et corroborent les conclusions de l’analyse des TSM. Selon le RID du GT1 au sixième rapport d’évaluation du GIEC, il a été estimé qu’il est extrêmement probable que l’influence humaine soit le principal facteur à l’origine du réchauffement accru de la couche supérieure de l’océan (GIEC, 2021).

Message clé 7.2 : Selon les projections, on s’attend à un réchauffement continu des océans qui entourent le Canada, dont l’ampleur augmentera avec la hausse des émissions de gaz à effet de serre (degré de confiance élevé). On s’attend également à ce que l’augmentation des températures moyennes annuelles de la mer soit plus importante dans les eaux adjacentes au Canada atlantique et à la Colombie-Britannique que dans l’Arctique (degré de confiance moyen). Pendant la période estivale, on s’attend à ce que les températures de surface de la mer augmentent le plus dans la mer de Beaufort et la baie d’Hudson, en partie en raison du déclin de la couverture saisonnière de glace de mer dans ces régions (degré de confiance moyen).

Les projections de la température de surface de la mer (TSM) s’appuient sur un ensemble de 22 modèles CMIP6 (Z. Wang et al., 2025). Nous avons présenté les changements projetés de la TSM dans les eaux du plateau continental canadien dans les trois océans entre la période historique de 1990 à 2014 et les périodes futures de 2040 à 2059 (milieu du siècle) et de 2080 à 2099 (fin du siècle), pour 10 régions présentant des caractéristiques océanographiques similaires. Dans l’océan Arctique, l’archipel arctique canadien est en grande partie recouvert de glace et n’a donc pas été évalué. Le sud de la mer de Beaufort, la baie d’Hudson et la baie de Baffin sont saisonnièrement libres de glace et sont donc inclus dans cette évaluation. L’ensemble de 22 modèles CMIP6 fournit des preuves cohérentes d’un réchauffement continu des océans qui entourent le Canada pendant les périodes sans glace de l’année, dans tous les scénarios d’émissions, ce qui confère un degré de confiance élevé à l’évaluation pour l’ensemble des océans considérés. Cependant, les projections modélisées de la TSM de l’ensemble présentent des différences substantielles à l’échelle régionale, ce qui se traduit par un degré de confiance moyen dans les comparaisons régionales des augmentations projetées dans les océans Atlantique, Pacifique et Arctique. Les difficultés liées à la simulation de la glace de mer saisonnière dans les modèles CMIP6 contribuent également à l’évaluation attribuant un degré de confiance moyen aux différences régionales projetées en matière de réchauffement des océans.

Message clé 7.3 : On s’attend à des vagues de chaleur marines plus fréquentes et plus intenses dans les océans Pacifique et Atlantique autour du Canada depuis les années 1980, et cette tendance devrait continuer de s’accroître dans tous les océans, y compris l’Arctique, en raison des changements climatiques causés par l’être humain (degré de confiance élevé).

De nombreuses données probantes issues de la littérature primaire corroborent notre évaluation voulant que la fréquence et l’ampleur des vagues de chaleur marines augmentent dans les océans qui entourent le Canada et que ces augmentations devraient se poursuivre parallèlement à l’augmentation de la température moyenne de la surface de la mer (Amaya et al., 2020, 2023; Athanase et al., 2024; Bond et al., 2015; Oliver et al., 2021; Perez et al., 2021; Schlegel et al., 2021; Weller et al., 2015). Notre évaluation présente une analyse régionale du nombre de jours par an pendant lesquels une vague de chaleur marine a été observée dans les zones adjacentes aux côtes atlantique et pacifique du Canada. Ces résultats ont été obtenus à partir du produit de données largement utilisé « Optimal Interpolation Sea Surface Temperature » (température de surface de la mer par interpolation optimale) de l’Agence américaine d’observation océanique et atmosphérique (NOAA) (Huang et al., 2020). Les preuves cohérentes et la concordance de multiples sources ont conduit à une évaluation attribuant un degré de confiance élevé à ce message clé.

7.3 : Salinité et stratification des océans

Message clé 7.4 : Les eaux de surface des océans qui entourent le Canada se caractérisent par une salinité faible et sont devenues encore plus douces depuis les années 1950 (degré de confiance élevé). L’apport croissant d’eau douce dans ces océans résulte de l’augmentation des précipitations et du ruissellement terrestre due au réchauffement, qui comprend l’eau de fonte des glaciers et des inlandsis (degré de confiance élevé). La dessalure des océans devrait se poursuivre tout au long du XXIe siècle; cependant, le nombre limité de scénarios d’émissions étudiés et la variabilité des projections des modèles ont conduit à l’attribution d’un faible degré de confiance pour l’Arctique et d’un degré de confiance moyen pour l’Atlantique et le Pacifique.

Message clé 7.5 : La stratification accrue, ou la formation de couches dans la partie supérieure de l’océan en fonction de la densité de l’eau, dans les régions du nord-est du Pacifique et du sud du Canada atlantique résulte du réchauffement et de la dessalure de la surface de la mer (degré de confiance élevé). La stratification accrue réduit le mélange vertical des nutriments et d’autres composés chimiques dans la partie supérieure de l’océan, qui est un processus important dans l’écosystème marin.

L’océan joue un rôle essentiel dans le cycle de l’eau sur Terre (voir chapitre 5, figure 5.1), et les variations des taux d’évaporation et de précipitations se reflètent dans la salinité, ou la teneur en sel, des eaux de surface (Helm et al., 2010). La salinité peut également varier en fonction de l’eau de ruissellement provenant des terres (par exemple, des glaciers ou des précipitations), de la fonte et du gel de la glace de mer, ainsi que de la circulation et du mélange océaniques. Les changements à long terme de la salinité de la surface de la mer (SSM) peuvent affecter les eaux plus profondes par le biais de processus à grande échelle tels que la circulation méridionale de retournement atlantique (voir le chapitre 4 pour plus de détails). La salinité de l’océan^{Footnote 9}, ainsi que la température et la profondeur, déterminent la densité de l’eau de mer, qui à son tour affecte la circulation océanique, la stratification verticale de la densité (voir l’encadré 7.4 dans le RCCC de 2019) (Greenan et al., 2019) et le mélange vertical.

À l’échelle mondiale, il est quasiment certain que, depuis 1950, les régions océaniques proches de la surface à forte salinité sont devenues plus salées, tandis que les régions à faible salinité sont devenues plus douces (moins salées), avec un degré de confiance moyen quant au lien entre ce phénomène et l’intensification du cycle de l’eau. Il est extrêmement probable que l’influence humaine ait contribué à ces changements de salinité et que le modèle à grande échelle augmentera en amplitude au cours du XXIe siècle (degré de confiance moyen)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021).

Les changements dans la stratification, qui désigne la différence de densité entre les parties supérieure et inférieure d’une couche océanique, sont importants, car une stratification accrue peut réduire la capacité de l’océan à absorber le dioxyde de carbone issu des activités humaines, amplifiant ainsi le réchauffement planétaire (voir le chapitre 9, section 9.5.2, pour plus d’informations sur le cycle du carbone océanique). Une augmentation de la stratification pourrait également réduire le transport des nutriments vers la partie supérieure de l’océan, affectant ainsi les sources alimentaires à la base du réseau trophique marin. La stratification observée dans la partie supérieure de l’océan (profondeur de 0 à 200 m) a augmenté à l’échelle mondiale depuis au moins 1970 (quasiment certain)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). On estime que la stratification de cette couche a augmenté de 4,9 % (3,4 %–6,4 %) entre 1970 et 2018 (degré de confiance élevé), avec des augmentations encore plus importantes à la base de la couche bien mélangée près de la surface de l’océan, qui a généralement une épaisseur de quelques dizaines de mètres. La stratification de la couche supérieure de l’océan continuera d’augmenter tout au long du XXIe siècle (quasiment certain)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021).

Dans cette section, nous présenterons les changements observés dans la salinité de la surface et de la subsurface des océans qui entourent le Canada. Il n’existe pas d’observations satellitaires à long terme de la salinité de la surface de la mer (SSM) (contrairement à la température), et cette section se limitera donc aux données in situ. Nous y examinerons les changements dans la stratification à quelques endroits représentatifs. Nous discuterons également des projections concernant les changements de salinité et de stratification.

7.3.1 : Changements passés

Les observations de la salinité des océans couvrent une période plus limitée que celles de la température, principalement parce que la salinité a toujours été plus difficile à mesurer. Dans cette évaluation, nous avons utilisé des observations de la salinité des océans sur les plateaux continentaux qui entourent le Canada, principalement acquises par les navires de recherche de Pêches et Océans Canada et les stations de phares de la Colombie-Britannique, complétées par un petit nombre d’instruments mouillés et, plus récemment, par des véhicules sous-marins autonomes. Comme les observations de la SSM par satellite ne sont disponibles que depuis une dizaine d’années (contrairement aux observations de la température de surface de la mer par satellite, qui sont disponibles depuis plus longtemps), ces produits ne sont pas encore adaptés à l’étude des changements passés liés au climat.

Dans les eaux canadiennes du Pacifique, la variabilité des valeurs de la SSM côtière est fortement liée à la variabilité de l’eau de ruissellement et faiblement liée au forçage éolien (Cummins et Masson, 2014). Les données composites des phares (voir la section 7.2.1 pour la description des stations) montrent une tendance à la baisse à long terme des valeurs de la SSM à un taux de -0,17 (-0,46 à 0,11)^{Footnote 10} par siècle, mais celle-ci n’est pas significative au seuil de 5 % (ce qui signifie qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure à l’existence d’un effet ou d’une tendance alors qu’il n’y en a pas) (figure 7.13). La SSM dans le Pacifique Nord-Est (mesurée à la station Papa) diminue également, à un rythme de 0,27 (-0,42 à -0,12) par siècle (Cummins et Ross, 2020; Freeland, 2013). Ce phénomène est largement associé à l’intensification du cycle de l’eau (Douville et al., 2021) et à l’apport considérable d’eau de fonte des glaciers d’Alaska dans le Pacifique Nord (Slater et al., 2021; Zemp et al., 2019).

Faits saillants de la figure : La salinité de la surface de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique a légèrement diminué au cours des huit dernières décennies, mais présente une forte variabilité d’une décennie à l’autre.

Titre de la figure : Anomalies de la salinité de la surface de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique

Figure 7.13 : Tendance de l’anomalie moyenne annuelle de la salinité de la surface de la mer (SSM), basée sur un ensemble d’observations provenant de stations de phares en Colombie-Britannique, avec une période de référence de 1951 à 1980. Les barres verticales représentent les anomalies moyennes pour tous les endroits, les barres rouges représentant les mesures supérieures à la moyenne de 1951 à 1980 et les barres bleues, les mesures inférieures à cette moyenne. La zone ombrée en gris indique l’intervalle de confiance à 95 % pour l’ajustement linéaire (ligne noire, -0,17 par siècle). La tendance n’est pas significative au seuil de 5 % (≤ 5 % de chance de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Boldt et al. (2023). Source : Pêches et Océans Canada (2020b).

La série chronologique de la stratification dans la pycnocline permanente (zone de transition entre la couche superficielle d’eau plus chaude et moins dense et la couche plus profonde d’eau plus froide et plus dense) à la station Papa montre une tendance à l’augmentation de la stratification, particulièrement marquée au cours des dernières décennies (figure 7.14 ). Cette augmentation est une réponse au réchauffement et à la dessalure de la couche superficielle de l’océan, qui rend l’eau de surface moins dense et donc plus difficile à mélanger dans la colonne d’eau. La densité de l’eau est mesurée en kg par m3, et plus la différence de densité entre les deux couches (qui représente la stratification) est grande, plus la stratification est importante. La courbe de tendance qui en résulte (moindres carrés) montre une augmentation de la stratification de 0,23 kg (0,09 kg–0,37 kg) par m3 par siècle. Cette tendance est significative au seuil de 5 % (ce qui signifie qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien).

Faits saillants de la figure : Une augmentation à long terme de la stratification, combinée à une variabilité décennale, est évidente dans le nord-est de l’océan Pacifique au cours des sept dernières décennies.

Titre de la figure : Stratification dans la couche supérieure de l’océan à la station Papa

Figure 7.14  : Différences entre la densité moyenne annuelle à des profondeurs de 70 m et 200 m (stratification) à la station Papa dans le nord-est de l’océan Pacifique, en kg·m−3 (kg par m3), sur la période de 1956 à 2022. La ligne noire montre la tendance générale. La stratification augmente de 0,23 kg par m3 par siècle. La zone ombrée en gris représente l’intervalle de confiance à 95 % pour l’ajustement linéaire. La tendance est significative au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Cummins et Ross (2020).

Dans les eaux de subsurface situées sous la pycnocline permanente à la station Papa, les valeurs moyennes annuelles de salinité montrent une légère tendance à la baisse (significative au seuil de 5 %, ce qui signifie qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien) à une fourchette de profondeur comprise entre 300 et 1 500 m (Cummins et Ross, 2020). En revanche, les fjords en eaux profondes le long de la côte de la Colombie-Britannique ont connu une légère augmentation de la salinité, qui est passée de 0,1 à 0,2, au cours des 70 dernières années, mais la tendance n’est pas significative au seuil de 5 % (≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien) (Jackson et al., 2021).

Dans les eaux entourant le Canada atlantique, les valeurs de la SSM sur le plateau néo-écossais ( figure 7.15 ) ont diminué à un rythme de 0,43 (-0,65 à -0,21) par siècle (Hebert et al., 2024). La présence de glace de mer saisonnière dans le golfe du Saint-Laurent et sur les plateaux de Terre-Neuve et du Labrador rend difficile l’estimation des tendances à long terme en surface à partir des moyennes annuelles. Cependant, les eaux profondes du golfe du Saint-Laurent montrent des changements à long terme dans la salinité sous la surface dans cette région (figure 7.16 ). Les trois couches de profondeur ont vu leur salinité augmenter à des taux se situant dans une fourchette de 0,22 à 0,32 par siècle, la couche la plus profonde (300 m) connaissant l’augmentation la plus rapide. Cette augmentation résulte de l’influence croissante des eaux subtropicales salées qui pénètrent dans le golfe du Saint-Laurent par le chenal Laurentien (un chenal profond qui s’étend jusqu’au bord du plateau continental au sud de Terre-Neuve et de la Nouvelle-Écosse).

Faits saillants de la figure : La salinité de la surface de la mer sur le plateau néo-écossais a diminué au cours des huit dernières décennies, tout en présentant des variations d’une année à l’autre et d’une décennie à l’autre.

Titre de la figure : Anomalies annuelles moyennes de la salinité de la surface de la mer sur le plateau néo-écossais

Figure 7.15  : Tendance de l’anomalie annuelle de la salinité de la surface de la mer (SSM), basée sur un ensemble d’observations dans la région du plateau néo-écossais, avec une période de référence de 1951 à 1980. Les barres verticales représentent les anomalies moyennes pour la région, les barres rouges représentant les mesures supérieures à la moyenne de 1951 à 1980 et les barres bleues, les mesures inférieures à cette moyenne. La zone ombrée en gris indique l’intervalle de confiance à 95 % pour l’ajustement linéaire d’une tendance à la baisse de -0,43 par siècle (ligne noire). La tendance est significative au seuil de 5 % (ce qui signifie qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Hebert et al. (2024).

Faits saillants de la figure : La salinité des eaux de subsurface de l’océan a augmenté à long terme à trois profondeurs différentes dans le golfe du Saint-Laurent.

Titre de la figure : Salinité des eaux de subsurface dans le golfe du Saint-Laurent

Figure 7.16  : Série chronologique des valeurs moyennes annuelles de salinité de l’eau de mer à trois profondeurs dans le golfe du Saint-Laurent. Les pentes de régression linéaire montrent les changements de salinité à différentes profondeurs : 0,22 (0,07–0,36) par siècle à une profondeur de 150 m, 0,30 (0,21–0,38) par siècle à 200 m et 0,32 (0,25–0,39) par siècle à 300 m. Les zones ombrées en gris indiquent l’intervalle de confiance à 95 % pour les ajustements linéaires. Les tendances sont significatives au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Galbraith et al. (2024).

La stratification de la colonne d’eau supérieure dans l’estuaire du Saint-Laurent a été très variable au cours de la décennie, sans tendance à long terme observée (R. Y. Bernier et al., 2023). Sur le plateau néo-écossais, la stratification moyenne annuelle a augmenté à un rythme de 0,77 kg (0,51 à 1,02 kg) par m3 par siècle (figure 7.17 ). Ce changement dans la stratification moyenne est principalement dû à une diminution de la densité des eaux de surface attribuable à la fois au réchauffement et à la dessalure de ces eaux (Hebert et al., 2024). La stratification sur le plateau de Terre-Neuve a augmenté modestement à un rythme de 0,16 kg (de -0,07 à 0,38 kg) par m3 par siècle depuis le début de la consignation des données à la fin des années 1940; cependant, cette tendance n’est pas significative au seuil de 5 % (≤ 5 % de chance de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien) (figure 7.17 ).

Faits saillants de la figure : La stratification de la couche supérieure de l’océan s’est accentuée dans l’Atlantique Nord-Ouest au cours des sept dernières décennies, mais à un rythme plus rapide sur le plateau néo-écossais que sur le plateau de Terre-Neuve.

Titre de la figure : Stratification de la couche supérieure de l’océan sur le plateau néo-écossais et le plateau de Terre-Neuve

Figure 7.17  : Stratification dans la couche supérieure de l’océan (profondeur de 0 à 50 m) en kg·m−3 sur le plateau néo-écossais et le plateau de Terre-Neuve. Les courbes de tendance montrent des pentes de régression linéaire de 0,77 kg (de 0,51 à 1,02 kg) par m3 par siècle pour le plateau néo-écossais et de 0,16 kg (de -0,07 à 0,38 kg) par m3 par siècle pour le plateau de Terre-Neuve. La tendance pour le plateau néo-écossais est significative au seuil de 5 % (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure à l’existence d’un effet ou d’une tendance alors qu’il n’y en a pas), mais la tendance pour le plateau de Terre-Neuve n’est pas significative au seuil de 5 %. Adapté de : R. Y. Bernier et al. (2023); Cyr et al. (2024); Hebert et al. (2024).

Dans l’Arctique, les données recueillies dans les eaux du plateau polaire canadien ne couvrent que les deux ou trois dernières décennies. Sur le plateau Mackenzie (sud de la mer de Beaufort), aucun changement significatif n’a été observé dans la salinité au fond (à environ 50 m de profondeur) (Niemi et al., 2024). Dans le détroit de Barrow (archipel arctique canadien), des tendances à la baisse statistiquement significatives ont été observées (-0,33 par décennie à des profondeurs de 35 à 50 m, et ‑0,11 par décennie à des profondeurs de 135 à 155 m) (Niemi et al., 2024). Il n’est pas possible d’effectuer des mesures à l’aide de bouées mouillées près de la surface de l’océan dans l’Arctique en raison des aléas liés à la glace de mer saisonnière. Par conséquent, il est difficile d’évaluer les changements de stratification dans la couche supérieure de l’océan. La fonte de la glace de mer et des glaciers terrestres sous-tendrait une tendance à la dessalure; on pourrait donc s’attendre à une augmentation de la stratification. Cependant, les observations effectuées à partir de navires pendant la saison sans glace ne fournissent pas suffisamment de preuves pour déterminer les tendances à long terme dans l’Arctique.

Les facteurs à l’origine de la baisse observée des valeurs de la SSM comprennent également l’augmentation des précipitations annuelles et du ruissellement terrestre. Ces processus ont été évalués dans d’autres chapitres du présent rapport et sont résumés ici. En ce qui concerne les précipitations, on peut dire avec un degré de confiance très élevé que, dans l’ensemble, les précipitations moyennes annuelles ont augmenté au Canada depuis 1948, avec des augmentations en pourcentage plus importantes dans le nord du pays (chapitre 2, section 2.5). Cependant, le degré de confiance dans l’ampleur de ces changements est moindre (chapitre 2, section 2.5). Depuis le milieu des années 2000, le taux de perte de masse des glaciers à l’échelle du Canada s’est maintenu ou a augmenté. Cette situation est principalement attribuable au réchauffement des températures (degré de confiance élevé)et au noircissement des surfaces glaciaires (chapitre 6, section 6.5). Les glaciers de l’Ouest canadien comptent parmi ceux qui s’amincissent le plus rapidement au monde (degré de confiance élevé)(chapitre 6, section 6.5).

7.3.2 : Changements futurs

Les simulations de la salinité océanique ont été améliorées dans le CMIP6 (par rapport au CMIP5) et les biais de salinité ont été réduits (degré de confiance moyen), bien que la structure des biais reflète fortement celle du CMIP5 (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.2.2.2) (Fox-Kemper et al., 2021). Les biais de salinité régionaux sont au moins en partie le résultat des défis rencontrés dans la simulation de la dynamique océanique dans les modèles (Levang et Schmitt, 2020). À l’échelle mondiale, les changements de salinité projetés dans les couches de subsurface reflètent les changements dans les taux de formation des masses d’eau ou leurs nouvelles propriétés et suivent le schéma « l’eau douce devient plus douce, l’eau salée devient plus salée » (degré de confiance moyen)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.2.2.2) (Fox-Kemper et al., 2021). À l’heure actuelle, les projections basées sur le CMIP6 concernant les changements de salinité des océans, en particulier ceux qui entourent le Canada, sont limitées.

Comme indiqué à la section 7.2.2, au moment de la présente évaluation, les études de modélisation régionale, avec mise à l’échelle, des océans qui entourent le Canada se limitaient aux scénarios d’émissions présentés dans le cinquième rapport d’évaluation du GIEC. Le long de la côte pacifique du Canada, les projections indiquent que la salinité de la surface diminuera et que la stratification de la couche supérieure de l’océan augmentera, selon les scénarios d’émissions moyennes (RCP4.5) et très élevées (RCP8.5) (Holdsworth et al., 2021; Peña et Fine, 2024). Les projections de la salinité des eaux qui entourent le Canada atlantique posent un défi majeur en raison du rôle de la variabilité climatique interne et de la présence de glace de mer saisonnière. Dans la région de l’Atlantique, la salinité de la couche supérieure de l’océan devrait généralement diminuer, ce qui augmenterait la stratification, bien qu’il existe des écarts considérables entre les modèles (Han et al., 2025; Lavoie et al., 2020).

Dans l’Arctique, il y a de grandes variations entre les projections des modèles CMIP6 en ce qui concerne les changements de salinité et de température (Langehaug et al., 2023), en particulier dans les mers peu profondes du plateau continental où les apports fluviaux sont importants (Steiner et Reader, 2024). Certains modèles CMIP6 suggèrent une augmentation de la salinité dans la couche supérieure de l’océan, et donc un affaiblissement de la stratification océanique, tandis que d’autres indiquent une dessalure de la couche supérieure de l’océan beaucoup plus important que la moyenne multimodèles, et donc une nette augmentation de la stratification océanique (Khosravi et al., 2022). Il convient donc d’utiliser avec prudence les modèles climatiques mondiaux pour établir des projections dans cette région où les changements climatiques sont rapides.

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

Message clé 7.4 : Les eaux de surface des océans qui entourent le Canada se caractérisent par une salinité faible et sont devenues encore plus douces depuis les années 1950 (degré de confiance élevé). L’apport croissant d’eau douce dans ces océans résulte de l’augmentation des précipitations et du ruissellement terrestre due au réchauffement, qui comprend l’eau de fonte des glaciers et des inlandsis (degré de confiance élevé). La dessalure des océans devrait se poursuivre tout au long du XXIe siècle; cependant, le nombre limité de scénarios d’émissions étudiés et la variabilité des projections des modèles ont conduit à l’attribution d’un faible degré de confiance pour l’Arctique et d’un degré de confiance moyen pour l’Atlantique et le Pacifique.

Il est quasiment certain que les régions de haute salinité proches de la surface sont devenues plus salées depuis 1950, tandis que les régions de faible salinité sont devenues plus douces dans l’ensemble des océans mondiaux (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). Nous avons utilisé plusieurs sources de données régionales et publications pour évaluer les changements historiques de la salinité des océans qui entourent le Canada dans son ensemble. Nos résultats concordent avec l’évaluation mondiale issue du sixième rapport d’évaluation du GIEC (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021) et démontrent la dessalure de la couche supérieure des océans dans les eaux subpolaires et arctiques qui entourent le Canada. Cette combinaison d’analyses mondiales et régionales a permis d’évaluer avec un degré de confiance élevé les changements historiques de la salinité. L’évaluation reposant sur un degré de confiance élevé, selon laquelle l’augmentation des précipitations annuelles et du ruissellement terrestre a entraîné une augmentation de l’apport en eau douce à la surface des océans qui entourent le Canada, est étayée par des évaluations croisées dans les chapitres 2 et 6 du présent rapport.

Les preuves des changements projetés de la salinité des océans sont basées sur l’évaluation mondiale du sixième rapport d’évaluation du GIEC, ainsi que sur certaines publications ultérieures axées sur les projections du CMIP6 pour l’océan Arctique. Les projections régionales pour les eaux canadiennes de l’Atlantique et du Pacifique se limitent à des analyses basées sur les modèles CMIP5, et ces études n’utilisent pas un large ensemble de modèles ou de scénarios mondiaux. La combinaison d’une incertitude élevée dans les projections pour l’Arctique et d’une mise à l’échelle régionale limitée a conduit à une évaluation de degré de confiance moyen dans les changements futurs de la salinité.

Message clé 7.5 : La stratification accrue, ou la formation de couches dans la partie supérieure de l’océan en fonction de la densité de l’eau, dans les régions du nord-est du Pacifique et du sud du Canada atlantique résulte du réchauffement et de la dessalure de la surface de la mer (degré de confiance élevé). La stratification accrue réduit le mélange vertical des nutriments et d’autres composés chimiques dans la partie supérieure de l’océan, qui est un processus important dans l’écosystème marin.

La stratification observée dans la couche supérieure de l’océan (profondeur de 0 à 200 m) s’est accrue à l’échelle mondiale depuis au moins 1970 (quasiment certain) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.2.4) (Arias et al., 2021). Nous avons utilisé des sources de données et des publications régionales pour évaluer les changements historiques de la stratification dans les océans qui entourent le Canada. Ces résultats concordent avec l’évaluation mondiale du sixième rapport d’évaluation du GIEC et démontrent une augmentation de la stratification de la couche supérieure océanique dans les eaux subpolaires de l’Atlantique et du Pacifique. Cette augmentation est le résultat du réchauffement et de la dessalure de la surface de la mer, qui rendent les eaux de surface moins denses et donc plus difficiles à mélanger dans la colonne d’eau. Bien que les données historiques de haute qualité pour les eaux atlantiques et pacifiques qui entourent le Canada soient limitées sur le plan spatial, les données disponibles montrent des tendances à la hausse statistiquement significatives de la stratification à certains endroits clés, tels que la station Papa et le plateau néo-écossais. La nature complexe de la région atlantique, avec sa glace de mer saisonnière et son important apport en eau douce, a entraîné des tendances faibles en matière de stratification dans certaines parties de la région. Comme les données sur la couche supérieure de l’océan Arctique sont rares, les changements qui s’y sont produits ne peuvent être évalués, mais on s’attend à ce que l’accélération de la fonte glaciaire et de la glace de mer contribue à une stratification accrue pendant les saisons sans glace. La cohérence et la qualité des analyses mondiales et régionales des changements de température (section 7.2.1) et de salinité (section 7.3.1) de la couche supérieure de l’océan ont permis d’évaluer avec un degré de confiance élevé les changements historiques de la stratification.

7.4 : Niveau moyen mondial et relatif de la mer

Message clé 7.6 : Le niveau moyen mondial de la mer a augmenté d’environ 20 cm depuis 1900 en raison de l’influence humaine sur le système climatique (degré de confiance très élevé). Les principaux facteurs qui ont contribué à cette élévation sont l’expansion thermique liée au réchauffement des océans et la fonte généralisée de la glace continentale, qui entraîne un ruissellement vers l’océan (degré de confiance très élevé). Dans les régions du Canada où le sol s’affaisse, le niveau moyen relatif de la mer a augmenté davantage que ce à quoi on pourrait s’attendre de l’action seule de l’élévation du niveau mondial de la mer (degré de confiance très élevé). Des rythmes d’élévation pouvant atteindre 34 cm par siècle ont été observés dans le sud du Canada atlantique et dans l’ouest de l’Arctique, avec des rythmes plus faibles en Colombie-Britannique (degré de confiance très élevé). En revanche, le niveau de la mer dans l’ouest de la baie d’Hudson a baissé de 88 cm par siècle, en raison d’un soulèvement rapide des terres (degré de confiance très élevé). Le soulèvement et l’affaissement des terres sont causés par l’ajustement continu de la surface terrestre, dû à la perte de masse glaciaire après la dernière glaciation continentale.

Message clé 7.7 : Le niveau moyen mondial de la mer devrait augmenter de plusieurs dizaines de centimètres au cours du XXIe siècle dans un scénario à faibles émissions, et il est improbable qu’il dépasse un mètre dans un scénario à très fortes émissions (degré de confiance moyen). Toutefois, le niveau relatif de la mer dans différentes régions du Canada devrait augmenter ou diminuer en fonction du mouvement vertical local du sol ainsi que de l’ampleur de l’élévation du niveau moyen mondial de la mer. En raison de l’affaissement du sol, certaines régions du Canada atlantique et de l’ouest de l’Arctique devraient connaître des augmentations du niveau relatif de la mer supérieures à la variation du niveau moyen mondial de la mer au cours du siècle à venir (degré de confiance élevé).

Le niveau moyen de la mer est défini comme la hauteur de la surface de l’océan (par rapport au centre de la Terre) à un endroit donné, calculée en moyenne sur une période prolongée, par exemple un mois ou une année. Cette moyenne élimine l’effet des marées, des ondes de tempête et des vagues sur le niveau de l’eau. Il est essentiel de comprendre les changements passés du niveau moyen de la mer pour prévoir les changements futurs.

Le niveau moyen mondial de la mer, qui est calculé en moyenne pour l’ensemble du globe et qui constitue un indicateur climatique clé lié aux océans, a augmenté en raison du réchauffement anthropique du système Terre (figure 7.3 ). Cette augmentation est due à l’expansion thermique des océans résultant du réchauffement, à la perte de glace des glaciers et des inlandsis et aux changements dans le stockage de l’eau terrestre (par exemple, l’exploitation des barrages, l’extraction des eaux souterraines et d’autres activités) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, tableau 9.5) (Fox-Kemper et al., 2021). Le niveau moyen mondial de la mer continuera à monter en réponse aux émissions passées pendant encore longtemps, sur des siècles, voire des millénaires, en dépit d’une éventuelle réduction importante des émissions de gaz à effet de serre (GES) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.6.3) (Fox-Kemper et al., 2021). Cette réponse intrinsèque à long terme est appelée « changement inéluctable » ou « changement inéluctable à long terme ». La raison de ce délai dans la réponse est que certains aspects du système climatique, notamment la biosphère terrestre, les profondeurs océaniques et la cryosphère, réagissent beaucoup plus lentement à l’évolution des concentrations de GES que les températures de surface de l’air. En conséquence, des changements inéluctables importants sont déjà associés aux émissions passées de GES. Par exemple, le niveau moyen mondial de la mer continuera à monter pendant des milliers d’années, et ce même si les émissions futures de dioxyde de carbone étaient réduites à zéro dans un scénario de carboneutralité et que le réchauffement planétaire était enrayé, du fait que l’énergie excédentaire provenant des émissions passées continuera à se propager dans les profondeurs océaniques et que les glaciers et les inlandsis continueront à fondre (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, Box RT.4) (Arias et al., 2021).

Le changement relatif du niveau de la mer désigne le changement moyen du niveau de la mer observé le long d’une côte donnée, mesuré directement par des marégraphes et prenant en ligne de compte le mouvement vertical des terres (figure 7.18 ). Les changements relatifs du niveau de la mer sont utiles pour évaluer les impacts sur les côtes et planifier les mesures d’adaptation. Le long des côtes canadiennes, les tendances à long terme du niveau relatif de la mer varient considérablement d’un endroit à l’autre, principalement en raison des grandes variations spatiales du mouvement vertical des terres (section 7.4.1.2), mais aussi en raison d’autres facteurs importants.

Dans cette section, nous présenterons les changements observés dans le niveau moyen mondial de la mer afin de fournir un contexte pour les changements observés le long des côtes canadiennes. Nous discuterons également des observations relatives du niveau moyen de la mer à partir des relevés à long terme des marégraphes situés à des endroits représentatifs du Canada. Les projections du niveau moyen mondial et relatif de la mer seront évaluées, en mettant l’accent sur les changements pour les communautés côtières du Canada.

Faits saillants de la figure : Le changement relatif du niveau de la mer à un endroit donné est influencé par le mouvement vertical des terres.

Titre de la figure : Changement relatif du niveau de la mer

Figure 7.18  : Illustration des changements relatifs du niveau de la mer le long des côtes canadiennes, qui sont déterminés par une combinaison de changements du niveau moyen régional de la mer et de mouvements verticaux des terres (subsidence ou soulèvement). Il peut en résulter des changements relatifs du niveau de la mer qui sont plus importants ou moins importants que les changements mondiaux du niveau de la mer. Adapté de : Centre canadien des services climatiques (2025a).

7.4.1 : Changements passés

7.4.1.1 : Niveau mondial de la mer

Le changement du niveau moyen mondial de la mer est calculé en divisant le changement total du volume d’eau de mer par la superficie de l’océan. Cette mesure a été dérivée des observations des marégraphes du siècle dernier, ainsi que des mesures directes par altimétrie satellitaire (technologie de télédétection utilisée pour déterminer la hauteur de la surface de l’océan) depuis 1993. Le sixième rapport d’évaluation du GIEC a fourni des estimations de la variation historique du niveau de la mer basées sur l’approche d’ensemble de Palmer et al. (2021) et sur une évaluation actualisée du Groupe mondial sur le bilan du niveau de la mer du Programme mondial de recherche sur le climat (2018) (Gulev et al., 2021). Selon la section A1.7 du RID du GT1 au RE6 du GIEC (GIEC, 2021) :

« Sur l’ensemble du globe, le niveau moyen de la mer s’est élevé de 0,20 m [0,15 à 0,25 m] entre 1901 et 2018. Le rythme moyen de cette élévation était de 1,3 mm/an [0,6 à 2,1 mm/an] entre 1901 et 1971. Il est passé à 1,9 mm/an [0,8–2,9 mm/an] entre 1971 et 2006, puis a encore augmenté pour atteindre 3,7 mm/an [3,2–4,2 mm/an] entre 2006 et 2018 (degré de confiance élevé). »^{Footnote 11} – RID du GT1 au RE6 du GIEC

Le sixième rapport d’évaluation du GIEC a fait état pour la première fois de la clôture du bilan historique du niveau de la mer, ce qui signifie que la somme des contributions individuelles des glaciers, des inlandsis, de l’expansion thermique des océans et des effets anthropiques directs est égale à l’élévation du niveau de la mer directement observée, en tenant compte des incertitudes citées (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.ES) (Fox-Kemper et al., 2021). De 1901 à 2018, l’expansion thermique des océans (38 %) et la perte de masse des glaciers et des inlandsis (41 %) ont dominé les contributions. La contribution des inlandsis du Groenland et de l’Antarctique a augmenté à un rythme accéléré au cours des dernières décennies, et était quatre fois plus importante en 2010-2019 qu’en 1992-1999 (Fox-Kemper et al., 2021).

7.4.1.2 : Niveau relatif de la mer

Les mouvements terrestres à grande échelle au Canada résultent principalement de l’ajustement isostatique glaciaire, qui est la réponse de la Terre aux changements passés et actuels de la masse glaciaire (glaciers et inlandsis). Au cours de la dernière glaciation continentale, le poids des inlandsis a fait en sorte que la surface de la Terre s’est enfoncée, provoquant un lent écoulement de matériaux dans les profondeurs du manteau terrestre. À la périphérie des anciens inlandsis, l’écoulement des matériaux du manteau a provoqué un soulèvement terrestre. Avec l’amincissement et le recul des inlandsis continentaux, les régions centrales enfoncées ont commencé à s’élever, tandis que les régions périphériques précédemment soulevées ont commencé à s’affaisser. Le processus d’ajustement isostatique glaciaire se poursuit encore aujourd’hui, car le manteau terrestre réagit lentement aux changements passés de la charge en surface.

Le modèle national de vitesse crustale (Robin et al., 2020) montre que le niveau du sol s’élève dans une grande partie du Canada (figure 7.19). Ce modèle intègre les observations satellitaires des mouvements du substrat rocheux aux prédictions des modèles d’ajustement isostatique glaciaire et tient compte des effets des changements actuels de la glace sur le mouvement vertical du sol. L’ajustement isostatique glaciaire provoque un affaissement du sol dans une grande partie du Canada atlantique et le long de la côte de la mer de Beaufort, dans l’ouest de l’Arctique. Les taux élevés de soulèvement du sol dans le nord du Canada sont le résultat des changements actuels de la masse glaciaire dans les îles de la Reine-Élisabeth, dans l’archipel arctique canadien. En outre, le sol s’élève rapidement dans le sud-est de l’Alaska en raison du recul des glaciers et de la calotte glaciaire à la suite du petit âge glaciaire (Hu et Freymueller, 2019). Les taux élevés de soulèvement du sol au Groenland résultent principalement de la perte de masse actuelle de l’inlandsis du Groenland.

Les mouvements verticaux du sol entraînent d’importantes variations spatiales dans les changements relatifs du niveau de la mer le long des côtes canadiennes (figure 7.20). Pour cette évaluation, nous avons sélectionné neuf sites représentatifs à travers le Canada disposant de relevés de marégraphes de bonne qualité couvrant au moins trois décennies. À Halifax et à St. John’s, dans le Canada atlantique, ainsi qu’à Tuktoyaktuk, sur la côte de la mer de Beaufort, dans l’ouest de l’Arctique, où le sol s’affaisse en raison de l’ajustement isostatique glaciaire (figure 7.19 ), le niveau relatif de la mer augmente plus rapidement que le niveau moyen mondial de la mer. À Alert, sur l’île d’Ellesmere, et à Churchill, dans la baie d’Hudson, le niveau relatif de la mer baisse en raison du soulèvement rapide des terres causé par l’ajustement isostatique glaciaire et par les changements actuels de la masse glaciaire (figure 7.19 ). À Vancouver et à Prince Rupert, le long de la côte nord-est du Pacifique, où les terres s’élèvent lentement, l’élévation relative du niveau de la mer est plus lente que l’augmentation du niveau moyen mondial de la mer. Les fluctuations à l’échelle interannuelle à décennale sont évidentes dans les relevés des marégraphes présentés à la figure 7.20 et sont causées par divers processus naturels, tels que le phénomène El Niño-oscillation australe (ENSO) (chapitre 4, section 4.8), qui influent sur la détermination des tendances à court terme du niveau de la mer à chaque marégraphe.

Faits saillants de la figure : La majeure partie de la masse terrestre le long des côtes canadiennes est en train de se soulever, à l’exception des régions du sud du Canada atlantique et du sud de la mer de Beaufort, qui connaissent un affaissement du sol.

Titre de la figure : Vitesse verticale de la croûte terrestre à travers la masse continentale canadienne

Figure 7.19  : Modèle national de vitesse crustale généré par Levés géodésiques du Canada, montrant le soulèvement terrestre (en rouge) et l’affaissement terrestre (en bleu) en mm par an. Adapté de : Robin et al. (2020).

Faits saillants de la figure : Les changements à long terme du niveau relatif de la mer sur neuf sites le long du littoral canadien montrent que ces changements peuvent être positifs ou négatifs selon l’endroit.

Titre de la figure : Changements historiques du niveau relatif de la mer au Canada

Figure 7.20  : a) Observations mensuelles des marégraphes (communément appelées niveaux d’eau) (en noir) et tendances linéaires associées (en rouge) à neuf sites marégraphiques représentatifs à travers le Canada; b) carte des emplacements des marégraphes. Les estimations des tendances sont indiquées en noir, suivies des limites de confiance à 95 % entre parenthèses. Les relevés des marégraphes de Halifax et du bassin de Bedford ont été fusionnés, et la différence (valeur de Halifax moins valeur de Bedford) entre les moyennes des deux séries chronologiques pendant la période de chevauchement a été ajoutée aux observations du bassin de Bedford, afin de tenir compte des différentes données de référence de chaque site. Les registres individuels des marégraphes sont décalés verticalement à des fins d’affichage. Les triangles bleus indiquent la période des événements El Niño très forts, un phénomène important qui affecte le niveau de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique. Les emplacements des marégraphes cartographiés en b) sont codés par couleur en fonction de la tendance à long terme du niveau relatif de la mer (en mm par an) indiquée dans le graphique a). Les nuances de rouge indiquent une augmentation, et celles de bleu, une diminution. Source des données : National Oceanic Centre (2025).

Outre les mouvements verticaux du sol, divers autres processus peuvent contribuer aux variations régionales du niveau de la mer à l’échelle de plusieurs années ou décennies. Il s’agit notamment des changements dans la circulation océanique et la densité de l’océan, qui sont influencés par les vents, les flux thermiques air-mer, les précipitations, le ruissellement fluvial et l’eau de fonte. L’amplitude des changements régionaux du niveau de la mer résultant de ces dynamiques océaniques et atmosphériques peut être plusieurs fois supérieure à l’amplitude de l’élévation du niveau moyen mondial de la mer (Volkov et al., 2022). Ces processus doivent être pris en compte lors de la planification des changements du niveau de la mer le long du littoral (Han et al., 2014; Han, Ma, Chen, Thomson et al., 2015). Il a été démontré que les variations interannuelles du niveau de la mer le long des côtes de la Nouvelle-Écosse sont principalement dues aux changements de densité de l’océan (c’est-à-dire la combinaison de la température et de la salinité) et aux situations météorologiques (Chen et al., 2020). Ce dernier phénomène est appelé « effet barométrique inverse ». Les processus à grande échelle, comme l’oscillation nord-atlantique (NAO) (chapitre 4, section 4.3), peuvent également jouer un rôle important dans les variations à court terme du niveau de la mer sur les côtes (par exemple, Goddard et al., 2015). Le long de la côte ouest du Canada, les tendances et les variations interannuelles du niveau de la mer sont principalement associées aux changements de densité de l’océan induits par le vent (Lu et al., 2025). Dans cette région, les changements intra-saisonniers à interannuels contribuent de manière substantielle aux niveaux de la mer extrêmes, et les événements El Niño peuvent amplifier cette contribution (Han et Lu, 2023). Les inlandsis du Groenland et de l’Antarctique, ainsi que les glaciers et les calottes glaciaires de l’Extrême-Arctique canadien, influencent également les variations régionales du niveau de la mer par leurs effets gravitationnels et de déformation.

Le modèle national de vitesse crustale s’est avéré permettre une meilleure évaluation des bilans régionaux du niveau de la mer à partir des données des marégraphes au Canada, par rapport au modèle de mouvement terrestre du sixième rapport d’évaluation du GIEC (Zhai, Lu et Greenan, 2025). Cette recherche a démontré la nécessité d’inclure les variations interannuelles du ruissellement fluvial dans les modèles océanographiques fournissant des projections des changements du niveau de la mer dans le fleuve et l’estuaire du Saint-Laurent. De plus, la fermeture du bilan régional du niveau de la mer dépend de la résolution spatiale des modèles océanographiques utilisés pour le golfe du Saint-Laurent et le plateau continental du Canada atlantique. Malgré leur faible résolution spatiale, les modèles mondiaux simulent bien les changements du niveau de la mer le long de la côte de la Colombie-Britannique. Ces résultats renforcent l’intérêt d’utiliser le modèle national de vitesse crustale pour générer des projections du niveau relatif de la mer pour le Canada (James et Brierley-Green, 2026; James et al., 2021).

7.4.2 : Changements futurs au Canada

7.4.2.1 : Projections du niveau moyen mondial de la mer

Le sixième rapport d’évaluation du GIEC indique qu’il est quasiment certain que le niveau moyen mondial de la mer continuera d’augmenter au cours du siècle actuel (tableau 7.1) (Fox-Kemper et al., 2021). Cette élévation se poursuivra pendant des siècles, en raison de l’absorption continue de chaleur par les océans profonds et de la perte de masse des inlandsis du Groenland et de l’Antarctique, ce qui fera en sorte que le niveau de la mer restera élevé pendant des milliers d’années (degré de confiance élevé)(Fox-Kemper et al., 2021). L’élévation projetée du niveau moyen mondial de la mer d’ici 2100 se situe entre 0,38 m (0,28 m–0,55 m) dans le scénario d’émissions très faibles (SSP1-1.9) et 0,77 m (0,63 m–1,01 m) dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (degré de confiance moyen). Il est important de noter que, dans cette section du chapitre, les valeurs entre parenthèses représentent la fourchette probable (fourchette d’incertitude de 66 %, du 17e au 83e centile). Nous utilisons cette fourchette afin de rester cohérents avec l’approche adoptée par la communauté scientifique mondiale spécialisée dans le niveau de la mer, telle que décrite dans le sixième rapport d’évaluation du GIEC (Fox-Kemper et al., 2021).

Tableau 7.1 Élévation projetée du niveau mondial de la mer en 2100 par rapport à la période de référence (de 1995 à 2014)^a

Scénario d’émissions		Médianeb (m)	Fourchette probablec (m)
Très faibles	SSP1-1.9	0,38	0,28–0,55
Faibles	SSP1-2.6	0,44	0,32–0,62
Intermédiaires	SSP2-4.5	0,56	0,44–0,76
Élevées	SSP3-7.0	0,68	0,55–0,90
Très élevées	SSP5-8.5	0,77	0,63–1,01

^aSource : RID du RE6 du GIEC, B.5.3; et tableau 9.9 dans Fox-Kemper et al. (2021)
^bSource : RID du RE6 du GIEC, B.5.3; et tableau 9.9 dans Fox-Kemper et al. (2021)
^c Du 17e à 83e centile

Les contributions relatives des différents facteurs à l’élévation du niveau mondial de la mer en 2100 varient selon le scénario d’émissions (tableau 7.2). Dans le scénario à faibles émissions (SSP1-2.6), l’expansion thermique représente 32 % de l’élévation médiane totale estimée du niveau de la mer, tandis que les inlandsis et les glaciers contribueront collectivement à hauteur de 60 %. Dans le scénario à très fortes émissions (SSP5-8.5), la contribution de l’expansion thermique passe à 39 %, tandis que celle de la masse glaciaire diminue légèrement, à 56 %. La contribution des activités humaines de stockage et de gestion de l’eau sur terre, qui comprennent le pompage des eaux souterraines (qui contribue à l’élévation du niveau mondial de la mer) et la construction de réservoirs d’eau (qui réduit l’élévation du niveau mondial de la mer), reste constante à 0,03 m, mais la contribution relative de ces activités humaines passe de 7 % à 4 % entre les scénarios à faibles émissions et à très fortes émissions (SSP1-2.6 et SSP5-8.5, respectivement). Selon les projections, la contribution de l’expansion thermique des océans sera similaire ou inférieure à la contribution historique de 38 % observée entre 1901 et 2018 (section 7.4.1.1). En revanche, la contribution relative des glaciers diminuera pour se situer entre 21 % (scénario à faibles émissions, SSP1-2.6) et 23 % (scénario à émissions élevées, SSP3-7.0) par rapport à la valeur historique de 41 %.

Tableau 7.2 Contributions individuelles à l’élévation projetée du niveau mondial de la mer en 2100, par rapport à la période de référence (de 1995 à 2014)

-	Scénario à faibles émissions (SSP1-2.6)		Scénario à émissions élevées (SSP5-8.5)
Contributeur	Médiane (m)	Pourcentage du totala	Médiane (m)	Pourcentage du total
Expansion thermique	0,14	32	0,30	39
Inlandsis du Groenland	0,06	14	0,13	17
Inlandsis antarctique	0,11	25	0,12	16
Glaciers	0,09	21	0,18	23
Stockage d’eau terrestre	0,03	7	0,03	4
Total	0,43	99	0,76	99

^a La somme des pourcentages n’atteint pas 100 % en raison des arrondissements.

7.4.2.2 : Projections du niveau relatif de la mer

Les projections du niveau relatif de la mer basées sur les projections mondiales du sixième rapport d’évaluation du GIEC décrites dans la section précédente intègrent des effets régionaux, tels que l’empreinte du niveau de la mer^{Footnote 12} et les changements projetés de la circulation océanique (James et Brierley-Green, 2026). En outre, un modèle national de vitesse crustale récemment mis à jour (Robin et al., 2020) a été utilisé dans les projections. Le profil résultant des augmentations et des diminutions du niveau relatif de la mer à divers endroits au Canada est spatialement similaire aux mesures historiques des marégraphes concernant les changements relatifs du niveau de la mer (section 7.4.1.2). Il peut également être comparé aux projections du niveau relatif de la mer pour le Canada basées sur les projections du cinquième rapport d’évaluation du GIEC (Han et al., 2014, 2020; Han, Ma, Chen, Thomson et al., 2015; Han, Ma, Chen, Yang et al., 2015). En général, les projections du niveau relatif de la mer issues des études du cinquième rapport d’évaluation du GIEC fournissent des résultats similaires à ceux présentés dans cette section, qui sont basés sur le sixième rapport d’évaluation du GIEC.

Dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5), le niveau relatif de la mer devrait baisser dans la baie d’Hudson et dans une grande partie de l’est de l’Arctique (figure 7.21), où les taux de soulèvement terrestre sont élevés (figure 7.19). Selon les projections, dans les endroits où le soulèvement terrestre est plus lent, le niveau relatif de la mer devrait augmenter. Dans les endroits où le terrain s’affaisse, le niveau relatif de la mer devrait augmenter davantage, dépassant la moyenne mondiale de 0,56 m (tableau 7.1) dans une grande partie du Canada atlantique et de l’ouest de l’Arctique.

Faits saillants de la figure : L’ampleur du changement relatif du niveau de la mer projeté le long des côtes canadiennes dépend de l’endroit et du scénario d’émissions.

Titre de la figure : Changement relatif du niveau de la mer d’ici 2100 (par rapport à 1995-2014) selon quatre scénarios d’émissions

Figure 7.21 : Variation médiane projetée (50e centile) du changement relatif du niveau de la mer au Canada (en m) d’ici 2100, par rapport à la période de référence (de 1995 à 2014), selon les scénarios suivants : a) faibles émissions (SSP1-2.6); b) émissions moyennes (SSP2-4.5); c) émissions élevées (SSP3-7.0), et d) émissions très élevées (SSP5-8.5). Les différentes nuances de rouge et de bleu indiquent respectivement l’ampleur de l’élévation du niveau de la mer et de la baisse du niveau de la mer. Source : James et Brierley-Green (2026).

Les projections des changements relatifs du niveau de la mer jusqu’à la fin du siècle actuel (figure 7.22) révèlent que les changements sont largement indépendants des scénarios jusqu’en 2050 environ, ce qui simplifie le processus de planification des mesures d’adaptation à court terme. Après 2050, les projections divergent, avec un changement relatif du niveau de la mer plus important attendu pour les scénarios d’émissions élevées et très élevées (SSP3-7.0 et SSP5-8.5 respectivement) dans les régions où le sol ne s’élève pas rapidement. La hausse du niveau de la mer la plus élevée devrait être observée à Tuktoyaktuk et à Halifax, où le sol s’affaisse. À l’inverse, l’élévation la plus faible du niveau de la mer est projetée à Rimouski, à Vancouver et à Tofino, où le sol s’élève lentement. Churchill présente un contraste frappant avec les cinq autres communautés, car le sol s’y élève rapidement, ce que fait que les projections indiquent que le niveau relatif de la mer devrait baisser dans tous les scénarios et à tous les horizons temporels, sauf à la fin du siècle dans la fourchette supérieure du scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5). L’extrapolation la plus élevée, qui présente un faible degré de confiance mais intègre les effets potentiels de l’instabilité future de l’inlandsis antarctique (encadré 7.2), fournit une projection d’élévation du niveau de la mer nettement plus importante, dépassant 1,5 m à Halifax et à Tuktoyaktuk d’ici la fin du siècle.

Une autre façon de présenter les projections de l’élévation du niveau de la mer consiste à utiliser un diagramme illustrant le moment où l’événement se produit (figure 7.23). Ce diagramme indique le moment où une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m (colonne de gauche) ou de 1,0 m (colonne de droite) est susceptible de se produire (fourchette d’incertitude de 66 %, du 17e au 83e centile). Une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m pourrait être atteinte dans les communautés côtières dès les années 2050 dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5), tandis que selon un scénario d’émissions faibles (SSP1-2.6), cet événement serait retardé de 20 à 40 ans, selon l’endroit. Une élévation relative du niveau de la mer d’un mètre pourrait être observée dès la fin des années 2080 à Halifax et à Tuktoyaktuk, tandis qu’un scénario à faibles émissions retarderait cet événement d’un peu plus de 30 ans. L’estimation la plus élevée de van de Wal et al. (2022) réduit de plus de 20 ans le délai avant l’observation d’une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m dans certaines communautés, et de plus de 30 ans pour une élévation de 1,0 m dans plusieurs communautés. Dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5), il y a 50 % de chances ou plus qu’une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m soit observée avant 2080 à Halifax et à Tuktoyaktuk, et avant 2150 à Rimouski et à Vancouver, et 50 % de chances ou plus qu’une élévation relative du niveau de la mer de 1,0 m soit observée à Halifax et à Tuktoyaktuk avant 2150.

Dans les endroits où le niveau relatif de la mer est censé augmenter selon les projections, les scénarios d’émissions élevées et très élevées (SSP3-7.0 et SSP5-8.5 respectivement) entraînent des aléas potentiellement plus sévères que ceux des scénarios d’émissions faibles et très faibles (section 7.6).

Faits saillants de la figure : Le changement relatif projeté du niveau de la mer est indépendant du scénario d’émissions avant 2050, mais il fluctue selon le scénario d’émissions et l’endroit à la fin du XXIe siècle.

Titre de la figure : Changement relatif projeté du niveau de la mer dans six collectivités côtières

Figure 7.22  : Changement relatif projeté du niveau de la mer pour six collectivités côtières du Canada par rapport à la période de référence (de 1995 à 2014), sur la base des projections moyennes du niveau de la mer tirées du sixième rapport d’évaluation du GIEC (Fox-Kemper et al., 2021), et à l’aide du modèle national de vitesse crustale (Robin et al., 2020). La ligne rouge continue montre les changements projetés dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5S); la ligne orange, dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5); et la ligne bleue, dans le scénario d’émissions faibles (SSP1-2.6). La ligne pointillée montre l’extrapolation (van de Wal et al., 2022) du niveau le plus élevé de la mer^{Footnote 13}. Des projections de degré de confiance moyen sont disponibles jusqu’en 2150, mais ne sont affichées ici que jusqu’en 2100 afin de mettre l’accent sur les changements projetés pour le reste du siècle. Une carte présentant l’emplacement des collectivités est fournie à la figure 7.20.

Faits saillants de la figure : Les moments où l’élévation relative du niveau de la mer atteindra 0,5 m et 1,0 m varient selon l’endroit du Canada et les scénarios d’émissions.

Titre de la figure : Moments où se produiront des élévations relatives du niveau de la mer de 0,5 m et de 1,0 m

Figure 7.23  : Diagrammes en boîte illustrant les moments où se produiront des élévations relatives du niveau de la mer de 0,5 m (colonne de gauche) et de 1,0 m (colonne de droite) dans cinq collectivités côtières canadiennes sélectionnées. Le changement relatif du niveau de la mer est déterminé par rapport à la période de référence de 1995 à 2014. Les barres épaisses correspondent à la fourchette probable (fourchette d’incertitude de 66 %, du 17e au 83e centile), et les barres fines, à l’estimation la plus élevée de van de Wal et al. (2022). Le moment correspondant à la projection médiane est indiqué par le symbole rond. La plage d’années présentées dans les diagrammes se termine en 2150, qui est la limite pour les projections du niveau de la mer avec un degré de confiance moyen dans le sixième rapport d’évaluation du GIEC (Fox-Kemper et al., 2021).

À Churchill, selon les projections, le niveau relatif de la mer devrait baisser tout au long du siècle dans tous les scénarios, à l’exception de la fourchette supérieure du scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5; figure 7.22). Comme illustré dans les diagrammes de la figure 7.24, seul le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) mène à une projection d’élévation du niveau de la mer de 0,5 m avant 2150. En revanche, dans le scénario à faibles émissions (SSP1-2.6), une baisse du niveau de la mer de 0,5 m pourrait se produire dès 2090 (probabilité de 17 %) et a 50 % de chances de se produire d’ici 2120. Dans les scénarios à émissions moyennes (SSP2-4.5) et très élevées (SSP5-8.5), le moment où une baisse du niveau de la mer de 0,5 m se produira est retardé d’environ 15 et 40 ans, respectivement.

Dans la baie d’Hudson et dans une grande partie de l’est de l’Arctique, la baisse du niveau relatif de la mer entraînera des aléas pour la navigation dans les eaux peu profondes et augmentera le risque d’échouage des infrastructures côtières au fil du temps (T. James et al., 2014). Les aléas pour la navigation liés à cette baisse du niveau de la mer se feront sentir plus tôt dans les scénarios d’émissions très faibles et faibles (SSP1-1.9 et SSP1-2.6, respectivement).

Faits saillants de la figure : À Churchill, une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m devrait se produire après 2100, tandis qu’une baisse de 0,5 m devrait se produire entre les années 2090 et 2130, selon le scénario d’émissions.

Titre de la figure : Moments où se produiront une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m et une baisse de 0,5 m à Churchill

Figure 7.24  : Diagrammes en boîte illustrant les moments où se produiront une élévation relative du niveau de la mer de 0,5 m (graphique de gauche) et une baisse relative du niveau de la mer (graphique de droite) du même ordre à Churchill, au Manitoba. La variation du niveau relatif de la mer est déterminée par rapport à la période de référence de 1995 à 2014. Les barres épaisses correspondent à la fourchette probable (fourchette d’incertitude de 66 %, du 17e au 83e centile), et les barres fines correspondent à l’estimation la plus élevée de van de Wal et al. (2022). Le moment correspondant à la projection médiane est indiqué par le symbole rond. La plage d’années présentées dans les diagrammes se termine en 2150, qui est la limite pour les projections du niveau de la mer avec un degré de confiance moyen dans le sixième rapport d’évaluation du GIEC (Fox-Kemper et al., 2021).

Certaines des études émergentes sur les projections du niveau relatif de la mer se sont concentrées sur des modèles qui tiennent compte des mouvements verticaux non linéaires du sol, ce qui peut accroître l’incertitude des projections du niveau de la mer (Oelsmann et al., 2024). D’autres chercheurs examinent les changements relatifs du niveau de la mer dans les marais côtiers, où l’affaissement local peut influencer les projections (Ohenhen et al., 2023). Les technologies satellitaires comme l’interférométrie par radar à synthèse d’ouverture (InSAR) jouent un rôle de plus en plus important dans la détermination de la variabilité spatiale des mouvements terrestres locaux qui doit être intégrée dans les projections du niveau relatif de la mer (Ohenhen et al., 2023).

Les aléas futurs liés aux inondations côtières (section 7.6), y compris la fréquence des inondations et l’amplitude des crues maximales, dépendront fortement de l’évolution du niveau relatif de la mer décrite ici et de l’état futur des vents, des vagues et des ondes de tempête décrits à la section 7.5.

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

Message clé 7.6 : Le niveau moyen mondial de la mer a augmenté d’environ 20 cm depuis 1900 en raison de l’influence humaine sur le système climatique (degré de confiance très élevé). Les principaux facteurs qui ont contribué à cette élévation sont l’expansion thermique liée au réchauffement des océans et la fonte généralisée de la glace continentale, qui entraîne un ruissellement vers l’océan (degré de confiance très élevé). Dans les régions du Canada où le sol s’affaisse, le niveau moyen relatif de la mer a augmenté davantage que ce à quoi on pourrait s’attendre de l’action seule de l’élévation du niveau mondial de la mer (degré de confiance très élevé). Des rythmes d’élévation pouvant atteindre 34 cm par siècle ont été observés dans le sud du Canada atlantique et dans l’ouest de l’Arctique, avec des rythmes plus faibles en Colombie-Britannique (degré de confiance très élevé). En revanche, le niveau de la mer dans l’ouest de la baie d’Hudson a baissé de 88 cm par siècle, en raison d’un soulèvement rapide des terres (degré de confiance très élevé). Le soulèvement et l’affaissement des terres sont causés par l’ajustement continu de la surface terrestre, dû à la perte de masse glaciaire après la dernière glaciation continentale.

Les preuves de l’élévation historique du niveau moyen mondial de la mer reposent sur des relevés quasi mondiaux effectués à l’aide de marégraphes sur plus d’un siècle, complétés par des relevés multisatellitaires sur 30 ans, qui ont permis de documenter l’accélération du rythme de l’élévation mondiale du niveau de la mer. Les preuves sont solides, et des analyses répétées sur plusieurs décennies ont confirmé et peaufiné les rythmes mondiaux estimés, ce qui a conduit à une évaluation reposant sur un degré de confiance très élevé. Contrairement aux rapports précédents du GIEC, le sixième rapport d’évaluation du GIEC a documenté la clôture du bilan du niveau de la mer, c’est-à-dire que la somme des contributions individuelles du réchauffement des océans, des masses de glace et des contributions anthropiques directes est égale au total observé dans les limites des incertitudes dérivées (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.ES) (Fox-Kemper et al., 2021). Les multiples sources de données qui corroborent de manière cohérente le changement du niveau mondial de la mer permettent d’établir avecun degré de confiance très élevé les principales contributions à l’élévation du niveau de la mer.

Le changement global du niveau relatif de la mer mesuré par les marégraphes pour le Canada dans son ensemble est cohérent avec les déductions du changement du niveau mondial de la mer, une fois pris en compte le mouvement vertical des terres détecté, dans les limites des mesures géodésiques, et à condition que les relevés des marégraphes soient suffisamment longs pour tenir compte de la variabilité naturelle (James et Brierley-Green, 2026). La cohérence des tendances des marégraphes, des mesures géodésiques du mouvement terrestre et du mouvement terrestre déduit des archives paléoclimatiques du niveau de la mer (c’est-à-dire basées sur des preuves géologiques), combinée à une étude récente documentant la clôture du bilan du niveau de la mer pour la majorité des marégraphes canadiens et américains examinés (Zhai, Lu, et Greenan, 2025), permet d’accorder un degré de confiance très élevéaux tendances observées par les marégraphes au Canada et à leur attribution.

Message clé 7.7 : Le niveau moyen mondial de la mer devrait augmenter de plusieurs dizaines de centimètres au cours du XXIe siècle dans un scénario à faibles émissions, et il est improbable qu’il dépasse un mètre dans un scénario à très fortes émissions (degré de confiance moyen). Toutefois, le niveau relatif de la mer dans différentes régions du Canada devrait augmenter ou diminuer en fonction du mouvement vertical local du sol ainsi que de l’ampleur de l’élévation du niveau moyen mondial de la mer. En raison de l’affaissement du sol, certaines régions du Canada atlantique et de l’ouest de l’Arctique devraient connaître des augmentations du niveau relatif de la mer supérieures à la variation du niveau moyen mondial de la mer au cours du siècle à venir (degré de confiance élevé).

Les projections de l’évolution du niveau moyen mondial de la mer tiennent compte d’une combinaison de facteurs, notamment le réchauffement des océans (expansion thermique), les glaciers, les calottes glaciaires et les inlandsis, ainsi que les contributions directes des activités humaines, telles que le pompage des eaux souterraines et la construction de réservoirs. La clôture du bilan historique du niveau de la mer réalisée ces dernières années a renforcé la confiance dans les projections de l’évolution du niveau de la mer basées sur les processus actuels (Fox-Kemper et al., 2021). Cependant, les processus liés aux inlandsis, qui sont très incertains (DeConto et al., 2021; DeConto et Pollard, 2016; Pattyn et Morlighem, 2020), pourraient entraîner une augmentation des quantités d’eau de fonte provenant de l’inlandsis antarctique qui se déversent dans les océans, ce qui mène à un degré de confiance moyen dans les projections.

Partout au Canada, un réseau d’instruments du système mondial de navigation par satellite fournit des observations directes du mouvement vertical du sol, donnant des lectures qui concordent avec les données des marégraphes et les archives paléoclimatiques du niveau de la mer. Ces données de qualité élevée montrent un affaissement du sol dans le Canada atlantique et l’ouest de l’Arctique qui pourrait aggraver l’élévation du niveau de la mer. Sur la base de notre compréhension des processus physiques et des données cohérentes issues des modèles CMIP6, les projections laissent présager avec un degré de confiance élevé une élévation relative du niveau de la mer supérieure à la moyenne mondiale dans les régions du Canada où le sol s’affaisse.

7.5 : Vagues et ondes de tempête

Message clé 7.8 : La hauteur moyenne et extrême des vagues a augmenté dans les régions arctiques et subarctiques, principalement en raison de la réduction de la glace de mer due au réchauffement (degré de confiance élevé). La hauteur des vagues dans l’Atlantique Nord-Ouest a également augmenté au cours des dernières décennies (degré de confiance moyen), mais les changements dans les zones libres de glace qui entraîneraient une augmentation de la hauteur des vagues ne peuvent être directement attribués aux changements climatiques d’origine humaine. Les tendances de la hauteur des vagues dans le Pacifique Nord-Est ne sont pas statistiquement significatives. Les ondes de tempête extrêmes ont augmenté dans certaines régions de l’ouest de l’Arctique, dans la baie d’Hudson et au Canada atlantique (faible degré de confiance).

Message clé 7.9 : L’allongement projeté de la saison sans glace dans l’Arctique entraînera une augmentation de la hauteur des vagues moyennes et extrêmes (degré de confiance élevé) et des ondes de tempête (degré de confiance moyen). Dans les régions du Canada atlantique qui ne sont pas affectées par la glace de mer, la hauteur moyenne des vagues devrait diminuer (degré de confiance moyen), tandis que de faibles changements sont projetés dans le Pacifique Nord-Est (faible degré de confiance). Les projections visant les régions dénuées de glace de mer fournissent des preuves limitées d’une augmentation de la hauteur des vagues extrêmes dans le Canada atlantique (faible degré de confiance).

Outre les changements à long terme du niveau moyen de la mer (section 7.4), on observe une variabilité considérable de la hauteur de la surface de la mer à plus court terme. Ensemble, ces facteurs contribuent à des épisodes de niveaux d’eau extrêmes sur les côtes (section 7.6). Il est essentiel de prendre en compte les processus à court terme, tels que les effets des vagues, les ondes de tempête, les marées et les changements physiques du littoral, pour comprendre les changements dans les épisodes de niveaux d’eau extrêmes (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.6.4) (Fox-Kemper et al., 2021).

Les vents marins qui soufflent à la surface de l’océan génèrent des vagues qui s’éloignent de leur lieu d’origine sous la forme de houles sur de plus longue période (Holthuijsen, 2007) (encadré 7.3). À un endroit donné, l’état de la mer peut être constitué de vagues dues au vent générées localement ainsi que de multiples systèmes de houle générés à distance. Au Canada atlantique, l’état de la mer est généralement dominé par les vagues dues au vent, tandis que les eaux canadiennes du Pacifique sont fortement influencées par la houle entrante (Lobeto et al., 2024). Aux latitudes élevées, l’état de la glace de mer influence fortement les vagues dues au vent et peut réduire, voire supprimer complètement, la formation et la propagation des vagues. À l’inverse, le recul de la glace de mer favorise la croissance des vagues en augmentant l’espace et le temps dans lesquels les vagues dues au vent peuvent se former (Casas-Prat et Wang, 2020a).

La pression atmosphérique et les conditions de vent peuvent générer des ondes de tempête, qui durent de quelques heures à plusieurs jours (Pugh et Woodworth, 2014) et qui sont sensibles à l’intensité, à la trajectoire, à la taille et à la vitesse de déplacement d’une tempête (N. B. Bernier et al., 2024). Dans les environnements côtiers peu profonds, les tempêtes peuvent soulever et pousser l’eau vers le rivage, entraînant une onde de tempête positive (élévation du niveau de l’eau). À l’inverse, les vents au large peuvent repousser l’eau loin de la côte et la pression atmosphérique élevée peut exercer une pression sur l’eau, entraînant une onde de tempête négative (abaissement du niveau de l’eau). Une onde de tempête peut prendre naissance à des milliers de kilomètres de la côte et même en eaux profondes (p. ex. les ondes de Kelvin équatoriales) (N. B. Bernier et al., 2024; P. Wang et al., 2022). Tout comme l’activité des vagues, le recul de la glace de mer favorise également les ondes de tempête plus importantes (P. Wang et Bernier, 2023).

Les changements dans les vagues océaniques et les ondes de tempête ont des conséquences importantes à l’échelle mondiale et régionale, affectant les communautés côtières, les écosystèmes, ainsi que les infrastructures et les activités maritimes (N. B. Bernier et al., 2024; Casas-Prat, Hemer et al., 2024). Les changements futurs des vagues dues au vent pourraient aggraver l’érosion côtière et les inondations, endommager les infrastructures maritimes et affecter les activités extracôtières (Casas-Prat, Hemer et al., 2024). Les vagues jouent également un rôle important dans les interactions entre les processus atmosphériques et océaniques (par exemple, elles peuvent favoriser la fragmentation de la glace de mer) et constituent une source d’énergie renouvelable pouvant contribuer au développement d’une économie bleue (Casas-Prat, Hemer et al., 2024). Les ondes de tempête positives peuvent provoquer des inondations et l’érosion côtières, tandis que les ondes négatives peuvent présenter des risques pour la navigation si le tirant d’eau d’un navire dépasse la profondeur de l’eau à un endroit (N. B. Bernier et al., 2024). Combinées à d’autres conditions météorologiques, telles que de fortes précipitations ou un débit élevé, les vagues océaniques et les ondes de tempête peuvent entraîner des événements extrêmes, comme des inondations côtières composées (chapitre 8, section 8.7.2).

Dans cette section, nous présenterons les changements passés et futurs des vagues océaniques et des ondes de tempête à l’échelle régionale, ainsi que leur lien avec les changements des conditions du vent marin et de la glace de mer.

7.5.1 : Changements passés

7.5.1.1 : Changements dans les vagues océaniques

Bien que les données d’observation sur les vagues liées au climat soient de plus en plus disponibles, elles ne sont pas uniformes dans l’espace et dans le temps. Les registres s’étendant sur une longue période de temps sans interruption sont rares, et leur qualité peut être compromise par l’évolution des méthodes de collecte et des techniques de traitement des données au fil du temps, comme on le voit pour d’autres variables climatiques (chapitre 2, section 2.3). Les observations satellitaires offrent une meilleure couverture spatiale et, depuis peu, leur durée est suffisamment longue (environ 30 ans) pour permettre des études de climatologie. Cependant, les relevés satellitaires peuvent sous-échantillonner les extrêmes, en particulier dans les années 1980 et 1990, lorsque moins d’altimètres étaient en orbite. Pour pallier ces limites, des prévisions rétrospectives ou des réanalyses des vagues (simulations de vagues qui intègrent les observations) peuvent également être utilisées pour étudier le régime historique des vagues et ses changements (Casas-Prat, Hemer et al., 2024).

Dans le passé, la présence quasi permanente de glace de mer empêchait les vagues de constituer une menace importante pour les côtes arctiques du Canada (Casas-Prat et al., 2018). Cependant, le recul continu de la glace de mer (chapitre 6, section 6.3) a fait en sorte que les vagues perturbent de plus en plus cette région. Récemment, les vagues générées par les tempêtes ont eu un impact considérable sur certaines communautés côtières des Territoires du Nord-Ouest (Radosavljevic et al., 2016; Whalen et al., 2022), qui connaissent déjà certains les taux d’érosion côtière les plus élevés de l’Arctique (> 4,5 m par an) (AMAP, 2021). Les données satellitaires et les modèles montrent une augmentation remarquable de la hauteur significative des vagues (Hs) (définie dans l’encadré 7.3) entre les années 1990 et les années 2020 (Christakos et al., 2024; Liu et al., 2016; X. L. Wang et al., 2015, 2021), avec des taux d’augmentation de 1 à 3 cm par an dans des conditions moyennes et dépassant 10 cm par an pour les hauteurs de vague extrêmes, en particulier à l’automne (Casas-Prat, Hemer et al., 2024) (degré de confiance moyen). Le recul de la glace de mer est un facteur clé de ces changements rapides, qui ne peuvent s’expliquer uniquement par les variations de la vitesse du vent. Une caractérisation plus complète des vagues dans l’Arctique présente des défis en raison de la rareté des données d’observation et de la difficulté à mesurer et à modéliser les conditions de vagues dans les régions partiellement recouvertes de glace (Casas‐Prat et Wang, 2020a).

Le régime des vagues dans les eaux de l’Atlantique et du Pacifique au large du Canada est fortement influencé par un type de tempête appelé cyclone extratropical (chapitre 4, section 4.4). La hauteur significative moyenne des vagues sera plus importante les années où ces tempêtes seront plus nombreuses. Les changements observés dans la fréquence et l’intensité des cyclones extratropicaux qui touchent les côtes canadiennes sont faibles et ne sont détectés que pendant quelques saisons et dans certaines régions. En raison de la grande variabilité climatique interne, des données d’observation limitées et de l’incertitude du modèle, il y a un faible degré de confiance que ces changements soient attribuables à l’influence humaine (chapitre 4, section 4.4). Cependant, les vagues océaniques qui touchent le Canada peuvent également être affectées par les changements dans les tempêtes au large des côtes, ainsi que par les changements dans la trajectoire des cyclones extratropicaux. Il existe un degré de confiance moyen que les trajectoires des tempêtes hivernales dans l’Atlantique Nord et le Pacifique Nord se sont déplacées vers le pôle Nord depuis les années 1980 (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 2.3.1.4.3) (Gulev et al., 2021), avec une augmentation du nombre de cyclones intenses dans certaines parties de l’est du Canada et de l’est de l’Arctique pendant l’automne et l’hiver (X. L. Wang et al., 2016). Comme indiqué dans le RCCC de 2019 (Greenan et al., 2019), une comparaison entre les périodes 1982-2001 et 1958-1977 montre un déplacement d’environ 180 km vers le pôle des trajectoires des tempêtes dans l’Atlantique Nord et d’environ 260 km vers le pôle des trajectoires des tempêtes dans Canada dans son ensemble (X. L. Wang et al., 2006).

Dans le Canada atlantique, les vagues sont également affectées par les ouragans qui se transforment en cyclones post-tropicaux, comme le récent ouragan Fiona (chapitre 8, encadré 8.5). On accorde généralement un faible degré de confiance aux changements observés dans les ouragans de l’Atlantique qui ont des répercussions au Canada, bien qu’une étude récente ait révélé une probabilité accrue de vents élevés pendant la saison des ouragans dans le Canada atlantique (chapitre 8, tableau 8.1). Les observations suggèrent également une augmentation plus générale de l’intensité des ouragans de l’Atlantique (chapitre 4, section 4.6). L’est du Canada est l’une des dix régions côtières du monde qui connaissent les plus importantes hauteurs significatives des vagues pendant les tempêtes, avec des moyennes se situant entre 3 et 6 m (Lobeto et al., 2024). Les caractéristiques des vagues (décrites dans l’encadré 7.3) dans les océans Atlantique et Pacifique sont corrélées à des configurations à grande échelle de la variabilité naturelle du climat, telles que l’oscillation nord-atlantique (NAO), l’oscillation décennale du Pacifique (PDO), El Niño-oscillation australe (ENSO) et d’autres (chapitre 4, section 4.8), ce qui rend difficile d’attribuer les changements observés aux changements climatiques plutôt qu’à la variabilité naturelle dans ces régions (Casas-Prat, Hemer et al., 2024; Mentaschi et al., 2017; Shimura et al., 2013).

De plus, les ensembles de données observées et modélisées sur les vagues montrent une tendance à l’augmentation de la hauteur moyenne et extrême des vagues dans le Canada atlantique au cours des quatre dernières décennies (figure 7.25) (Casas-Prat, Hemer et al., 2024; Erikson et al., 2022; Fox-Kemper et al., 2021). Cela concorde avec les tendances positives des vents de surface observées depuis les années 1980 dans l’Atlantique Nord-Ouest, qui ont été détectées dans les données satellitaires multi-plateformes et de nombreux produits de réanalyse (voir le chapitre 8, section 8.4.1, sur les vents extrêmes) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 2.3.1.4.4) (Gulev et al., 2021; Sharmar et al., 2021; Young et Ribal, 2019). Cependant, les tendances correspondantes des vagues dans les zones sans glace ont été principalement attribuées à la variabilité climatique interne (Hochet et al., 2023). Par exemple, la tendance à l’augmentation de la hauteur significative des vagues (< 1 cm par an) au cours de la période 1993-2018 dans l’Atlantique Nord-Ouest correspond à une tendance à la baisse de l’indice d’oscillation nord-atlantique. Dans les zones au large de la côte est du nord du Canada, où la glace de mer est en déclin, la hauteur significative des vagues augmente à un rythme pouvant atteindre 3 cm par an d’octobre à décembre. Le recul de la glace de mer dans la baie de Baffin pendant l’été confirme également les tendances positives observées dans les hauteurs significatives des vagues (figure 7.25 ) (X. L. Wang et al., 2021).

Les hauteurs moyennes annuelles et extrêmes des vagues significatives ont augmenté dans l’Atlantique Nord au cours du XXe siècle, mais cette analyse est compromise par l’évolution de la qualité des données sur cette longue période (Casas-Prat, Hemer et al., 2024; Erikson et al., 2022; Meucci, Young, Aarnes et al., 2020). Dans les eaux du Pacifique au large du Canada, les données satellitaires et les produits de réanalyse ne montrent pas de tendances statistiquement significatives dans les hauteurs significatives moyennes des vagues au cours des quatre dernières décennies. Cependant, les relevés corrigés des bouées indiquent une tendance négative de la hauteur significative moyenne des vagues au large de la Colombie-Britannique pendant cette période (Gemmrich et al., 2011). Il est important de noter que ces relevés ne couvrent pas une période suffisamment longue pour saisir la contribution de la variabilité du climat à grande échelle résultant du phénomène El Niño-oscillation australe et de l’oscillation décennale du Pacifique.

Faits saillants de la figure : Selon les tendances historiques, la hauteur moyenne des vagues a considérablement augmenté dans les régions du Canada atlantique, en particulier à l’automne.

Titre de la figure : Tendances historiques de la hauteur des vagues

Figure 7. 25  : Cartes montrant les tendances de la hauteur significative moyenne des vagues (Hs) (en cm par an) a) annuelle, b) en été, et c) en automne, sur la période 1980-2014. La direction et l’amplitude des tendances sont codées par couleur, les tendances négatives étant représentées par des nuances de bleu et les tendances positives par des nuances de rouge. Les statistiques utilisées intègrent la durée de présence de la glace, en partant du principe que lorsque la glace de mer est présente, la hauteur significative des vagues est égale à zéro (Tuomi et al., 2019). Les tendances n’ont été représentées pour les points de la grille que si chaque année de la série chronologique présentait une valeur saisonnière ou annuelle non nulle. L’été est défini comme les mois de juillet, août et septembre (JAS) et l’automne comme les mois d’octobre, novembre et décembre (OND). Les hachures indiquent les zones de changement important, quantifiées par une moyenne de l’ensemble statistiquement significative, c’est-à-dire une moyenne qui exige que plus de 50 % des modèles membres présentent un changement statistiquement significatif et que plus de 80 % de ces modèles présentant un changement statistiquement significatif aient la même direction de changement. Un seuil de signification de 5 % a été utilisé pour chaque membre de l’ensemble (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Casas-Prat, Hemer et al. (2024).

7.5.1.2 : Changements dans les ondes de tempête

La quantité limitée de données d’observation disponibles (par exemple, les relevés à long terme des marégraphes) rend difficile l’évaluation des changements à long terme des ondes de tempête et augmente l’incertitude connexe. Les efforts de modélisation des ondes de tempête visent à compenser cette lacune. Cependant, la plupart des modèles existants d’onde de tempête (Han et Lu, 2023; Muis et al., 2016; Zhai et al., 2019) ne tiennent pas compte des effets de la glace en raison des difficultés rencontrées pour modéliser les ondes de tempête dans les zones affectées par la glace de mer, ce qui rend l’évaluation des changements dans les ondes de tempête particulièrement difficile dans l’Arctique et aux latitudes élevées du Canada atlantique. Les données des marégraphes et des altimètres radar satellitaires ont été utilisées pour démontrer une augmentation des ondes de tempête extrêmes à haute fréquence (c’est-à-dire celles qui se produisent en moyenne plusieurs fois par an) dans certaines parties de la côte est du Canada (Bij de Vaate et al., 2024). Ces événements extrêmes ont augmenté à un rythme pouvant atteindre 0,5 cm par an au cours de la période 1993-2021. De plus, les accumulations de bois flotté peuvent être utilisées comme indicateur des ondes de tempête et elles indiquent que la fréquence des ondes de tempête modérées pourrait avoir augmenté au cours des dernières décennies le long de la partie canadienne du littoral de la mer de Beaufort (MacLeod et Dallimore, 2021).

Une récente prévision rétrospective des ondes de tempête a révélé des tendances positives significatives pouvant atteindre 0,5 cm par an pour les maximums annuels des ondes de tempête dans certaines parties de la baie d’Hudson, dans les zones au sud-est de l’île de Baffin et au sud de la Nouvelle-Écosse, et dans l’ouest de l’Arctique au cours de la période 1993-2020 (figure 7.26 ) (P. Wang et Bernier, 2023). Ces régions ont également connu une augmentation de la hauteur des vagues (section 7.5.1.1), en raison des changements dans les vents et la glace de mer. En revanche, cette même prévision rétrospective a révélé des tendances négatives significatives dans les maximums des ondes de tempête dans certaines parties de l’archipel arctique canadien, dans ce cas en raison de la baisse de la pression atmosphérique et non du fait des changements dans les vents ou la glace de mer, car les ondes de tempête causées par le vent sont très faibles dans cette région (voir par exemple la station Alert dans P. Wang et Bernier, 2023). Le taux de perte de glace de mer plus faible dans l’archipel arctique canadien que dans d’autres parties de l’Arctique canadien est responsable de la faible ampleur des ondes de tempête causées par le vent dans cette région (chapitre 6, section 6.3.1.1). En raison de la courte durée de la période évaluée (1993-2020), les tendances telles que celles obtenues dans les prévisions rétrospectives pour le sud de la Nouvelle-Écosse pourraient être influencées par la variabilité climatique interne, comme cela a été évoqué précédemment pour le régime des vagues océaniques.

Faits saillants de la figure : Les tendances historiques des maximums annuels des ondes de tempête sont positives au sud de la Nouvelle-Écosse, au sud-est de l’île de Baffin et dans l’est de la baie d’Hudson, mais négatives dans l’archipel arctique canadien.

Titre de la figure : Tendances historiques des ondes de tempête selon une prévision rétrospective modélisée pour la période 1993-2020.

Figure 7.26  : Carte montrant les tendances (en mm par an) des maximums annuels des ondes de tempête pendant la période 1993-2020. Les données ont été obtenues à partir du Système global de prédiction déterministe d’onde de tempête (SGPDOT) d’Environnement et Changement climatique Canada, qui tient compte des effets de la glace de mer (P. Wang et Bernier, 2023). Étant donné que les niveaux d’eau modélisés tiennent compte de composantes couvrant plusieurs échelles de temps (c’est-à-dire les marées, les ondes de tempête et les variations à faible fréquence associées aux changements de densité de l’eau), les valeurs des ondes de tempête ont été calculées en éliminant les effets des marées et des niveaux d’eau à faible fréquence non liés aux marées (définis dans ce cas comme s’étendant sur des périodes supérieures à 15 jours). Les tendances sont représentées pour des profondeurs d’eau inférieures à 1 000 m au large du Canada et dans les zones adjacentes, y compris les eaux au nord de l’Alaska et le golfe du Maine, où les résultats sont significatifs à un niveau de 20 % (≤ 20 % de probabilité de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Les zones hachurées indiquent des résultats significatifs au seuil de 5 % (≤ 5 % de probabilité de conclure à l’existence d’un effet ou d’une tendance alors qu’il n’en est rien). Adapté de : P. Wang et Bernier (2023).

7.5.2 : Changements futurs

7.5.2.1 : Projections relatives aux vagues océaniques

La plupart des modèles climatiques ne simulent pas les vagues océaniques, qui sont généralement étudiées à l’aide de projections des vents de surface, de la pression de surface et des conditions de la glace de mer afin de générer des projections pour les vagues (Casas-Prat, Hemer et al., 2024). Les vagues étant influencées par les conditions atmosphériques locales et lointaines, les projections relatives aux vagues doivent généralement être étudiées à l’échelle mondiale avant d’être analysées aux échelles régionales et locales (Casas-Prat, Hemer et al., 2024). L’effort de calcul considérable que cela demande explique pourquoi les projections relatives aux vagues sont généralement moins nombreuses que les autres produits d’ensemble CMIP et portent généralement sur des périodes de simulation plus courtes (20 à 30 ans) en utilisant uniquement un sous-ensemble des modèles climatiques ou des scénarios d’émissions disponibles (ou les deux), ce qui pourrait sous-estimer l’incertitude totale. Des approches statistiques, dont le coût de calcul est beaucoup plus faible, ont été utilisées pour créer des ensembles plus importants (X. L. Wang et al., 2014), mais elles ont leurs limites pour saisir les régimes de vagues complexes, tels que ceux que l’on trouve dans les zones de glace de mer (Casas-Prat, Hemer et al., 2024).

Les changements relatifs les plus importants dans le régime des vagues devraient se produire dans les régions touchées par la glace, comme l’Arctique canadien. On s’attend à ce que le recul projeté de la glace de mer et l’allongement de la saison sans glace jouent un rôle crucial dans l’évolution des conditions de vagues, ce qui devrait entraîner une augmentation de la hauteur significative des vagues et de la génération de houle (Casas-Prat, Hemer et al., 2024; Casas‐Prat et Wang, 2020a). En particulier, la hauteur significative maximale annuelle des vagues le long des côtes arctiques du Canada devrait doubler, voire tripler d’ici la fin du siècle dans le scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (Casas‐Prat et Wang, 2020a). On s’attend à ce que la saison sans glace s’allonge (A. D. Crawford et al., 2021), car la hauteur significative maximale annuelle des vagues devrait être observée plus tard dans l’année, passant par exemple de septembre à novembre dans la mer de Beaufort, et des vagues plus importantes devraient être observées aux latitudes plus élevées (Casas-Prat et Wang, 2020b; Jahn et al., 2024). Des études récentes utilisant les projections atmosphériques CMIP6 confirment les augmentations notables de la hauteur des vagues dans l’Arctique canadien dans son ensemble (Casas-Prat, Cicon et al., 2024; Meucci et al., 2024), avec des changements statistiquement significatifs de la hauteur significative moyenne des vagues et de la période moyenne des vagues d’ici la fin du siècle, tant dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) que dans le scénario d’émissions faibles (SSP1-2.6) (Meucci et al., 2024) (figure 7.27 ). L’incertitude quant à l’ampleur de ces augmentations de la hauteur des vagues est due au nombre limité d’études couvrant la région, aux difficultés de simulation des interactions entre la glace de mer et les vagues et aux biais potentiels dans les projections relatives au vent et à la glace de mer. Par exemple, les modèles CMIP6 ont tendance à simuler des ruptures de glace de mer trop précoces et des gelées trop tardives (chapitre 6, section 6.3). Les modèles de projection des vagues existants tiennent compte des effets de la glace de mer sur les vagues (avec des simplifications), mais ne prennent pas en considération l’inverse, à savoir les effets potentiels des vagues sur la glace de mer, qui pourraient contribuer à l’amplification arctique (Casas-Prat et Wang, 2020b) (chapitre 4, section 4.2). Malgré ces préoccupations, il y a un degré de confiance élevé dans le fait que la hauteur des vagues augmentera dans l’Arctique, car selon les projections, la glace de mer devrait diminuer considérablement, avec des étés arctiques systématiquement sans glace projetés d’ici le milieu du siècle (chapitre 6, section 6.3) (Jahn et al., 2024).

Les changements projetés sont plus incertains dans les régions qui sont déjà exemptes de glace. Cependant, depuis la publication du RCCC de 2019 (voir le RCCC de 2019, section 7.4) (Bush et Lemmen, 2019), le développement du premier ensemble complet et à grande échelle de projections mondiales sur les vagues, baptisé l’ensemble COWCLIP, a considérablement amélioré notre compréhension des changements potentiels des conditions de vagues (Hemer et al., 2012; Morim et al., 2019, 2020). Les 155 simulations de pointe sur les vagues, basées sur le CMIP5, qui composent cet ensemble ont été réalisées pour des zones non affectées par la glace de mer, dans le cadre de scénarios d’émissions moyennes (RCP4.5) et très élevés (RCP8.5). Les résultats donnent à penser qu’il y aura une réduction de l’activité des vagues dans l’Atlantique, avec une hauteur significative moyenne des vagues qui pourrait diminuer de 5 % (scénario d’émissions moyennes) ou de 10 % (scénario d’émissions très élevées) d’ici la fin du siècle (Morim et al., 2019). Le large consensus entre les membres de l’ensemble conduit à un degré de confiance moyen dans cette baisse (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.6.4.2) (Fox-Kemper et al., 2021). Cette réduction de l’activité des vagues est conforme aux projections des modèles climatiques qui prévoient un déplacement vers les pôles des cyclones extratropicaux, lesquels influencent fortement la hauteur des vagues. Cependant, les importantes variations régionales et la variabilité interne qui existent actuellement entraînent un faible degré de confiance dans les changements projetés des trajectoires des tempêtes (chapitre 4, section 4.4).

Les projections récentes des vagues basées sur le CMIP6 (qui incluent un nombre plus restreint de modèles climatiques, mais tiennent compte des effets de la glace de mer) (Casas-Prat, Cicon et al., 2024; Meucci et al., 2024) indiquent une diminution pouvant atteindre 10 % de la hauteur significative moyenne des vagues d’ici la fin du siècle dans le sud du Canada atlantique dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (figure 7.27 ). Cependant, aucun changement statistiquement significatif n’a été détecté dans le scénario d’émissions faibles (SSP1-2.6). À l’instar de ce qui est projeté dans l’Arctique, la hauteur significative des vagues devrait augmenter dans les régions de l’est du Canada où l’on s’attend à ce que la glace de mer diminue, comme la mer du Labrador, le détroit de Davis, la baie de Baffin et la baie d’Hudson, allant d’une augmentation de plus de 25 % dans le scénario à faibles émissions (SSP1-2.6) à une augmentation de plus de 40 % dans le scénario à très fortes émissions (SSP5-8.5) (figure 7.27 ).

Dans le Pacifique Nord-Est, les changements projetés des hauteurs significatives moyennes des vagues sont moins évidents. Les résultats de l’ensemble COWCLIP (basé sur les modèles CMIP5) ne permettent pas de dégager des tendances statistiquement significatives pour ce paramètre. Cependant, les modèles indiquent une tendance à une augmentation pouvant atteindre 10 % du flux d’énergie des vagues^{Footnote 14} le long de la côte pacifique du Canada, en raison de l’augmentation des houles provenant du sud de l’océan Pacifique et de l’océan Austral (Casas-Prat, Hemer et al., 2024). Des études plus récentes basées sur le CMIP6 (Casas-Prat, Cicon et al., 2024; Meucci et al., 2024) prévoient une diminution de la hauteur significative moyenne des vagues (jusqu’à 5 %) dans le scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (figure 7.27 ).

Il existe un faible consensus quant aux changements projetés dans les conditions de vagues extrêmes dans les océans Pacifique et Atlantique autour du Canada, en raison des difficultés liées à la modélisation des événements extrêmes (Lobeto et al., 2021; Meucci, Young, Hemer et al., 2020; Patra et al., 2021; Seneviratne et al., 2021). Un nombre croissant de projections s’accordent sur une augmentation future des hauteurs de vagues extrêmes dans certaines parties du Canada atlantique (Bernardino et al., 2023; Camus et al., 2017; D’Agostini et al., 2022; Lobeto et al., 2021; Meucci, Young, Hemer et al., 2020). Cependant, il y a un faible degré de confiance dans les changements projetés concernant l’intensité et la fréquence des tempêtes extratropicales et tropicales dans cette région, qui sont liés à une augmentation de la hauteur des vagues extrêmes (chapitre 4, sections 4.4 et 4.6).

Faits saillants de la figure : Des changements importants sont projetés dans les hauteurs moyennes annuelles des vagues dans les régions où l’on s’attend à une diminution de la glace de mer.

Titre de la figure : Changements projetés dans les hauteurs significatives moyennes des vagues

Figure 7.27  : Cartes montrant le changement projeté (%) de la hauteur significative moyenne annuelle des vagues d’ici 2071-2100 (par rapport à 1985-2014) dans le cadre des scénarios d’émissions a) faibles (SSP1-2.6), et b) très élevées (SSP5-8.5), sur la base des projections d’un ensemble de huit modèles (Meucci et al., 2024). Les différentes nuances de couleur représentent la baisse (bleu et vert) ou l’augmentation (jaune et rouge) projetée de la hauteur des vagues. Ces projections utilisent des statistiques incluant la période de glace, qui prennent en compte toute la période d’analyse et supposent que, lorsque la glace de mer est présente, la hauteur significative des vagues est égale à zéro (Tuomi et al., 2019). Les hachures indiquent les zones de changement important, quantifiées par une moyenne de l’ensemble statistiquement significative, c’est-à-dire une moyenne qui exige que plus de 50 % des modèles membres présentent un changement statistiquement significatif et que plus de 80 % des modèles présentant un changement statistiquement significatif aient la même direction de changement. Un seuil de signification de 5 % a été utilisé pour chaque membre de l’ensemble (c’est-à-dire qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure qu’un effet ou une tendance existe alors qu’il n’en est rien). Adapté de : Meucci et al. (2024).

7.5.2.2 : Projections relatives aux ondes de tempête

Les changements projetés en matière d’onde de tempête sont incertains, en raison du nombre limité d’études sur ce sujet et des difficultés liées à la simulation des facteurs provoquant ces changements. Comme pour les vagues, les modèles climatiques ne fournissent généralement pas de projections concernant les ondes de tempête. Pour les régions du Canada qui connaissent des conditions saisonnières de glace de mer, telles que le sud de la mer de Beaufort, la baie d’Hudson et le Canada atlantique, les incertitudes peuvent provenir en partie des projections relatives à la glace de mer. En moyenne, les modèles CMIP6 prévoient que la période sans glace pourrait s’allonger de 31 jours par 1 °C de réchauffement planétaire dans les eaux arctiques saisonnièrement libres de glace (voir chapitre 6, tableau 6.1). Dans les régions où l’on s’attend à ce que la saison sans glace soit plus longue à l’avenir, les ondes de tempête pourraient augmenter (voir, par exemple, Kim et al. [2021]), tout comme c’est le cas pour les vagues océaniques. Ces effets pourraient être amplifiés par les rétroactions entre les conditions atmosphériques et celles de la glace de mer, car la diminution de la glace de mer favorise des vents de surface plus forts (Mioduszewski et al., 2018) qui, à leur tour, favorisent des ondes de tempête plus élevées.

À ce jour, un seul ensemble multimodèles a été développé pour les projections mondiales des ondes de tempête. Il prend en compte cinq modèles climatiques qui fournissent des simulations pour la période 2021-2050 dans le cadre du scénario d’émissions très élevées (SSP5-8.5) (Muis et al., 2023). Les changements projetés en matière d’onde de tempête sur les côtes est et ouest du Canada ne sont pas statistiquement significatifs, en partie en raison de la variabilité considérable des résultats des modèles. Il convient de noter que l’ensemble ne tient pas compte des effets de la glace de mer, ce qui limite fortement son applicabilité dans l’Arctique canadien et le Canada atlantique (P. Wang et Bernier, 2023). Dans le Pacifique Nord-Est, selon un sous-ensemble de projections régionales des ondes de tempête basées sur le CMIP5, le 99e centile des maximums quotidiens des ondes de tempête pourrait connaître une augmentation allant jusqu’à 10 % d’ici la fin du XXIe siècle dans le scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (Cousineau et Murphy, 2022). Cependant, les conditions de limites simplifiées de ce modèle régional d’onde de tempête (qui limitent la façon dont le modèle simule les conditions d’onde de tempête loin des côtes) et la grande variabilité des résultats des modèles climatiques régionaux utilisés font que ces projections reposent sur un faible degré de confiance.

Bien que la force des cyclones tropicaux intenses augmentera dans un climat plus chaud, il existe un faible degré de confiance dans les augmentations projetées de la vitesse des vents qui accompagneront ces tempêtes une fois qu’elles atteindront le Canada atlantique, et l’évolution de leur fréquence demeure incertaine (chapitre 4, section 4.6). De plus, les ondes de tempête et les hauteurs de vagues extrêmes n’augmentent pas nécessairement dans un climat plus chaud, en raison de la variabilité climatique interne (Shimura et al., 2022).

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

Message clé 7.8 : La hauteur moyenne et extrême des vagues a augmenté dans les régions arctiques et subarctiques, principalement en raison de la réduction de la glace de mer due au réchauffement (degré de confiance élevé). La hauteur des vagues dans l’Atlantique Nord-Ouest a également augmenté au cours des dernières décennies (degré de confiance moyen), mais les changements dans les zones libres de glace qui entraîneraient une augmentation de la hauteur des vagues ne peuvent être directement attribués aux changements climatiques d’origine humaine. Les tendances de la hauteur des vagues dans le Pacifique Nord-Est ne sont pas statistiquement significatives. Les ondes de tempête extrêmes ont augmenté dans certaines régions de l’ouest de l’Arctique, dans la baie d’Hudson et au Canada atlantique (faible degré de confiance).

Dans les zones affectées par la glace de mer (qui comprennent l’Arctique et une partie du Canada atlantique), les tendances de la hauteur des vagues sont plus fiables, car le recul de la glace de mer est un facteur clé de l’augmentation de la hauteur des vagues (Casas-Prat, Hemer et al., 2024; Christakos et al., 2024; Liu et al., 2016; X. L. Wang et al., 2015, 2021). Le recul observé de la glace de mer, la cohérence entre les ensembles de données historiques sur les vagues (modélisées et observées) pour reproduire l’augmentation de la hauteur des vagues, et la compréhension du fait que la hauteur des vagues océaniques augmente à mesure que la glace de mer recule (malgré une incertitude dans les estimations) conduisent tous à undegré de confiance élevé dans les tendances positives des vagues le long des côtes arctiques à l’échelle régionale.

Une récente analyse de plusieurs produits liés aux vagues et observations satellitaires (Casas-Prat, Hemer et al., 2024) indique que les tendances globales des vagues dans le Pacifique ne sont pas significatives, mais qu’une tendance positive statistiquement significative peut être observée dans le Canada atlantique, en particulier à l’automne, tendance que nous avons évaluée comme ayant un degré de confiance moyen. Toutefois, ces tendances ne peuvent être attribuées aux changements climatiques d’origine humaine, en raison de la forte variabilité climatique interne liée aux modes de variabilité atmosphérique et de variabilité couplée atmosphère-océan (notamment l’oscillation nord-atlantique et El Niño-oscillation australe, respectivement) (Casas-Prat, Hemer et al., 2024).

Il est également bien établi que la réduction de la couverture de glace de mer (Mioduszewski et al., 2018) favorise des ondes de tempête plus élevées, ce qui explique les tendances positives observées dans certaines parties de l’Arctique et des latitudes supérieures du Canada atlantique, qui ont été dérivées de données modélisées ou d’observations indirectes (ou les deux). Cependant, des facteurs concurrents, tels que l’augmentation de la pression à la surface de la mer, pourraient également avoir une incidence sur les ondes de tempête. Cette situation, combinée au nombre limité d’études historiques sur les ondes de tempête dans l’Arctique (Bij de Vaate et al., 2024; P. Wang et Bernier, 2023), nous a amenés à évaluer avec un faible degré de confiance que les ondes de tempête ont augmenté dans les régions de l’ouest de l’Arctique, de la baie d’Hudson et du Canada atlantique.

Message clé 7.9 : L’allongement projeté de la saison sans glace dans l’Arctique entraînera une augmentation de la hauteur des vagues moyennes et extrêmes (degré de confiance élevé) et des ondes de tempête (degré de confiance moyen). Dans les régions du Canada atlantique qui ne sont pas affectées par la glace de mer, la hauteur moyenne des vagues devrait diminuer (degré de confiance moyen), tandis que de faibles changements sont projetés dans le Pacifique Nord-Est (faible degré de confiance). Les projections visant les régions dénuées de glace de mer fournissent des preuves limitées d’une augmentation de la hauteur des vagues extrêmes dans le Canada atlantique (faible degré de confiance).

Les études sur les projections relatives aux vagues dans l’Arctique (ou les études mondiales qui incluent la région arctique) qui tiennent compte des projections basées sur le CMIP concernant les changements dans les vents et la glace de mer sont limitées (Casas‐Prat et Wang, 2020a; Meucci et al., 2024). Les écarts régionaux dans les taux de recul de la glace de mer et les difficultés à modéliser les vagues dans les eaux partiellement couvertes de glace de mer entraînent des projections incertaines concernant les vagues. Cependant, il existe un degré de confiance élevé que le recul projeté de la glace de mer dans l’Arctique (chapitre 6, section 6.3) entraînera une augmentation de la hauteur des vagues, car la superficie accrue d’eaux libres de glace favorisera la formation et la propagation des vagues (Casas-Prat et Wang, 2020b; Li et al., 2019; Nederhoff et al., 2022; Thomson et Rogers, 2014). D’un point de vue mécanique, il est établi que le recul important projeté de la glace de mer favorisera l’augmentation des ondes de tempête; cependant, aucune étude portant sur les projections relatives aux ondes de tempête ne tient explicitement compte des changements projetés dans les champs de vent et les conditions de la glace de mer. Nous avons donc un degré de confiance moyen dans les changements projetés des ondes de tempête dans l’Arctique canadien.

Un large ensemble de projections de vagues basées sur le CMIP5 montre une diminution (significative à 95 %, ce qui signifie qu’il y a ≤ 5 % de chances de conclure à l’existence d’un effet ou d’une tendance alors qu’il n’y en a pas) de la hauteur moyenne des vagues le long des côtes atlantiques (à l’exclusion des zones affectées par la glace de mer) (Morim et al., 2019). Un signal similaire n’est pas observé dans le Pacifique. Ces résultats concordent généralement avec ceux d’études récentes portant sur un petit ensemble de modèles CMIP6, malgré certaines divergences pour le Pacifique Nord (Casas-Prat, Cicon et al., 2024; Meucci, Young, Hemer et al., 2020). La cohérence entre les études permet d’accorder undegré de confiance moyen aux projections relatives aux vagues dans l’Atlantique Nord-Ouest, ce qui correspond à l’évaluation globale du GIEC, qui accorde undegré de confiance moyen aux projections des changements du régime moyen des vagues (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 11.7.4). Nous accordons un faible degré de confiance aux projections pour la côte pacifique, en raison du manque de cohérence des résultats CMIP6.

Les changements futurs en matière d’extrêmes sont incertains. Les résultats des études existantes sont non seulement empreints d’incertitude, mais sont parfois même contradictoires, bien que des études récentes indiquent une augmentation de la hauteur des vagues extrêmes dans le Canada atlantique. Cependant, ces résultats sont affectés par plusieurs limites, telles que la représentation approximative du forçage atmosphérique et la représentation inexacte des cyclones tropicaux. Combinées, ces preuves appuient l’attribution d’unfaible degré de confiance dans les changements en matière d’extrêmes.

7.6 : Niveau de la mer extrême

Message clé 7.10 : Les événements extrêmes liés au niveau de la mer ont augmenté en fréquence et en ampleur dans les régions côtières du Canada où le niveau relatif de la mer a augmenté au cours du siècle dernier, comme le sud du Canada atlantique, l’ouest de l’Arctique et la Colombie-Britannique (degré de confiance élevé).

Message clé 7.11 : On prévoit que les événements extrêmes liés au niveau de la mer seront plus fréquents et plus importants en raison de l’élévation relative du niveau de la mer dans de nombreuses régions du Canada (degré de confiance élevé). Le recul projeté de la glace de mer le long des côtes arctiques et atlantiques du Canada entraînera une augmentation des vagues et des ondes de tempête, ce qui aggravera les événements extrêmes liés au niveau de la mer (degré de confiance élevé).

Dans le présent rapport, le niveau de la mer extrême est défini comme une hauteur locale exceptionnellement élevée de la surface de la mer résultant d’une combinaison de phénomènes à court terme, tels que les ondes de tempête, les marées et les vagues (voir figure 7.28). Les changements relatifs du niveau de la mer, y compris ceux résultant du changement climatique anthropique, ont une incidence directe sur la fréquence et l’intensité des niveaux de la mer extrêmes en modifiant les niveaux moyens de l’eau (voir chapitre 8, partie supérieure de l’encadré 8.1, figure 1). Dans les zones côtières peu profondes, ils peuvent également influencer la variabilité de la hauteur de la surface de la mer en modulant la profondeur disponible pour la propagation des marées, des vagues et des ondes de tempête (voir chapitre 8, partie inférieure de l’encadré 8.1, figure 1). En outre, cette variabilité peut également être influencée par les changements climatiques qui modifient les ondes de tempête et les vagues (section 7.5).

Les changements régionaux du niveau de la mer ont été le principal facteur à l’origine des changements des niveaux de la mer extrêmes mesurés par le réseau mondial de marégraphes au cours du XXe siècle (degré de confiance élevé), et on s’attend également à ce que ce soit le principal facteur à l’origine d’une augmentation substantielle de la fréquence des niveaux de la mer extrêmes au cours du siècle prochain (degré de confiance moyen) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.ES) (Fox-Kemper et al., 2021). Les niveaux de la mer extrêmes peuvent être influencés par des changements dans la fréquence, les trajectoires ou la force des systèmes météorologiques, ainsi que par des processus climatiques à grande échelle tels que El Niño-oscillation australe (Han et Lu, 2023; Zhai et al., 2019). Ces processus opèrent à des échelles temporelles et spatiales très variées et sont examinés plus en détail dans Woodworth et al. (2019).

Les niveaux de la mer extrêmes constituent un problème important en raison de leur potentiel à provoquer des inondations et de l’érosion, entre autres impacts, qui peuvent entraîner des dommages considérables pour les communautés côtières, les écosystèmes côtiers et les infrastructures côtières, selon le chapitre 4 du rapport spécial du GIEC sur l’océan et la cryosphère dans le contexte du changement climatique (GIEC Special report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate) (Oppenheimer, M. et al., 2019). Lorsqu’il est combiné à d’autres processus météorologiques ou climatiques, tels que de forte précipitation ou des crues, un niveau de la mer extrême peut entraîner une amplification des risques, notamment une inondation côtière combinée (chapitre 8, section 8.7.2).

Dans cette section, nous présenterons et évaluerons les observations historiques du niveau de la mer extrême pour plusieurs endroits côtiers représentatifs au Canada. Nous discuterons également des changements futurs des niveaux de la mer extrêmes à l’aide des changements relatifs du niveau de la mer projetés présentés à la section 7.4, et nous mettrons en évidence les zones côtières où les changements dans les vagues et les ondes de tempête (section 7.5) pourraient également affecter les niveaux de la mer extrêmes. Les analyses présentées dans cette section s’appuient sur les résultats de la section 7.5.3 du RCCC de 2019 (Greenan et al., 2019) et les complètent.

Faits saillants de la figure : Plusieurs facteurs différents contribuent à des niveaux de la mer extrêmes le long des côtes.

Titre de la figure : Niveaux de la mer extrêmes le long des côtes

Figure 7.28  : Illustration des facteurs contribuant aux niveaux de la mer extrêmes le long des côtes. Les systèmes dépressionnaires et les vents forts soufflant vers le littoral élèvent la surface de l’océan par rapport au niveau moyen de la mer et produisent des ondes de tempête positives. De plus, lorsque les vagues océaniques s’approchent de la côte, le frottement avec le fond océanique fait en sorte qu’elles se brisent, ce qui entraîne une nouvelle élévation de la surface de l’océan, appelée « jet de rive ». Lorsque ce jet de rive atteint finalement le rivage, il est rejeté sur la plage avec un mouvement rapide appelé « déferlement ». Le jet de rive et le déferlement composent ensemble la « montée des vagues ». Un niveau de mer extrême peut être provoqué par une combinaison de ces processus et est souvent plus dangereux lors des marées astronomiques élevées. Il est important de noter que le niveau moyen de la mer fluctue selon les saisons, les décennies et sur des échelles de temps plus longues, et que ces fluctuations affectent également les niveaux de la mer extrêmes. Les mouvements verticaux du sol peuvent également contribuer aux changements des niveaux de la mer extrêmes sur des échelles de temps de plusieurs décennies et plus. Adapté de : Woodworth et al. (2019).

7.6.1 : Changements passés

Il existe des preuves solides indiquant que la fréquence des inondations côtières a augmenté dans les régions du Canada où le niveau relatif de la mer a augmenté (Greenan et al., 2019). À titre d’exemple, les tendances à long terme du niveau relatif de la mer ont entraîné une augmentation de la fréquence annuelle des niveaux de la mer extrêmes mesurés au marégraphe de Halifax entre 1920 et 2023 (figure 7.29 ). Le nombre d’occurrences annuelles à Halifax a augmenté rapidement au cours des dernières décennies, en raison de l’accélération de l’élévation du niveau moyen mondial de la mer (figure 7.3). D’autres régions du littoral canadien où l’élévation relative du niveau de la mer est en hausse connaissent des tendances similaires. Lorsque les effets de l’élévation relative du niveau de la mer sont retirés des relevés du marégraphe de Halifax, la fréquence des niveaux de la mer extrêmes est similaire entre les périodes 2004-2023 et 1960-1980. Cela indique que l’augmentation à long terme de la fréquence des événements extrêmes liés au niveau de la mer observée à Halifax est causée par l’élévation relative du niveau de la mer et non par une augmentation de la fréquence des tempêtes. Cela concorde avec des études mondiales antérieures indiquant que la tendance aux extrêmes est en grande partie due à la variation de la moyenne du niveau de la mer (Menéndez et Woodworth, 2010).

Tuktoyaktuk est un autre endroit où le niveau relatif de la mer est en hausse et, comme Halifax, cet endroit connaît également une augmentation des événements extrêmes liés au niveau de la mer (figure 7.29). Cependant, les relevés du marégraphe à Tuktoyaktuk présentent d’importantes lacunes, ce qui rend plus difficile la détermination des tendances à long terme de la fréquence de ces événements. Pour les endroits au Canada qui n’ont connu que de faibles changements relatifs du niveau de la mer au cours du siècle dernier (p. ex. Rimouski et Vancouver), aucune tendance significative n’a été observée dans la fréquence des événements extrêmes liés au niveau de la mer. Contrairement aux endroits qui connaissent une élévation relative du niveau de la mer, des endroits comme Tofino et Churchill ont connu une baisse relative du niveau de la mer et ont donc également observé une diminution des événements extrêmes liés au niveau de la mer au cours des dernières décennies.

Faits saillants de la figure : Les sites connaissant une élévation relative du niveau de la mer connaissent également une augmentation des événements extrêmes liés au niveau de la mer.

Titre de la figure : Tendances des événements extrêmes liés au niveau de la mer et changements relatifs du niveau de la mer

Figure 7.29  : Tendances du nombre annuel d’événements extrêmes liés au niveau de la mer (jours par an) par rapport aux tendances du changement relatif du niveau de la mer (m). Les lignes rouges et l’axe de droite indiquent la variation du niveau moyen annuel relatif de la mer à six stations marégraphiques sélectionnées. Les barres bleues et l’axe de gauche indiquent le nombre annuel d’événements extrêmes liés au niveau de la mer supérieurs à la valeur maximale quotidienne du 99e centile calculée pour la période 1995-2014. Les niveaux moyens de l’eau et les événements extrêmes ne sont présentés que pour les années où plus de 80 % des jours disposaient de données de bonne qualité. La ligne verticale grise en haut de chaque graphique indique les années qui ne répondaient pas aux critères de disponibilité des données. Source des données : National Oceanography Centre (2025).

Si l’élévation moyenne du niveau de la mer a été le principal facteur contribuant aux changements des niveaux de la mer extrêmes, les changements climatiques régionaux et les tempêtes pourraient également jouer un rôle important dans certains endroits (Marcos et Woodworth, 2017; Rohmer et Cozannet, 2019). Dans les régions de l’Arctique où la glace de mer a diminué en raison des changements climatiques, il est probable que les ondes de tempête et les vagues aient augmenté (section 7.5). Cependant, en dehors des zones affectées par la glace de mer, il existe peu de preuves que les changements dans les ondes de tempête aient entraîné une augmentation des niveaux de la mer extrêmes. Par exemple, un ensemble de données historiques récentes sur les ondes de tempête modélisées à haute résolution (P. Wang et Bernier, 2023) suggère une augmentation d’environ 5 mm par an des maximums annuels des ondes de tempête à Halifax pendant la période 1993-2020, mais cette analyse peut être affectée par la variabilité climatique interne en raison de la période limitée des données disponibles (section 7.5). De même, la montée des vagues (composé du jet de rive et du déferlement) a été cernée comme un facteur potentiel contribuant au niveau de la mer extrême, mais nous n’avons pas évalué cette contribution en raison du manque de données à long terme au Canada.

Les niveaux de la mer extrêmes le long des côtes canadiennes peuvent également être influencés par la variabilité climatique interne à une échelle saisonnière à décennale (Han et Lu, 2023; Zhai et al., 2019). Une corrélation négative entre l’indice d’oscillation australe (une mesure de El Niño) et les niveaux de la mer extrêmes a été observée le long de la côte ouest de l’Amérique du Nord, ce qui signifie que s’attendre à des niveaux de la mer extrêmes inhabituellement élevés le long de la côte pacifique du Canada pendant les années El Niño (Muis et al., 2018). Cette corrélation est principalement due à l’influence d’El Niño sur les changements du volume océanique qui sont liés, à leur tour, aux changements de la densité de l’eau de mer (appelée composante stérique du changement relatif du niveau de la mer) et à sa relation avec les niveaux de la mer extrêmes (Muis et al., 2018). De même, l’oscillation nord-atlantique affecte les niveaux de la mer extrêmes dans l’est du Canada, ce qui est en partie lié à la corrélation négative entre l’oscillation nord-atlantique et le niveau moyen régional de la mer. Les cycles de marée à long et moyen terme peuvent également moduler les niveaux de la mer extrêmes le long de la côte; cependant, ces effets sont relativement faibles (Enríquez et al., 2022).

7.6.2 : Changements futurs

À l’exception de quelques régions du monde qui connaissent un soulèvement important du sol (notamment certaines parties du Canada; voir section 7.4), l’élévation relative du niveau de la mer est très probable, voire quasiment certaine (selon la région), au cours du XXIe siècle, contribuant à une augmentation des inondations côtières dans les zones de faible altitude (degré de confiance élevé)et de l’érosion côtière le long de la plupart des côtes sablonneuses (degré de confiance élevé) (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.4.3) (Arias et al., 2021). D’ici 2050, la probabilité de dépassement annuel (PDA) moyenne historique de 1 % (probabilité de 1 % qu’un endroit subisse une inondation côtière au cours d’une année donnée, voir l’encadré 7.4) associée à un événement extrême lié au niveau de la mer d’une ampleur spécifique devrait passer à une PDA moyenne de 2 à 50 % dans la plupart des régions de haute latitude, tant dans le scénario d’émissions moyennes (RCP4.5) que dans le scénario d’émissions très élevées (RCP8.5) (Vousdoukas et al., 2018). D’ici 2100, le niveau actuel de PDA moyenne de 1 % devrait être dépassé plusieurs fois par an presque partout. Ces résultats sont limités par l’utilisation de modèles atmosphériques à basse résolution, une bathymétrie côtière grossière, le nombre réduit de modèles climatiques pris en compte, le calcul simplifié de la montée des vagues, l’absence de processus de rétroaction et la simplification (ou l’exclusion) des effets de la glace de mer.

À ce jour, dans les études utilisant des modèles individuels pour simuler différentes contributions au niveau de la mer extrême, les interactions non linéaires ne sont pas bien prises en compte et les incertitudes associées aux méthodologies de mise à l’échelle sont mal résolues, ce qui entraîne un faible degré de confiance dans les projections disponibles sur le niveau de la mer extrême qui incluent les contributions modélisées des vagues et des ondes de tempête (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 9.6.4.2) (Fox-Kemper et al., 2021). Malgré l’absence d’évaluations quantitatives de la manière dont les hauteurs de vagues et les ondes de tempête futures pourraient se traduire par des niveaux de la mer extrêmes le long des côtes arctiques du Canada, une corrélation positive a été observée entre le recul de la glace de mer d’une part, et la hauteur des vagues océaniques et les ondes de tempête d’autre part (section 7.5). Cela signifie que l’augmentation des ondes de tempête et de la hauteur des vagues résultant du recul de la glace de mer exacerbera probablement l’augmentation des niveaux de la mer extrêmes dans cette région. En résumé, bien que les vagues et les ondes de tempête contribuent de manière non négligeable aux changements projetés des niveaux de la mer extrêmes (Jevrejeva et al., 2023; Melet et al., 2020; Muis et al., 2020; Vousdoukas et al., 2018), on s’attend à ce que le changement relatif du niveau de la mer soit le principal facteur à l’origine des changements futurs des niveaux de la mer extrêmes dans la plupart des régions (degré de confiance moyen)(contribution du GT1 au RE6 du GIEC, RT.4.3) (Arias et al., 2021).

Deux méthodes sont généralement utilisées pour projeter les changements futurs des niveaux de la mer extrêmes. La première, l’approche statique, utilise les données historiques sur les marées, les ondes de tempête et les vagues, et ajuste les distributions futures des niveaux de la mer extrêmes en ajoutant à ces valeurs l’élévation moyenne projetée du niveau relatif de la mer (voir chapitre 8, encadré 8.1, figure 1). La seconde, l’approche dynamique, utilise des modèles hydrodynamiques ou des modèles de vagues (ou les deux) qui sont alimentés par des champs atmosphériques dérivés de modèles de circulation générale (MCG). Ces modèles prévoient également les changements dans la distribution des marées, des ondes de tempête et des vagues, qui sont ensuite combinés avec les projections du niveau relatif de la mer afin de prévoir les niveaux de la mer extrêmes futurs. L’approche statique a ses limites, car elle repose sur des données historiques et ne tient pas compte des tendances en matière de conditions de tempête ou des processus de rétroaction. Cependant, l’approche dynamique a un coût de calcul très élevé et est limitée par les incertitudes liées aux changements projetés dans la dynamique atmosphérique (chapitre 4, section 4.4), ainsi que dans les vagues et les ondes de tempête (section 7.5).

Comme indiqué à la section 7.4.2.2 (figure 7.22), l’accélération de l’élévation du niveau de la mer à l’échelle mondiale entraînera une augmentation relative du niveau de la mer dans de nombreux endroits le long des côtes canadiennes. Dans la figure 7.30, nous avons utilisé l’approche statique décrite ci-dessus pour illustrer les changements dans les niveaux de la mer extrêmes à six endroits sélectionnés au Canada dans le cadre du scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5). Dans l’exemple de Halifax, le modèle suppose que le niveau relatif moyen de la mer a augmenté de 0,28 m, ce qui correspond à la projection médiane dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5) pour 2050 (section 7.4.2.2). Selon cette approche, un événement de niveau de la mer extrême qui a une PDA de 1 % en 2024 verra cette probabilité passer à 14 % d’ici 2050 (soit une multiplication par 14). Selon les projections, d’ici 2100, le niveau relatif moyen de la mer augmentera de 0,68 m, et l’on s’attend à ce qu’un événement de PDA de 1 % devienne annuel, ce qui représente une multiplication par 100. Il est important de noter que, dans le cas d’événements rares (ceux dont la probabilité annuelle d’occurrence est inférieure à 1 %), les méthodes d’analyse des valeurs extrêmes peuvent entraîner des incertitudes comparables, voire supérieures, à celles associées à l’élévation du niveau de la mer régionale moyenne (Wahl et al., 2017).

Faits saillants de la figure : On s’attend à ce que la fréquence des inondations côtières augmente dans cinq des six endroits évalués au Canada.

Titre de la figure : Changements projetés dans les niveaux de la mer extrêmes annuels

Figure 7.30 : Probabilité d’inondation au cours d’une année donnée dans six endroits au Canada à l’heure actuelle et en 2050. L’axe des y indique le niveau de retour par rapport au niveau moyen de la mer en question et l’axe des x, la probabilité que cela se produise au cours d’une année donnée. Les étoiles rouges indiquent les maximums annuels observés pour les niveaux d’eau horaires par rapport à la moyenne annuelle, dérivés des observations des marégraphes. Les années pour lesquelles les maximums annuels sont disponibles diffèrent selon les endroits (voir figure 7.29). Les maximums annuels sont représentés sur une carte en fonction de la probabilité de dépassement annuel (PDA) actuelle pour chaque valeur. La ligne noire continue représente la meilleure approximation des niveaux d’eau extrêmes annuels actuels. La ligne bleue montre les niveaux de la mer extrêmes projetés et leurs PDA en 2050 pour la projection médiane dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5). Les flèches en pointillés indiquent le changement projeté d’ici 2050 pour les maximums annuels avec des PDA actuelles de 1 %. Source des données : Permanent Service for Mean Sea Level (2025).

À Rimouski, à Tofino, à Vancouver et à Tuktoyaktuk, le niveau moyen de la mer associé à une PDA de 1 % en 2024 devrait avoir une PDA inférieure à 5 % en 2050 selon le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5), un changement nettement moins important que celui projeté pour Halifax. La plus grande fourchette des maximums annuels des niveaux d’eau horaires à Tuktoyaktuk signifie que, même si le changement relatif du niveau de la mer projeté est similaire à celui de Halifax, Tuktoyaktuk devrait connaître une augmentation moins importante de la fréquence des événements extrêmes liés au niveau de la mer. Les changements relatifs du niveau de la mer projetés à Rimouski, à Tofino et à Vancouver sont environ deux fois moins importants qu’à Halifax, ce qui se traduit par des changements moins importants des pourcentages de PDA.

En raison du soulèvement rapide des terres à Churchill, le niveau relatif de la mer subit une projection de baisse de 0,12 m d’ici 2050 selon le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5) (section 7.4.2.2). Il en résulte une réduction projetée de la PDA actuelle de 1 %, qui devrait passer à 0,5 % en 2050. Bien que cela suggère que les inondations côtières dues à des événements extrêmes deviendront un aléa moins fréquent dans des régions comme Churchill, les événements extrêmes de niveau d’eau faible continuent de poser des risques pour la sécurité des transports et de la navigation.

Dans des situations comme celles des ports de pêche, où le niveau relatif de la mer augmente et où le retrait des activités et installations humaines de la côte est prohibitif financièrement, la hauteur des infrastructures devra être rehaussée afin de maintenir les risques d’inondation à des niveaux acceptables. Une approche de planification dans ces situations consiste à déterminer une hauteur d’élévation pouvant s’adapter à l’élévation projetée du niveau de la mer (figure 7.31). Cette hauteur est définie comme la hauteur à laquelle l’infrastructure doit être surélevée afin de maintenir le niveau actuel de risque d’inondation dans un scénario d’élévation future du niveau de la mer, et elle dépend de la durée de vie opérationnelle prévue de l’infrastructure. Cette approche tient compte du changement relatif du niveau de la mer projeté dans le sixième rapport d’évaluation du GIEC et de l’incertitude qui y est associée (James et Brierley-Green, 2026), ainsi que de l’amplitude des marées locales et de l’historique des ondes de tempête (Zhai et al., 2019; H. Zhang et Sheng, 2013). Des hauteurs sont fournies sur le site Web de l’Outil canadien d’adaptation aux niveaux d’eau extrêmes pour tous les ports pour petits bateaux du MPO et sur données climatiques sous la forme d’un produit de données maillées pour divers scénarios du sixième rapport d’évaluation du GIEC. Des informations supplémentaires sur les options d’adaptation sont disponibles sur le site web du Programme pour des communautés côtières résilientes au climat de Ressources naturelles Canada.

Faits saillants de la figure : Divers facteurs déterminent la hauteur d’élévation pour les infrastructures côtières dans le contexte d’une élévation relative du niveau de la mer.

Titre de la figure : Hauteur d’élévation pour les infrastructures côtières

Figure 7.31  : Illustration de la méthode utilisée pour planifier les hauteurs d’élévation pour les infrastructures côtières. L’image de gauche illustre la planification basée sur le niveau moyen récent de l’eau (par exemple, en 2010 dans ce cas) et les relevés historiques du niveau de l’eau (généralement provenant d’un marégraphe et intégrant les ondes de tempête et les marées). Il en résulte une valeur de référence historique intégrant un niveau de probabilité de dépassement annuel (PDA) choisi par le planificateur côtier qui représente un niveau de risque acceptable (par exemple, une PDA de 1 %, ou un événement survenant une fois tous les 100 ans). L’image centrale montre la hauteur d’élévation pour une date future (par exemple, l’année 2100 dans le cas présent), composée du changement relatif du niveau de la mer en 2100 et de l’incertitude de cette projection. L’image de droite montre la hauteur d’élévation pour l’année 2100, qui est ajoutée à la valeur de référence historique afin de fournir au planificateur la hauteur à laquelle l’infrastructure doit être surélevée pour maintenir le niveau de PDA choisi en 2100. Adapté de : Centre canadien des services climatiques (2025b).

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

Message clé 7.10 : Les événements extrêmes liés au niveau de la mer ont augmenté en fréquence et en ampleur dans les régions côtières du Canada où le niveau relatif de la mer a augmenté au cours du siècle dernier, comme le sud du Canada atlantique, l’ouest de l’Arctique et la Colombie-Britannique (degré de confiance élevé).

Les données scientifiques montrent clairement qu’un changement relatif du niveau de la mer entraîne une augmentation de la fréquence et de l’ampleur des événements extrêmes liés au niveau de la mer, comme le démontrent les nombreuses études citées au chapitre 9 du rapport du Groupe de travail 1 au sixième rapport d’évaluation du GIEC (degré d’accord élevé et preuves solides). Au Canada, un réseau de marégraphes et de stations GPS fournit des données historiques de haute qualité sur le niveau relatif de la mer (section 7.4.1.2). Nous avons utilisé ces données pour démontrer la relation entre l’élévation relative du niveau de la mer et l’augmentation des événements extrêmes liés au niveau de la mer à certains endroits au Canada (section 7.6.1). Cette analyse, combinée à notre compréhension de la façon dont le changement relatif du niveau de la mer affecte la fréquence et l’ampleur des événements extrêmes liés au niveau de la mer, fournit la base pour l’attribution d’un degré de confiance élevé à ce message clé.

Message clé 7.11 : On prévoit que les événements extrêmes liés au niveau de la mer seront plus fréquents et plus importants en raison de l’élévation relative du niveau de la mer dans de nombreuses régions du Canada (degré de confiance élevé). Le recul projeté de la glace de mer le long des côtes arctiques et atlantiques du Canada entraînera une augmentation des vagues et des ondes de tempête, ce qui aggravera les événements extrêmes liés au niveau de la mer (degré de confiance élevé).

La section 7.4.2.2 démontre clairement qu’on s’attend à une élévation du niveau moyen relatif de la mer le long de la majeure partie des côtes canadiennes, à l’exception des côtes de la baie d’Hudson et de l’est de l’Arctique canadien. Les données scientifiques montrent clairement qu’un changement relatif du niveau de la mer entraînera une augmentation de la fréquence et de l’ampleur des événements extrêmes liés au niveau de la mer, comme le démontrent les nombreuses études citées au chapitre 9 du rapport du Groupe de travail 1 au sixième rapport d’évaluation du GIEC (degré d’accord élevé et preuves solides). Nous avons utilisé certains endroits au Canada pour démontrer l’augmentation projetée de la fréquence des événements extrêmes liés au niveau de la mer pour les sites où le niveau relatif de la mer augmentera (section 7.6). Grâce à une combinaison de données historiques de qualité élevée, de projections cohérentes du modèle CMIP6 et de compréhension de la manière dont la fréquence et l’ampleur des événements extrêmes liés au niveau de la mer sont modifiées par le changement relatif du niveau relatif de la mer, il a été déterminé que les projections futures présentent un degré de confiance élevé. Le recul projeté de la glace de mer dans l’Arctique (voir chapitre 6, section 6.3) et notre compréhension des effets de la perte de glace de mer sur les vagues et les ondes de tempête (section 7.5) nous permettent d’affirmer avec un degré de confiance élevé que les vagues et les ondes de tempête contribuent positivement à l’aggravation des niveaux de la mer extrêmes.

7.7 : Chimie des océans

Message clé 7.12 : À la surface, les observations réalisées au cours des trois dernières décennies montrent que les océans qui entourent le Canada ont absorbé le dioxyde de carbone anthropique présent dans l’atmosphère, provoquant l’acidification des océans (degré de confiance très élevé). Ces eaux acidifiées et plus riches en carbone sont transportées sous la surface par la circulation océanique.

Message clé 7.13 : Sous la surface, l’oxygène a diminué au cours de nombreuses décennies dans les eaux côtières et extracôtières du Pacifique Nord-Est, dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent, ainsi que sur le plateau néo-écossais (degré de confiance élevé), mais les processus responsables varient selon les régions et ne sont pas entièrement compris. Étant donné que la respiration biologique consomme de l’oxygène et ajoute du dioxyde de carbone, l’acidification est exacerbée dans les régions où l’oxygène diminue (degré de confiance élevé). Les variations annuelles de la circulation de l’eau et de l’activité biologique ont provoqué des événements extrêmes de faible teneur en oxygène et d’acidité élevée dans les eaux de subsurface qui entourent le Canada (degré de confiance moyen).

Message clé 7.14 : Au cours du reste du XXIe siècle, les océans qui entourent le Canada devraient continuer d’absorber du dioxyde de carbone anthropique, de voir leur acidité augmenter (degré de confiance très élevé) et de perdre de l’oxygène dans leurs couches de subsurface (degré de confiance moyen). Le niveau d’acidification projeté pour la seconde moitié du siècle dépendra fortement du niveau des émissions futures de dioxyde de carbone (degré de confiance très élevé).

Cette section présentera à la fois des observations et des projections concernant l’augmentation du stockage du carbone dans les océans, l’acidification et la désoxygénation des eaux canadiennes. La chimie des océans joue un rôle énorme dans le ralentissement du rythme des changements climatiques, mais elle est elle-même en train de changer. Les océans contiennent beaucoup plus de carbone que l’atmosphère ou la biosphère terrestre, environ 50 fois plus que l’atmosphère (Friedlingstein et al., 2023), ce qui signifie que les océans régulent fortement les concentrations de dioxyde de carbone (CO₂) dans l’atmosphère sur de longues périodes. Le fait qu’une si grande partie du CO₂ soit stockée dans l’eau de mer est une situation unique pour un gaz, car l’atmosphère contient la grande majorité des autres gaz, tels que l’oxygène. La différence cruciale réside dans le fait que le CO₂ réagit avec l’eau pour former plusieurs autres composés (acide carbonique, ions bicarbonate et carbonate), dont les proportions sont liées à l’acidité (concentration en H⁺)^{Footnote 15} de l’eau de mer (figure 7.32). En raison de la lenteur des réactions géologiques, les océans ont naturellement une acidité faible, ce qui augmente la proportion d’ions bicarbonate et carbonate et permet un stockage important du carbone.

À mesure que les niveaux de CO₂ atmosphérique augmentent, davantage de CO₂ se diffuse de l’air à la surface de l’océan. Au cours de la décennie de 2013 à 2022, les océans ont absorbé environ 25 % des émissions anthropiques de carbone (Friedlingstein et al., 2023). Cette absorption du carbone par les océans n’est pas due au réchauffement de la planète ni à des processus biologiques, mais plutôt à l’augmentation des niveaux de gaz dans l’atmosphère, qui sont transférés au fil du temps dans l’eau. Cependant, les processus biologiques et physiques marins entraînent de forts cycles saisonniers (Fassbender et al., 2018; Landschützer et al., 2018) et une variabilité spatiale (Landschützer et al., 2020) des niveaux de CO₂ à la surface des océans. Par conséquent, pour détecter les changements climatiques à long terme dans un contexte de conditions de fond naturellement variables, des observations détaillées et soutenues sont nécessaires.

Lorsque le CO₂ pénètre dans l’eau et réagit avec elle, l’acidité augmente à mesure que d’autres composés carbonés se forment (figure 7.32), un processus connu sous le nom d’acidification des océans. À l’échelle mondiale, il est quasiment certain que la surface des océans s’est acidifiée au cours des quatre dernières décennies (contribution du GT1 au RE6 du GIEC, 5.3.2.2) (Canadell et al., 2021; Raven et al., 2005). L’augmentation de l’acidité réduit la concentration en ions carbonate (CO₃^2–), ce qui rend plus difficile pour les organismes de créer et de maintenir des coquilles et d’autres structures composées de carbonate de calcium (CaCO3) (Leung et al., 2022; Spalding et al., 2017). L’acidification des océans peut avoir des effets néfastes sur un large éventail d’organismes marins (les impacts sur les crustacés sauvages et d’élevage, en particulier au stade larvaire, ont été particulièrement bien étudiés), bien qu’il subsiste des lacunes dans les connaissances (Barton et al., 2015; Chandra Rajan et Vengatesen, 2020; Gimenez et al., 2018; Haigh et al., 2015).

Faits saillants de la figure : La surface de l’océan absorbe le dioxyde de carbone de l’atmosphère, provoquant une acidification, et, à mesure que l’eau circule sous la surface de l’océan, la respiration réduit l’oxygène et augmente encore les concentrations de carbone et l’acidité.

Titre de la figure : Changements dans la chimie des océans

Figure 7.32  : Illustration des changements dans la chimie des océans dus à l’absorption du dioxyde de carbone (CO₂) à la surface de l’océan, à la circulation sous la surface et à la respiration de subsurface. Les cercles rouges indiquent les composés dont les concentrations augmentent avec le temps (CO₂; ions hydrogène [H⁺]; et ions bicarbonate [HCO₃^-]), tandis que les cercles bleus indiquent les composés dont les concentrations diminuent (oxygène [O₂] et ions carbonate [CO₃^2– ]). Dans la partie supérieure droite du diagramme, la surface de l’océan absorbe l’excès de CO₂ anthropique qui se combine avec l’eau (H₂O) pour augmenter l’acidité (H⁺) et réduire les ions carbonate (CO₃^2–). Dans la partie supérieure gauche et inférieure, les eaux transportées sous la surface océanique sont affectées par la respiration, qui consomme de l’oxygène (O₂) et libère davantage de CO₂, car le carbone organique qui coule (principalement du plancton, symbolisé par des ovales verts) est dégradé par des bactéries. Le CO₂ libéré augmente à son tour l’acidité (H⁺) et réduit les ions carbonate (CO₃^2–).

Les niveaux d’oxygène dissous sous la surface de l’océan diminuent également, dans le cadre d’un processus appelé désoxygénation. À l’échelle mondiale, les 1 000 premiers mètres de l’océan ont très probablement perdu entre 0,5 et 3,3 % de leur oxygène dissous, selon la section 5.2.2.4 du rapport spécial du GIEC sur l’océan et la cryosphère dans le contexte du changement climatique (GIEC Special report on the Ocean and Cryosphere in a Changing Climate) (Bindoff, N. L. et al., 2019). Plusieurs facteurs modulent ces changements. Un échange gazeux se produit entre l’atmosphère et les eaux de surface de l’océan, et ce processus est fortement influencé par la température de l’eau, car les eaux plus chaudes ont une capacité moindre à stocker les gaz dissous. Cependant, seuls environ 15 % de la diminution mondiale de l’oxygène dans les océans peuvent être directement attribués à une solubilité plus faible dans les eaux plus chaudes (Schmidtko et al., 2017). La photosynthèse à la surface de l’océan convertit le CO₂ en carbone dans le corps des organismes, dont une partie coule dans les profondeurs de l’océan. Là, les bactéries consomment de l’oxygène tout en dégradant ce carbone, libérant du CO₂ et augmentant encore l’acidité (figure 7.32). Ainsi, les niveaux d’oxygène, de carbone et d’acidité dans n’importe quelle partie de l’océan de subsurface dépendent des propriétés de l’eau, de la vigueur des échanges avec l’atmosphère lors du dernier contact de l’eau avec celle-ci, du taux de consommation biologique d’oxygène et de production de CO₂ sous la surface et du temps que l’eau a mis pour se déplacer depuis son dernier contact avec l’atmosphère jusqu’à son endroit actuel. L’effet combiné de ces facteurs rend difficile la mise en évidence des facteurs sous-jacents de la désoxygénation et de l’acidification des eaux de subsurface. De plus, dans certaines régions côtières, les nutriments supplémentaires provenant des engrais, des détergents et des eaux usées qui pénètrent dans l’océan depuis la terre ferme augmentent encore la productivité de surface, ce qui entraîne à son tour une respiration excessive sous la surface, réduisant finalement l’oxygène et augmentant l’acidité, dans un processus connu sous le nom d’eutrophisation (Breitburg et al., 2018; Rabalais et al., 2014). Les niveaux de saturation en oxygène inférieurs à 20-25 % (environ 60 µmol^{Footnote 16} par kg) menacent la survie des organismes marins et sont qualifiés d’hypoxiques, bien que certaines espèces soient menacées même à des niveaux plus élevés (Vaquer-Sunyer et Duarte, 2008).

7.7.1 : Changements passés

7.7.1.1 : Augmentation du carbone et acidification de la surface océanique

Les observations effectuées au grand large autour du Canada (c’est-à-dire loin de la zone côtière) montrent que les eaux de surface ont accumulé du carbone, ce qui a entraîné une acidification. À partir de la fin des années 1980 et du début des années 1990, le ministère des Pêches et des Océans du Canada (MPO) a commencé à surveiller de manière continue le carbone océanique à deux endroits clés dans l’Atlantique Nord-Ouest et le Pacifique Nord-Est. Ces séries chronologiques constituent deux des plus longues séries de données sur le carbone océanique existant à l’échelle mondiale. Les observations effectuées dans la partie centrale de la mer du Labrador (Atlantique) montrent une augmentation de 1,1 % (23 µmol par kg) de la teneur en carbone entre 1996 et 2023, et une augmentation simultanée de 17 % de l’acidité (baisse de 0,07 unité de pH; voir note de bas de page 14) (figure 7.33) (Raimondi et al., 2021; Ringuette et al., 2022). Les observations des eaux de surface dans le Pacifique Nord-Est montrent une augmentation de 0,7 % (15 µmol par kg) du carbone entre 1990 et 2020, et une augmentation simultanée de 10 % de l’acidité (diminution de 0,04 unité de pH) (figure 7.33) (Franco et al., 2021). Des études plus larges, répétées environ tous les dix ans, confirment ces changements dans l’Atlantique et le Pacifique (Carter et al., 2019; Gruber et al., 2019). Les deux régions se caractérisent par des variations parfois importantes d’une année à l’autre, ce qui signifie qu’il peut être difficile de déterminer avec précision les tendances à long terme. La profondeur du mélange hivernal, qui est beaucoup plus importante dans l’Atlantique Nord-Ouest, et le niveau de productivité estivale influencent fortement ces différences d’une année à l’autre.

Bien que les changements dans les niveaux totaux de carbone océanique puissent sembler faibles, ils ont permis à l’océan d’absorber environ 25 % des émissions mondiales provenant des activités humaines depuis 1850 (Friedlingstein et al., 2023). Le fait que ces augmentations de carbone depuis les années 1990 ne représentent qu’environ 1 % du changement dans la teneur totale en carbone de la surface océanique témoigne des quantités considérables de carbone que l’océan contient déjà. De même, les variations totales des unités de pH peuvent sembler faibles en raison du mode de calcul de cette mesure (sur une échelle logarithmique; voir note de bas de page 14), mais la variation de l’acidité est substantielle.

Faits saillants de la figure : Le carbone et l’acidité ont augmenté dans les eaux de surface

de l’Atlantique Nord-Ouest et du Pacifique Nord-Est depuis le début des années 1990.

Titre de la figure : Carbone et acidité à la surface des eaux océaniques qui entourent le Canada

Figure 7.33  : Concentrations moyennes de carbone (en µmol par kg) et acidité (concentrations en ions H⁺) à différents endroits dans l’Atlantique Nord-Ouest et le Pacifique Nord-Est. Le graphique de gauche montre les concentrations moyennes de carbone inorganique dissous dans l’Atlantique Nord-Ouest (points violets) et dans le Pacifique Nord-Est (points roses) entre les années 1990 et le début des années 2020, normalisées à une salinité de 34 pour faciliter la comparaison. Le graphique de droite montre l’acidité aux mêmes endroits. Dans les deux graphiques, les lignes représentent un ajustement par moindres carrés aux données, avec un ombrage indiquant l’intervalle de confiance à 95 % pour la tendance. La carte en bas montre les endroits des observations; les mesures pour l’Atlantique Nord-Ouest proviennent de la mer du Labrador centrale (56° N, 53° O à 59° N, 50° O) et sont une moyenne de nombreux échantillons prélevés à des profondeurs de 150 à 500 m, tandis que les mesures pour le Pacifique Nord-Est proviennent des eaux proches de la surface (profondeurs de 0 à 15 m) à la station Papa (50oN, 145oO) en février et mars. Source des données : pour l’Atlantique Nord-Ouest, Raimondi et al. (2021); Ringuette et al. (2022); Pêches et Océans Canada (2025b); pour le Pacifique Nord-Est, Franco et al. (2021); Ianson et al. (2021).

La teneur en carbone de l’océan Arctique a également augmenté, mais les observations directes sont plus limitées en raison des difficultés logistiques liées à la réalisation d’observations océaniques soutenues dans cette région. Par conséquent, les changements ne peuvent souvent être évalués qu’à partir de quelques relevés ponctuels pris à différents moments. Les eaux proches de la surface dans tout l’Arctique, y compris le bassin canadien de l’océan Arctique, affichent une augmentation de 2,0 à 2,5 % (environ 45 µmol par kg) de la teneur en carbone depuis le début de l’ère industrielle (déduite d’observations d’autres composés dissous d’origine anthropique) (Raimondi et al., 2024). Dans le bassin du Canada, les mesures en surface montrent que le CO₂ dissous a augmenté encore plus rapidement que les niveaux de CO₂ atmosphérique (Ouyang et al., 2020), tandis que l’acidité a augmenté de 40 à 65 % entre 1994 et 2020 (Qi et al., 2022). Les observations issues de multiples études de terrain démontrent que les eaux de surface du bassin du Canada sont devenues moins favorables à l’aragonite, une forme de carbonate de calcium particulièrement susceptible de se dissoudre dans les eaux à acidité élevée, et que de vastes régions de la surface de l’océan Arctique sont désormais corrosives pour ce minéral (AMAP, 2018; Chierici et Fransson, 2009; Miller et al., 2014; Yamamoto-Kawai et al., 2009; Yamamoto‐Kawai et al., 2025; Y. Zhang et al., 2020). En conséquence, les organismes qui forment des coquilles ou d’autres structures en carbonate de calcium doivent dépenser plus d’énergie pour fabriquer leurs coquilles et peuvent être désavantagés par rapport aux organismes qui ne forment pas de coquilles (Haigh et al., 2015; Spalding et al., 2017). L’océan Arctique connaît une acidification particulièrement rapide. La fonte des glaces de mer, l’absorption croissante du CO₂ atmosphérique à mesure que les glaces de mer reculent, les températures de l’eau faibles et la chimie des eaux fluviales locales contribuent toutes à amplifier l’acidification de l’océan Arctique (chapitre 6, section 6.3.1) (AMAP, 2018; Azetsu‐Scott et al., 2010; Qi et al., 2022; Y. Zhang et al., 2020).

7.7.1.2 : Désoxygénation et acidification des eaux océaniques profondes

Les eaux de subsurface au large de la côte ouest du Canada, dans le Pacifique Nord-Est, ont perdu de l’oxygène et gagné du carbone, ce qui indique que ces eaux se sont également acidifiées. Le Canada a commencé à mesurer l’oxygène dissous en 1956 dans les eaux extracôtières du Pacifique Nord-Est à la station Papa (50° N, 145° O), ce qui en fait l’un des plus longs registres d’observations chimiques dans les océans du monde (Freeland, 2007; Tabata et Weichselbaumer, 1992). Ces mesures minutieuses révèlent que 12 % de l’oxygène dissous à des profondeurs comprises dans la fourchette allant de 0 m à 4 000 m (presque l’ensemble de la colonne d’eau à cet endroit) a été perdu entre 1960 et 2018 (Cummins et Ross, 2020), ce qui est nettement plus rapide que la baisse moyenne mondiale de 2 % (Schmidtko et al., 2017). Cette désoxygénation se concentre à des profondeurs comprises entre 100 et 200 m, où les concentrations d’oxygène diminuent à un rythme de 1,2 % de saturation par décennie (voir note de bas de page 16) (5 µmol par kg par décennie) (Cummins et Ross, 2020). Bien que les océans se réchauffent et que l’eau chaude puisse physiquement dissoudre moins de gaz, l’effet direct de la température n’est responsable que d’une petite partie de la baisse d’oxygène observée (Ito et al., 2017). Au contraire, c’est une combinaison de plusieurs facteurs qui en est responsable : l’augmentation de la stratification (qui empêcherait les eaux profondes d’entrer en contact avec l’atmosphère pendant de longues périodes), les changements de circulation et l’évolution des taux de respiration biologique (W. R. Crawford et Peña, 2016; Cummins et Ross, 2020; Whitney et al., 2007).

La concentration en carbone dans ces mêmes eaux, à des profondeurs comprises entre 100 et 200 m, a augmenté d’environ 1 % sur une période d’observation plus courte (1990-2020) (augmentation de 15 à 24 µmol par kg de carbone) (Franco et al., 2021). Environ la moitié de cette augmentation résulte de l’absorption de CO₂ anthropique et l’autre moitié des mêmes processus qui réduisent l’oxygène, car la respiration biologique entraîne une augmentation du CO₂ ainsi qu’une diminution de l’oxygène (figure 7.32 ) (Franco et al., 2021). Les changements dans l’acidité des eaux de subsurface n’ont pas encore été quantifiés pour l’ensemble de données de la station Papa, mais on s’attend à ce que l’acidité de ces eaux augmente, car l’augmentation des concentrations de carbone est associée à une augmentation de l’acidité.

Plus près de la côte de la Colombie-Britannique, au-dessus du plateau continental et dans certaines criques où des observations historiques sont disponibles, les concentrations d’oxygène dans les eaux profondes ont également diminué depuis plusieurs décennies, bien qu’il y ait des lacunes dans les données consignées pour la plupart des endroits. Depuis le milieu des années 1970, les concentrations d’oxygène ont diminué à un rythme de 0,2 à 0,4 % de saturation^{Footnote 17} par an (0,5 à 1,1 µmol par kg par an) dans certaines zones proches des fonds marins au large du sud-ouest de l’île de Vancouver, ainsi que dans cinq détroits, bras de mer et chenaux autour de la Colombie-Britannique (W. R. Crawford et Peña, 2013; Hannah et al., 2024; Jackson et al., 2021; Johannessen et al., 2014). La similitude des tendances observées pour les eaux du plateau continental et les eaux intérieures, ainsi que la forte circulation qui relie ces eaux, suggèrent que les eaux dont les niveaux d’oxygène diminuent le long de la côte sont entraînées dans les voies navigables étroites de la région. Cependant, une étude des données sur l’oxygène dans les eaux de la Californie à la Colombie-Britannique, juste au large du plateau continental, montre que l’oxygène a augmenté entre les années 1950 et 1970, puis a diminué par la suite (W. R. Crawford et Peña, 2016), ce qui pourrait être lié aux variations climatiques décennales (Stramma et al., 2020). La présence de variations importantes, peut-être naturelles, rend plus difficile la détermination de la contribution des changements climatiques à la désoxygénation.

Les observations et les simulations modélisées pour certaines régions côtières de la Colombie-Britannique montrent que les eaux ont connu un gain de carbone et se sont acidifiées. Dans la mer des Salish, les estimations basées sur les données et les modèles démontrent que le carbone dissous a augmenté d’environ 1,5 % (de 28 à 38 µmol par kg dans l’ensemble de la région, mais avec des variations de près de 50 µmol par kg dans certaines zones isolées) depuis l’ère préindustrielle (Evans et al., 2019; Hare et al., 2020; Jarníková et al., 2022; Simpson et al., 2022). Ces mêmes études montrent que l’augmentation du carbone a directement entraîné une acidification, avec pour conséquence que les eaux de la mer des Salish sont désormais encore plus corrosives pour le carbonate de calcium, ce qui signifie que les organismes ont besoin de plus d’énergie pour former et entretenir leurs coquilles et autres structures composées de cette substance minérale.

L’intensité de la désoxygénation et de l’acidification des eaux profondes de l’estuaire et du golfe du Saint-Laurent met en évidence les causes complexes et interdépendantes de ces phénomènes. Les niveaux moyens d’oxygène dans les eaux profondes au début des années 2010 à l’embouchure de l’estuaire du Saint-Laurent étaient environ deux fois plus faibles que ceux observés dans les années 1930 (45 % de saturation [voir note de bas de page 16] dans les années 1930, par rapport à 20 % de saturation dans les années 2010; voir figure 7.34) (Jutras et al., 2023). L’acidité (voir note de bas de page 14) a augmenté de 100 % dans ces mêmes eaux profondes au cours de la même période (R. Y. Bernier et al., 2018; Gibb et al., 2023; Mucci et al., 2011). De 2019 à 2021, les concentrations d’oxygène déjà faibles dans les eaux de fond ont encore diminué jusqu’à atteindre 13 % de saturation, un niveau hypoxique de sévérité extrême (figure 7.34) (Jutras et al., 2023), tandis que l’acidité a bondi de 20 % (Gibb et al., 2023). De plus, en 2021, la superficie des eaux hypoxiques dans l’estuaire inférieur dans son ensemble était la plus grande enregistrée en trois décennies (Jutras et al., 2023). Les changements observés depuis 2008 ont été attribués à des modifications dans la proportion des eaux qui pénètrent dans les profondeurs du golfe du Saint-Laurent en provenance du grand large (Gilbert et al., 2005). Ces eaux sont un mélange d’eau froide et riche en oxygène provenant du courant du Labrador et d’eau chaude et pauvre en oxygène provenant du Gulf Stream. Ces changements sont particulièrement évidents depuis 2008, l’augmentation de la quantité d’eau du Gulf Stream par rapport à celle du courant du Labrador réduisant la teneur en oxygène et augmentant l’acidité dans le golfe du Saint-Laurent (Gibb et al., 2023; Jutras et al., 2020, 2023). Ce changement dans les proportions des eaux se reflète également dans la tendance au réchauffement dans les profondeurs du golfe du Saint-Laurent (figure 7.9). En revanche, avant les années 2000, la diminution de l’oxygène et l’augmentation de l’acidité étaient davantage causées par l’excès de nutriments provenant de l’agriculture et des eaux usées qui pénétraient dans les eaux de surface et entraînaient une augmentation de la respiration de subsurface dans le golfe (eutrophisation) (Goyette et al., 2016; Hudon et al., 2017; Jutras et al., 2020; Mucci et al., 2011).

Faits saillants de la figure : La teneur en oxygène dissous près du fond de l’estuaire du Saint-Laurent a diminué sur plusieurs décennies.

Titre de la figure : Saturation en oxygène dans les eaux profondes de l’estuaire du Saint-Laurent

Figure 7.34 : Série chronologique des valeurs moyennes de saturation en oxygène (%) (voir note de bas de page 16) près du fond marin à l’embouchure du bas de l’estuaire du Saint-Laurent, près de Rimouski, depuis les années 1930, et carte indiquant l’endroit des observations. L’emplacement où les échantillons individuels ont été prélevés dans la région varie d’une année à l’autre. Les barres d’erreur indiquent l’écart-type lorsque plusieurs données ont été recueillies au cours de l’année. L’absence de barre d’erreur indique qu’une seule valeur a été recueillie cette année-là. Les mesures ont été effectuées à des densités d’eau de 1027,2 à 1027,5 kg par m³ dans la région située à moins de 300 km en aval de la ville de Québec. Source des données : Jutras et al. (2023); Blais et al. (2024); Mucci et Jutras (2020).

Les changements dans les proportions d’eau qui s’écoulent sur le plateau continental de l’Atlantique Nord-Ouest au Canada causent également une désoxygénation dans cette région. L’oxygène dissous près du fond sur le plateau central néo-écossais a diminué, passant d’environ 70 % de saturation (environ 210 µmol par kg) au début des années 1960 à environ 50 % de saturation (environ 145 µmol par kg) au milieu des années 2010 (Claret et al., 2018). Ces mêmes eaux sont également devenues plus chaudes et plus salées, ce qui indique que l’eau provenant du Gulf Stream, chaud et pauvre en oxygène, représente une plus grande proportion des eaux atteignant le plateau continental (et la côte) (Claret et al., 2018; Gilbert et al., 2010; Petrie et Yeats, 2000). En raison du lien entre l’augmentation de la respiration, la diminution de l’oxygène et l’augmentation de l’acidité, les eaux du plateau central néo-écossais se sont probablement acidifiées; cependant, les observations directes de l’acidité dans cette région sont trop récentes pour détecter un changement à long terme. En revanche, aucune désoxygénation n’a été observée dans la partie centrale de la mer du Labrador, où, lors de forts brassages hivernaux, les eaux profondes entrent en contact avec l’atmosphère et absorbent de l’oxygène. À cet endroit, les taux d’oxygène plus élevés ou plus faibles observés certaines années sont liés à la profondeur et à la durée du brassage hivernal plutôt qu’à tout autre facteur (Koelling et al., 2023; Wolf et al., 2018).

Dans l’Arctique, une désoxygénation a également été observée dans le bassin du Canada, mais les niveaux d’oxygène globalement beaucoup plus élevés dans cette région font que l’hypoxie n’est pas une préoccupation. Dans cette région, l’oxygène a principalement diminué dans les eaux de subsurface (de 30 à 100 m) provenant de la mer des Tchouktches, avec une baisse de 2 % dans la partie supérieure de cette couche d’eau et de 3 % dans la partie inférieure au cours de la période 2003-2018 (Arroyo et al., 2023). Ces baisses ont été principalement causées par le réchauffement de cette couche, car l’eau plus chaude peut contenir une plus petite quantité de gaz dissous. Cependant, l’augmentation de la respiration de subsurface a également contribué à la baisse d’oxygène dans la couche d’eau inférieure (Arroyo et al., 2023).

Les observations des eaux de subsurface dans l’océan Arctique révèlent fréquemment des conditions corrosives pour l’aragonite, et les mesures limitées disponibles indiquent que ces conditions d’acidité élevée sont en augmentation. Les eaux présentant la plus forte acidité naturelle dans l’Arctique proviennent du Pacifique, où la forte respiration a appauvri leur teneur en oxygène et augmenté les niveaux de CO₂ et d’acidité (Azetsu‐Scott et al., 2010; Niemi et al., 2021; Qi et al., 2017). Certaines eaux provenant de l’Atlantique Nord présentent également une acidité élevée en raison de la respiration (Burgers et al., 2023). Dans l’ouest de l’océan Arctique, la superficie des eaux de subsurface corrosives pour l’aragonite est passée de 5 % de la superficie totale étudiée en 1994 à 25 % en 2010 (Qi et al., 2017). Dans certaines parties de la mer de Beaufort et du bassin du Canada, les eaux de subsurface (à une profondeur d’environ 100 à 200 m) qui n’étaient pas corrosives dans les années 1990 sont devenues corrosives dans les années 2000 (Miller et al., 2014). Dans le sud-ouest de la baie de Baffin, des eaux corrosives ont été observées à des profondeurs peu importantes (de 50 à 200 m) en 2019, mais pas en 1997 ni en 2004 (Burgers et al., 2024). Des événements combinant une acidité élevée et une teneur faible en oxygène ont également été observés dans l’Arctique. En 2020, des eaux présentant une saturation en oxygène inférieure à 50 % et d’une corrosion élevée pour l’aragonite ont été observées à des profondeurs supérieures à 100 m dans la partie sud du plateau des Tchouktches (Nishino et al., 2023), alors que les niveaux de saturation en oxygène étaient généralement compris entre 70 et 80 % au cours des deux décennies précédentes. Une circulation plus faible semble avoir permis à ces eaux de stagner derrière une crête, où la respiration a réduit les niveaux d’oxygène et augmenté les niveaux de CO₂ et d’acidité.

Un épisode de faible teneur en oxygène (hypoxie) et d’acidité élevée sur le plateau continental de la Colombie-Britannique montre comment la variabilité naturelle peut interagir avec les tendances à la désoxygénation et à l’acidification pour créer des conditions extrêmes. En août 2021, une grande partie de la colonne d’eau au-dessus du plateau continental au large du sud de la Colombie-Britannique a connu des conditions hypoxiques et une acidité élevée, l’oxygène ayant diminué d’environ la moitié par rapport à ses valeurs habituelles, passant d’une fourchette de 20 à 60 % de saturation à une fourchette de 10 à 30 % de saturation (Franco et al., 2023). Ces niveaux d’oxygène faibles et inhabituels s’étendaient du fond jusqu’à seulement 25 m de la surface. Les valeurs étaient inférieures de plus de deux écarts-types à la moyenne observée entre 2003 et 2020, ce qui démontre qu’il s’agissait d’un événement extrême. La faible teneur en oxygène de ces eaux s’accompagnait de conditions corrosives pour l’aragonite et la calcite. Un événement antérieur de faible teneur en oxygène, bien que moins extrême, avait été observé dans la même région en 2013 (Sahu et al., 2022). Une augmentation du transport de nutriments vers la surface due à des vents exceptionnellement forts semble avoir causé ces événements, stimulant une productivité de surface plus forte que la normale dès le début de l’année, puis une respiration de subsurface plus forte que la normale. Ce signal de respiration exceptionnellement important qui s’ajoute à la baisse déjà observée de l’oxygène et à l’augmentation de l’acidité dans la région est un exemple de la façon dont la variabilité naturelle et les tendances anthropiques peuvent se combiner pour créer des conditions extrêmes qui auraient eu une faible probabilité de se produire à l’ère préindustrielle.

7.7.2 : Changements futurs

Selon les projections à l’échelle mondiale, les océans continueront d’absorber du CO₂ (degré de confiance très élevé) et connaîtront une augmentation de leur acidité (degré de confiance très élevé) et une diminution de leur teneur en oxygène (degré de confiance élevé) tout au long du XXIe siècle, sauf dans les scénarios d’émissions négatives (RID du GT1 au RE6 du GIEC, B.5.1) (GIEC, 2021). L’ampleur de l’acidification dépend directement des émissions futures. Dans un scénario d’émissions faibles (SSP1-1.9), l’acidité des océans pourrait revenir à des niveaux proches de ceux d’aujourd’hui d’ici 2100, tandis que dans un scénario d’émissions élevées (SSP3-7.0), les projections indiquent qu’elle doublerait presque par rapport aux niveaux actuels. Ces projections d’acidification des océans sont étayées par des preuves solides, car le processus est inorganique et résulte du transfert direct de CO₂ de l’atmosphère vers l’océan, et le mécanisme physique est bien compris. L’acidification des océans réduit leur capacité à absorber le CO₂, de sorte qu’ils devraient absorber un pourcentage plus faible des émissions mondiales au fil du temps (RID du GT1 au RE6 du GIEC, B.4.1) (GIEC, 2021). À l’avenir, on s’attend à ce que l’absorption du carbone évolue différemment dans l’Atlantique Nord-Ouest et dans le Pacifique Nord-Est, le Pacifique maintenant une absorption plus constante (Gooya et al., 2023). Les projections mondiales concernant la désoxygénation sont moins certaines. Les simulations modélisées des 50 dernières années montrent une variabilité importante dans le taux et la répartition spatiale de la désoxygénation (Oschlies et al., 2018; Takano et al., 2023). La diminution de l’oxygène dans les couches de subsurface est largement due à une combinaison de changements biologiques et de circulation, dont l’évolution future dans des régions spécifiques reste mal comprise.

Les projections spécifiques aux océans qui entourent le Canada montrent des tendances similaires aux projections mondiales (figure 7.35). Dans un scénario à émissions élevées (SSP3-7.0), on s’attend à ce que l’acidité des océans double d’ici la fin du siècle par rapport à la moyenne de 1986-2014, dans presque toutes les eaux de surface qui entourent le Canada, avec des changements encore plus importants projetés dans l’Arctique et l’Atlantique Nord-Ouest. Même dans un scénario à faibles émissions (SSP1-2.6), l’acidité devrait augmenter de 20 à 35 % au cours de la même période, les changements les plus importants étant encore une fois projetés dans l’Arctique et l’Atlantique Nord-Ouest (figure 7.35).

Faits saillants de la figure : Selon les projections, l’acidité augmentera à la surface des océans qui entourent le Canada, avec des augmentations plus importantes dans un scénario à émissions élevées.

Titre de la figure : Changements projetés dans l’acidité des eaux de surface des océans

Figure 7.35 : Cartes indiquant l’augmentation en pourcentage de l’acidité (voir note de bas de page 14) à la surface des océans à la fin du siècle (moyenne projetée pour 2081-2100) par rapport à la valeur de référence historique (moyenne de 1986 à 2014) selon deux scénarios d’émissions différents. La carte de gauche illustre les augmentations projetées dans un scénario à fortes émissions (SSP3-7.0) et la carte de droite, dans un scénario à émissions faibles (SSP1-2.6). Les deux cartes sont représentées à la même échelle. Les augmentations se situent dans une fourchette allant d’environ 20 à 140 %, une valeur de 100 % signifiant que l’acidité a doublé. Source des données : les valeurs sont calculées à partir de la moyenne d’un ensemble de 9 simulations du modèle CMIP6.

Bien que toutes les projections indiquent une acidification croissante des océans, son ampleur varie d’une région à l’autre et d’un modèle à l’autre. Sur le plateau néo-écossais dans l’Atlantique, on prévoit une augmentation de l’acidité sous la surface et une diminution de l’oxygène, mais l’ampleur des changements futurs est incertaine, avec un facteur d’incertitude d’au moins deux (Lavoie et al., 2019, 2020; Rutherford et al., 2024). Les propriétés chimiques futures des eaux de cette région dépendront fortement de l’évolution des courants (Claret et al., 2018; Rutherford et al., 2024), ce qui correspond à l’importance des courants dans les changements historiques observés et décrits à la section 7.7.1.2. Dans le Pacifique, les modèles des eaux canadiennes prévoient également une augmentation de l’acidité et une diminution de l’oxygène sous la surface, ce qui affectera des régions telles que le plateau continental, riche sur le plan biologique (Holdsworth et al., 2021; Peña et Fine, 2024). Les épisodes de faible teneur en oxygène et d’acidité élevée sur la côte ouest du Canada pourraient devenir plus fréquents et plus intenses en raison des changements dans la remontée d’eaux profondes côtières estivales (Pozo Buil et al., 2021; Rykaczewski et al., 2015; D. Wang et al., 2015), à l’instar de l’événement de 2021 évoqué à la section 7.1.2.2 (Franco et al., 2023).

Dans l’océan Arctique, les simulations réalisées à partir d’un ensemble de modèles CMIP6 ont mené à une projection d’augmentation de l’acidité dans toute la région en raison de l’absorption continue de CO₂ anthropique (Steiner et Reader, 2024). Dans le scénario d’émissions élevées (SSP5-8.5), les 50 premiers mètres de la colonne d’eau dans toutes les régions de l’Arctique devraient devenir corrosifs pour l’aragonite d’ici 2080. Dans les eaux arctiques canadiennes qui présentent déjà une acidité plus élevée, notamment la mer de Beaufort et ses eaux côtières ainsi que l’archipel arctique canadien, des conditions corrosives constantes sont projetées dans les 50 premiers mètres de la colonne d’eau d’ici 2040 dans le scénario d’émissions très élevées (SSP-5.85) et d’ici 2045 dans le scénario d’émissions moyennes (SSP2-4.5). Cet ensemble de modèles a également mené à une projection de diminution des concentrations d’oxygène dans les eaux arctiques, en particulier dans les régions où le réchauffement des océans est le plus important.

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

Message clé 7.12 : À la surface, les observations réalisées au cours des trois dernières décennies montrent que les océans qui entourent le Canada ont absorbé le dioxyde de carbone anthropique présent dans l’atmosphère, provoquant l’acidification des océans (degré de confiance très élevé). Ces eaux acidifiées et plus riches en carbone sont transportées sous la surface par la circulation océanique.

Les preuves de l’augmentation des concentrations de carbone et de l’acidité des océans proviennent de multiples mesures de haute qualité effectuées dans la mer du Labrador et le Pacifique Nord-Est depuis les années 1990 (Franco et al., 2021; Raimondi et al., 2021; Ringuette et al., 2022), ainsi que dans l’Arctique (Qi et al., 2022; Yamamoto‐Kawai et al., 2025). L’augmentation du carbone et de l’acidité dans ces eaux correspond aux observations faites à l’échelle mondiale et est conforme à la chimie du carbone dans l’eau de mer et aux principes physiques et chimiques de l’échange gazeux entre l’air et la mer (Canadell et al., 2021). Des preuves solides, une forte concordance avec les observations mondiales et les principes scientifiques sous-jacents conduisent à affirmer avec un degré de confiance très élevé que le carbone et l’acidité des océans augmentent. Il est avéré que la circulation océanique transporte les eaux de surface vers les couches de subsurface.

Message clé 7.13 : Sous la surface, l’oxygène a diminué au cours de nombreuses décennies dans les eaux côtières et extracôtières du Pacifique Nord-Est, dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent, ainsi que sur le plateau néo-écossais (degré de confiance élevé), mais les processus responsables varient selon les régions et ne sont pas entièrement compris. Étant donné que la respiration biologique consomme de l’oxygène et ajoute du dioxyde de carbone, l’acidification est exacerbée dans les régions où l’oxygène diminue (degré de confiance élevé). Les variations annuelles de la circulation de l’eau et de l’activité biologique ont provoqué des événements extrêmes de faible teneur en oxygène et d’acidité élevée dans les eaux de subsurface qui entourent le Canada (degré de confiance moyen).

Les preuves de la diminution des concentrations d’oxygène dans les eaux de subsurface reposent sur de multiples mesures de grande qualité prises dans de nombreuses régions, figurant dans plusieurs publications. Les eaux extracôtières du Pacifique Nord-Est possèdent l’une des plus longues séries chronologiques de données en haute mer au monde, et des mesures historiques datant de plusieurs décennies au large de la côte de la Colombie-Britannique et dans l’estuaire du Saint-Laurent sont également disponibles (Jackson et al., 2021; Jutras et al., 2020). Ces observations montrent que l’oxygène diminue dans les régions en question, bien qu’à des rythmes différents, ce qui confirme l’attribution d’un degré de confiance élevé. Le principal processus à l’origine de la désoxygénation semble varier selon les régions et les périodes, notamment la diminution de l’interaction avec les eaux de surface, la modification de la circulation, l’augmentation de la respiration biologique, l’eutrophisation et le réchauffement des eaux. Dans les endroits où elles ont été étudiées, la diminution de l’oxygène et l’augmentation de l’acidité sont généralement observées conjointement, car la consommation d’oxygène et la production de CO₂ sont biologiquement liées, même si le facteur déterminant dans de nombreuses régions peut être lié à des changements dans la circulation physique. Des preuves solides provenant de multiples sources et des principes scientifiques sous-jacents appuient l’évaluation attribuant un degré de confiance élevé à l’égard de l’augmentation de l’acidité sous la surface liée à la désoxygénation. Des événements d’oxygénation extrêmement faible et d’acidité élevée ont été répertoriés le long de la côte de la Colombie-Britannique, dans l’estuaire et le golfe du Saint-Laurent, ainsi que dans l’Arctique (Franco et al., 2023; Jutras et al., 2023; Nishino et al., 2023). Cependant, les lacunes dans la collecte de données empêchent le repérage d’événements extrêmes d’hypoxie et d’acidification dans de nombreuses régions. Le manque de preuves substantielles dans certains endroits mène à un degré de confiance moyen concernant les épisodes d’hypoxie extrême et d’acidité élevée dans les eaux canadiennes.

Message clé 7.14 : Au cours du reste du XXIe siècle, les océans qui entourent le Canada devraient continuer d’absorber du dioxyde de carbone anthropique, de voir leur acidité augmenter (degré de confiance très élevé) et de perdre de l’oxygène dans leurs couches de subsurface (degré de confiance moyen). Le niveau d’acidification projeté pour la seconde moitié du siècle dépendra fortement du niveau des émissions futures de dioxyde de carbone (degré de confiance très élevé).

Tant que les concentrations atmosphériques de CO₂ continueront d’augmenter, on s’attend à ce que l’océan continue à absorber une partie de ce carbone et à voir son acidité augmenter. Les modèles prévoient tous une augmentation du carbone et de l’acidité dans les océans, tant à l’échelle mondiale que dans les océans entourant le Canada, à moins que les concentrations atmosphériques de CO₂ ne descendent rapidement en dessous des niveaux actuels (GIEC, 2021). Les différents modèles présentent une certaine variabilité dans le rythme de ces augmentations, avec des divergences sur le rythme mais pas sur la direction du changement, en particulier dans des régions comme l’Arctique, où la glace de mer est un facteur supplémentaire de complication (Steiner et Reader, 2024). La forte concordance entre les projections de plusieurs modèles et la compréhension des mécanismes en jeu soutient l’évaluation attribuant un degré de confiance très élevé à l’affirmation selon laquelle l’océan continuera de s’acidifier, à un rythme qui dépendra des émissions futures. L’oxygène a diminué dans les océans mondiaux et dans les océans qui entourent le Canada au cours des 50 dernières années, une tendance qui devrait se poursuivre selon la plupart des modèles. Cependant, les schémas et les taux de désoxygénation sont moins certains que ceux du carbone, principalement en raison des effets de la variabilité climatique interne (Takano et al., 2023), ce qui conduit à l’attribution d’un degré de confiance moyen aux projections des changements en matière d’oxygène.

7.8 : Synthèse

Message clé 7.15 : Les océans ralentissent le réchauffement atmosphérique induit par le climat en absorbant la chaleur et le dioxyde de carbone; cependant, cette absorption réchauffe et acidifie les océans qui entourent le Canada (degré de confiance très élevé). Les impacts sur les océans comprennent des vagues de chaleur marines plus fréquentes et plus intenses, une stratification accrue, une élévation du niveau de la mer dans de nombreuses régions, des inondations côtières plus fréquentes et une diminution des niveaux d’oxygène dans les océans (degré de confiance élevé). La poursuite des émissions intensifiera ces changements, mais les impacts varieront considérablement le long des côtes canadiennes, ce qui entraînera des besoins différents en matière d’adaptation aux changements climatiques (degré de confiance élevé).

Le degré de confiance dans le message clé de la synthèse repose sur les évaluations du degré de confiance figurant dans les messages clés précédents et est étayé par les preuves présentées dans les sections pertinentes.

L’océan influence fondamentalement le rythme des changements climatiques. Les émissions de gaz à effet de serre d’origine humaine ont renforcé la rétention de chaleur par le système Terre, entraînant une augmentation de la température de l’air d’environ 2 °C au Canada entre 1948 et 2023 (chapitre 2, section 2.2). L’océan a absorbé et stocke environ 90 % de l’excès de chaleur résultant du réchauffement planétaire (section 7.2), réduisant ainsi les effets de cette chaleur sur la surface terrestre et l’atmosphère. De plus, environ 25 % des émissions de dioxyde de carbone d’origine humaine ont été absorbées par l’océan, ce qui a également ralenti le rythme des changements climatiques (section 7.7). Cependant, le rôle joué par l’océan dans le stockage de la chaleur et du carbone a une incidence importante sur son fonctionnement, ce qui influe à son tour sur les éléments interdépendants de notre système climatique et de notre société.

La circulation océanique et les mouvements des masses d’eau sont en train de changer. L’augmentation de l’énergie thermique due aux changements climatiques intensifie le cycle hydrologique en augmentant les taux d’évaporation et en modifiant la répartition des précipitations. Les précipitations annuelles totales ont augmenté au Canada depuis 1948, les changements les plus importants étant observés dans le nord du pays (chapitre 2, section 2.5). Le réchauffement des températures fait fondre les glaciers et les inlandsis (chapitre 6, section 6.5). L’augmentation des précipitations et de l’eau de fonte a contribué à la dessalure des eaux de surface qui entourent le Canada (section 7.3). Le réchauffement et la dessalure des eaux de surface réduisent leur densité, ce qui augmente la stratification, réduit la connexion avec les eaux profondes et perturbe le transport vertical des nutriments et de l’oxygène océaniques (section 7.3). Les niveaux d’oxygène sous la surface de l’océan diminuent dans de nombreuses régions océaniques canadiennes et à l’échelle mondiale, ce qui est causé dans certaines zones par cette stratification et la réduction connexe du transport des eaux riches en oxygène vers les couches plus profondes (section 7.7.2). De plus, l’afflux d’eau douce provenant de la fonte des glaces perturbe la circulation thermohaline, le courant de retournement profond de l’océan, qui joue un rôle essentiel dans la régulation du climat mondial (chapitre 4, section 4.9). Les projections suggèrent que l’océan continuera à se réchauffer, à se dessaler et à se stratifier, les taux de changement dépendant du niveau des émissions futures.

Le niveau de la mer s’élève dans de nombreuses régions, ce qui a des répercussions sur les communautés. Le réchauffement de l’océan provoque une expansion de l’eau (section 7.2), tandis que la fonte des glaciers et des inlandsis apporte un supplément d’eau à l’océan (chapitre 6, section 6.5). Cependant, l’impact de cette élévation mondiale du niveau de la mer est ressenti différemment dans chaque région, car les terres se déplacent également verticalement, à une vitesse et dans une direction qui dépendent de la réponse des terres à la disparition du poids des inlandsis qui recouvraient le Canada pendant la dernière période glaciaire, il y a environ 10 000 ans (section 7.4). Par conséquent, dans certaines régions du Canada, le niveau relatif de la mer augmente plus rapidement que le niveau moyen mondial de la mer (car le sol s’affaisse à cet endroit), tandis que dans d’autres régions, le niveau relatif de la mer diminue (car le sol s’élève plus rapidement que le niveau moyen mondial de la mer). Les régions côtières où le niveau de la mer augmente connaissent davantage d’inondations côtières (section 7.6).

Des phénomènes plus extrêmes sont observés dans les océans qui entourent le Canada. Les vagues de chaleur marines augmentent en fréquence et en intensité (section 7.2) en raison du réchauffement direct de la température des océans. La fonte de la glace de mer arctique (chapitre 6, section 6.3) entraîne une augmentation de la hauteur des vagues et des ondes de tempête (section 7.5), ce qui contribue davantage aux événements extrêmes liés au niveau de la mer. Le réchauffement des océans peut intensifier l’activité des tempêtes et contribuer à l’augmentation de la vitesse du vent, qui génèrent des vagues destructrices (chapitre 4, section 4.6; chapitre 8, encadré 8.3). L’acidification et la désoxygénation des océans peuvent être exacerbées par la variabilité naturelle de la circulation et de la productivité océaniques, entraînant les événements extrêmes de faible teneur en oxygène et d’acidité élevée observés dans de nombreuses régions océaniques (section 7.7).

7.9 : Principales lacunes dans les connaissances et questions émergentes

7.9.1 : Observations soutenues

La surveillance continue des océans qui entourent le Canada est essentielle à l’évaluation des changements climatiques dans l’océan. Cependant, cette surveillance est difficile en raison de la grande taille de la zone économique exclusive (ZEE) du pays. L’immensité, l’éloignement et les conditions difficiles de l’océan Arctique posent des défis supplémentaires importants. Bien que les changements de la température de surface de la mer et de la glace de mer puissent être surveillés par satellite, d’autres données océaniques nécessitent des observations in situ sous la surface. Le Canada est un fervent partisan du système mondial d’observation de l’océan (Global Ocean Observing System [GOOS]) et a récemment créé le Système intégré d’observation des océans du Canada (SIOOC) (https://cioos.ca/, une alliance régionale du GOOS) afin de faciliter l’accès aux données océaniques.

7.9.2 : Niveau de la mer

L’instabilité des inlandsis est un processus mal compris, ce qui crée des lacunes importantes dans les connaissances qui affectent les projections du changement du niveau de la mer. En ce qui concerne le changement relatif du niveau de la mer, les techniques évoluent vers la détermination du mouvement vertical des terres à l’aide de l’interférométrie par radar à synthèse d’ouverture (InSAR) plutôt que des mesures du système de positionnement global (GPS) sur le substrat rocheux; cela introduit la nécessité de prendre en compte les mouvements terrestres qui varient à de petites échelles spatiales (et probablement temporelles).

7.9.3 : Courants océaniques

Il existe peu d’informations fiables sur la façon dont les courants océaniques autour du Canada (par exemple, le courant du Labrador, le courant d’Alaska et le courant sous-marin de Californie) pourraient changer à l’avenir en raison des changements climatiques. L’amélioration de la mise à l’échelle des modèles régionaux du climat pourrait aider à mieux comprendre les scénarios futurs possibles.

7.9.4 : Vagues, ondes de tempête et niveaux de la mer extrêmes

Il est difficile de comprendre les niveaux de la mer extrêmes et d’établir des projections, car les changements passés et futurs des vagues côtières et des ondes de tempête sont incertains et parce que l’élévation du niveau de la mer et la morphologie côtière interagissent de manière complexe. Les modèles divergent et ne reproduisent pas correctement les caractéristiques atmosphériques à petite échelle, comme les cyclones tropicaux, qui ont un impact considérable sur les vagues et les ondes de tempête. Bien que la plupart des cyclones tropicaux n’atteignent pas le Canada, les vagues propagées par ces tempêtes ont un impact sur le Canada atlantique, et parfois les vestiges de ces grandes tempêtes sont encore associés à des vents violents qui provoquent des vagues et des ondes de tempête extrêmes générées localement. De plus, une meilleure connaissance de la forme exacte du littoral canadien est nécessaire pour établir des projections à l’échelle nationale de la montée des vagues, qui contribue de manière importante aux niveaux d’eau extrêmes.

Dans l’Arctique, le recul de la glace de mer, qui favorise à la fois les vagues et les ondes de tempête, permet d’établir des projections plus fiables des changements dans cette région. Cependant, il est encore nécessaire de mieux comprendre comment la glace de mer interagit avec les vagues et les ondes de tempête pour influer sur les conditions extrêmes.

7.9.5 : Chimie des océans

Cette évaluation s’est limitée aux questions relatives à la chimie des océans pour lesquelles il existe des preuves solides de changement, à savoir l’augmentation des concentrations de carbone, l’acidification et la désoxygénation. D’autres propriétés biogéochimiques des océans, telles que les nutriments dissous ou les taux de productivité biologique marine, pourraient également être en train de changer, mais les observations à long terme de ces autres propriétés font défaut dans de nombreuses régions ou ne révèlent pas encore de tendances claires. Quelques séries chronologiques sur les concentrations de nutriments dissous sont disponibles pour l’Atlantique Nord-Ouest et le Pacifique Nord-Est, mais les observations côtières et arctiques restent limitées et soumises à une variabilité élevée dans l’espace et dans le temps, ce qui rend plus difficile l’estimation de tendances fiables. Le déploiement autonome de capteurs sur des mouillages et des dispositifs de profilage offre un moyen d’augmenter les observations sans avoir recours à des opérations maritimes coûteuses, mais il devrait continuer à être associé à des mesures d’échantillons d’eau effectuées à partir de navires afin de garantir la plus grande exactitude possible dans la détection des tendances.

Foire aux questions

FAQ  7.1 : Le niveau de la mer augmente-t-il partout au Canada?

R : Le niveau de la mer n’augmente pas partout au Canada, car des processus géologiques locaux, en particulier la façon dont le sol s’est lentement redressé depuis la disparition des grands inlandsis à la fin de la dernière période glaciaire, peuvent faire monter ou descendre le sol, ce qui influe sur le changement relatif du niveau de la mer (c’est-à-dire la façon dont le niveau moyen de la mer change par rapport au littoral local). Alors que le niveau de la mer mondial augmente en raison des changements climatiques, les conditions locales varient à travers le Canada, ce qui entraîne des différences régionales dans la façon dont le changement du niveau de la mer est perçu. En particulier, le niveau relatif de la mer a baissé dans l’ouest de la baie d’Hudson en raison du soulèvement du sol, tandis qu’il augmente plus rapidement que le taux global dans le sud du Canada atlantique et dans l’ouest de l’Arctique, où le sol s’affaisse.

FAQ  7.2 : Les vagues de chaleur marines sont-elles différentes des vagues de chaleur que nous connaissons sur terre?

R : Les vagues de chaleur marines et terrestres sont similaires en ce sens qu’elles impliquent des périodes prolongées de températures anormalement élevées, mais elles diffèrent par leur durée, leurs causes, leurs impacts et le rythme des changements de température. Les vagues de chaleur marines ont tendance à durer plus longtemps, à se développer plus lentement et à toucher des zones plus étendues, tandis que leurs impacts sur les écosystèmes marins peuvent être plus graves et plus durables que ceux sur les écosystèmes terrestres. Les changements climatiques sont un facteur important de l’augmentation de la fréquence et de l’intensité des deux types de vagues de chaleur.

FAQ  7.3 : Pourquoi le dioxyde de carbone émis par les humains dans l’atmosphère provoque-t-il l’acidification des océans?

R : L’océan agit comme un énorme absorbeur de carbone, absorbant environ 25 % du dioxyde de carbone que les humains rejettent dans l’atmosphère par des activités telles que la combustion de combustibles fossiles, la déforestation et les processus industriels. Lorsque le dioxyde de carbone atmosphérique entre en contact avec la surface de l’océan, il se dissout dans l’eau de mer, comme tout gaz se dissout dans un liquide. Là, le dioxyde de carbone subit des réactions chimiques qui libèrent des ions hydrogène (H⁺) dans l’eau de mer. L’acidité étant une mesure de la concentration en ions hydrogène, la libération de ces ions entraîne une acidification.

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