Chapitre 3 : Climatologie des glaces et conditions météorologiques

Chapitre 3 : Climatologie des glaces et conditions météorologiques [PDF - 7.4 Mo]

3.1 Conditions météorologiques

Ce chapitre donne un aperçu des conditions météorologiques prévisibles dans les régions canadiennes où la navigation dans les glaces se produit. Le chapitre contient un résumé des caractéristiques météorologiques et océanographiques importantes du milieu marin, une description des propriétés fondamentales des glaces, un examen des conditions glacielles régnant dans les différentes régions du Canada et enfin des renseignements sur les icebergs.

Figure 13 : Site web du Service canadien des glaces

Site web du Service canadien des glaces

La climatologie des eaux couvertes de glaces au Canada varie grandement, à cause des différences de régimes météorologiques et océaniques qui déterminent le climat, depuis les Grands Lacs et le fleuve Saint-Laurent dans le Sud jusqu'au réseau de voies navigables de l'archipel arctique dans le Nord. Les aspects environnementaux sont aussi variés. Seuls les principaux aspects seront ici rapportés.

Chaque année, le Service canadien des glaces d'Environnement Canada fait paraître un Aperçu saisonnier des glaces dans les eaux nordiques canadiennes. Cette publication intègre les données de reconnaissance aérienne, d'analyse et de prévision des glaces. Le document paraît au début du mois de juin et permet de planifier les déplacements vers l'ensemble des eaux au nord du Labrador. Un aperçu pour le golfe du Saint-Laurent et les eaux de Terre-Neuve est diffusé au début du mois de décembre. Il contient des renseignements sur les conditions glacielles hivernales à prévoir dans les régions méridionales. Les aperçus saisonniers sont mis à jour deux fois par mois durant la saison de navigation dans les glaces, fournissant des prévisions pour 30 jours. Cette information est disponible sur le site d'Environnement Canada.

3.1.1 Régimes de température de l'air

La formation et la croissance des glaces de mer dépendent de l'abaissement de la température de l'air au-dessous du point de congélation (0°C) et de la baisse consécutive des températures de la mer en surface. La figure 14 présente les dates moyennes auxquelles les températures de l'air journalières moyennes tombent au-dessous de 0°C. La figure 15 montre les dates moyennes auxquelles les températures journalières moyennes de l'air s'élèvent au-dessus de 0°C. Les différences de dates entre régions canadiennes nous révèlent l'ampleur des variations possibles de la durée des températures froides dans le pays.

Les glaces de mer commencent habituellement à se former quelque temps après le dépassement du seuil de congélation dans l'air, le point de congélation de l'eau de mer, qui contient des sels, se situant à environ -1,6°C et -1,7°C. Ajoutons que l'eau plus chaude de l'océan peut atténuer l'effet de températures de l'air inférieures au point de congélation sur les eaux de surface, retardant encore la formation de glace.

3.1.2 Principales trajectoires des tempêtes et conditions éoliennes

Les systèmes météorologiques ont tendance à se déplacer d'ouest en est au Canada. Les principales trajectoires des tempêtes estivales sont indiquées à la figure 17. Les tempêtes traversent généralement le Saint-Laurent, puis se déplacent vers la mer au-dessus des Grands Bancs de Terre-Neuve et de la mer du Labrador. Certains systèmes de tempêtes se dirigeant vers le Nord, vers l'extrémité méridionale du Groenland, peuvent passer dans le détroit de Davis. Elles ont tendance à créer des conditions météorologiques très rigoureuses.

Les tempêtes de l'Arctique ont aussi des trajectoires de prédilection, notamment au sud du détroit de Parry. Elles vont en général d'ouest en est.

La figure 18 présente les principales trajectoires hivernales des tempêtes. En hiver, le climat de l'Atlantique Nord est marqué par deux principales caractéristiques : une zone de basse pression, la dépression d'Islande, centrée au sud-est du Groenland, et un anticyclone continental qui se forme à l'ouest de la baie d'Hudson.

Figure 14 : Dates auxquelles les températures journalières moyennes tombent au-dessous de 0 °C

Carte des Dates auxquelles les températures journalières moyennes tombent au-dessous de 0 °C

Figure 15 : Dates auxquelles les températures journalières moyennes s'élèvent au-dessus de 0 °C

Carte des Dates auxquelles les températures journalières moyennes s'élèvent au-dessus de 0 °C

3.1.3 Dépressions polaires

Les dépressions polaires sont des phénomènes cyclonaux intenses et circonscrits que ne peuvent déceler ni prévoir les météorologues. Les premiers indices d'une dépression polaire peuvent être un changement barométrique soudain, une augmentation rapide de la vitesse du vent ou à de lourdes rafales de neige à une station navale ou terrestre.

Elles se forment à proximité de la lisière des glaces ou du littoral, où de l'air froid venant de la surface glacée ou de la masse terrestre circule au-dessus de l'eau libre, qui est chaude par rapport à la température de l'air. L'air froid se réchauffe et monte, la pression s'abaisse, un mouvement de s'amorce et, selon d'autres facteurs contributifs comme le refroidissement en altitude, la dépression se creuse ou se comble. Le phénomène a lieu habituellement l'automne, l'hiver ou au début du printemps.

Les dépressions polaires s'accompagnent souvent de vents forts, d'une diminution rapide de la pression atmosphérique et des précipitations neigeuses modérées ou abondantes. Elles peuvent se former rapidement et durent rarement plus d'une journée. Cependant, dans des systèmes météorologiques stagnants, des dépressions ou une famille de dépressions peuvent persister plusieurs jours.

Figure 16 : Principales trajectoires estivales des tempêtes au Canada

Carte des Principales trajectoires estivales des tempêtes au Canada

Figure 17 : Principales trajectoires hivernales des tempêtes au Canada

Carte des Principales trajectoires hivernales des tempêtes au Canada

3.1.4 Précipitations

Les régimes de précipitations varient considérablement entre les Grands Lacs dans le sud du territoire canadien et les îles de l'Arctique. L'information recueillie par certaines stations côtières montre les régimes de précipitations.

La pluie et la neige peuvent être un sujet d'inquiétude à bord au printemps et à l'automne, quand les précipitations jointes à de basses températures peuvent causer un givrage des navires.

L'existence de sources d'humidité est un facteur important pour déterminer le volume des précipitations. Alors qu'il y a généralement peu d'eau pour alimenter les précipitations dans le Haut-Arctique, les zones d'eau sont relativement abondantes autour de la partie méridionale de l'île de Baffin dans le détroit de Davis et dans la région du golfe Amundsen et de l'île Victoria. Les parties septentrionale et centrale de l'Arctique ont des réserves moindres d'humidité, d'où une baisse de la pluviométrie et de la nivométrie.

3.1.5 Brouillard et visibilité

La visibilité maritime subit l'influence d'un certain nombre de facteurs, dont la durée du jour, les précipitations, la poudrerie et le brouillard. Plus on navigue au nord, plus le nombre d'heures de jour dont on dispose pour la navigation prend de l'importance. Dans l'Arctique, les jours s'allongent pendant l'été et raccourcissent pendant l'hiver. La figure 18 indique la variabilité saisonnière du jour à différentes latitudes.

Figure 18 : Variabilité saisonnière du jour selon la latitude et le mois

Variabilité saisonnière du jour selon la latitude et le mois<

Le brouillard est une cause importante de faible visibilité en mer. Il est particulièrement fréquent dans la baie de Baffin au printemps et à l'été et dans les Grands Bancs pendant toute l'année. Le brouillard marin ou brouillard d'advection se forme quand de l'air chaud et humide circule au-dessus d'une eau de mer plus froide. Quand l'air refroidit au-dessous de son point de saturation, l'excès d'humidité se condense en brouillard. Ce genre de brouillard peut s'étendre sur de vastes territoires et persister pendant longtemps, même par temps venteux, s'il existe une réserve constante d'air humide et chaud.

Un second type de brouillard, la fumée de mer ou brouillard d'évaporation, se forme quand de l'air froid circule au-dessus d'une eau de mer plus chaude. Dans ce cas, l'humidité s'évapore à la surface de la mer et sature l'atmosphère. Comme l'air est froid, l'excès d'humidité se condense en brouillard. L'été, de la brume apparaîtra souvent au-dessus de la banquise ou d'eaux couvertes de glaces. Ce type de brouillard se formerait quand l'eau de fonte à la surface de la glace se réchauffe, sature l'atmosphère et se condense en brouillard.

La poudrerie (ou chasse-neige) est un facteur important de réduction de la visibilité l'hiver. Outre la force du vent, le laps de temps qui s'est écoulé depuis les dernières précipitations de neige influe sur l'abondance et la durée de cette neige transportée par le vent. La neige se tasse avec le temps et c'est pourquoi plus l'intervalle s'allonge entre une averse de neige et un coup de vent, moins il y a de chances que la poudrerie soit abondante.

3.1.6 Embruns verglaçants et conditions de givrage de la superstructure

Les navires qui sillonnent les eaux canadiennes vers la fin de l'automne et pendant l'hiver s'exposent à un certain givrage des ouvrages supérieurs du navire, qu'il s'agisse des ponts, des pavois, des lisses, du gréement ou des espars. Le givrage peut entraver les activités à bord et, dans des cas extrêmes, compromettre sérieusement la marche et la stabilité du bâtiment. L'accumulation de glace sur la superstructure peut élever le centre de gravité du navire, réduire la vitesse et rendre les manoeuvres difficiles. Le givrage peut aussi être source de divers problèmes en ce qui concerne le matériel de manutention de la cargaison, les écoutilles, les ancres, les treuils et les guindeaux. Les petits navires sont les plus exposés et plusieurs bateaux de pêche ont sombré au large du littoral est du Canada sous l'effet des embruns verglaçants.

Le givrage des navires peut être dû à de l'humidité d'eau douce comme le brouillard, la pluie verglaçante, la bruine et la neige mouillée, ou encore à l'eau de mer sous forme, par exemple, d'embruns verglaçants et de remous (des vagues). Le givrage causé par le brouillard d'advection et d'évaporation peut créer des difficultés à l'automne, mais se produit rarement l'hiver, les sources d'humidité étant infimes après la formation de la couverture de glace. Il peut y avoir givrage par les précipitations quand la pluie s'accompagne d'une chute de la température de l'air, mais le phénomène se limite généralement aux mois printaniers et automnaux.

Figure 19 : Embruns verglaçants

Embruns verglaçants

Dans l'Arctique, ce phénomène est peu fréquent, puisque la plupart des secteurs connaissent moins de 25 heures de givrage par an. Dans des régions comme la partie occidentale de la baie de Baffin, le détroit de Davis et le golfe Amundsen près du cap Parry, la durée annuelle est de 25 à 50 heures et, au large des îles Brevoort et Resolution, elle peut atteindre 100 heures.

Des diverses formes de givrage de superstructure, le givrage par embruns verglaçants est le plus répandu et constitue la forme la plus menaçante d'accumulation de glace. Il peut se produire toutes les fois que la température de l'air tombe au-dessous de la température de congélation de l'eau de mer et que les températures de la surface de la mer sont inférieures à 6 °C. Pour qu'il y ait des embruns verglaçants, il faut une source d'embruns et une atmosphère suffisamment refroidie pour que ces embruns gèlent sur un objet avant d'avoir eu le temps de s'écouler. Le phénomène s'observe dans presque toutes les eaux canadiennes, bien qu'il soit plus fréquent et plus accentué dans les eaux littorales de l'Est du Canada. Les taux d'accrétion de glace par embruns verglaçants peuvent dépasser 2 centimètres par heure et il n'est pas rare que la glace s'accumule à un rythme de plus de 25 centimètres par heure.

Outre la température de l'air et la vitesse du vent, d'autres facteurs peuvent affecter l'accumulation d'embruns verglaçants tels que les caractéristiques du navire, et particulièrement la taille et la forme de l'accastillage des de pont. Les navires plus petits s'exposent à recevoir plus d'embruns et perdent leur stabilité plus rapidement que les grands bâtiments. Il importe enfin de noter que la présence de glaces de mer ou de lac atténuera la formation de vagues et les risques d'apparition d'embruns verglaçants. En règle générale, on peut supposer que le problème des embruns ne se pose plus une fois que la couverture de glace dépasse les 6/10 de concentration. Lorsqu'un navire se trouve dans les glaces, le danger d'embruns verglaçants devient pour ainsi dire nul. Les paragraphes qui précèdent décrivent le processus général de givrage de la superstructure, mais les différences de formation d'embruns et de perte de chaleur le long du vaisseau peuvent entraîner d'amples variations des taux d'accumulation de glace selon la hauteur et l'exposition des objets à bord. Ainsi, la glace s'accumule plus vite sur les éléments de gréement et les espars, accroissant les risques de chavirement.

Les prévisions maritimes d'Environnement Canada contiennent des avertissements d'embruns verglaçants, mais il est difficile de prévoir avec précision les conditions de givrage, qui dépendent en grande partie des caractéristiques de chaque navire. Les graphiques de rythme de givrage selon la température de l'air, la vitesse du vent et la température de la mer en surface peuvent aider à prévoir les menaces de givrage, mais ne sauraient servir à la prévision des taux d'accumulation de glace sur un navire. Il faut être prudent quand un coup de vent combiné à des températures de l'air inférieures à -2 °C est prévu.

On trouvera plus bas des données régionales précises sur le givrage des navires dans le golfe du Saint-Laurent, la mer du Labrador, la baie d'Hudson et les eaux arctiques, dont celles de la baie de Baffin et du détroit de Davis.

Golfe du Saint-Laurent

Dans le golfe du Saint-Laurent, les embruns verglaçants sont la source la plus souvent signalée de givrage des navires. Ils sont également responsables des plus grandes accumulations de glace, qui peuvent dépasser les 25 centimètres d'épaisseur. Les précipitations verglaçantes et le brouillard surfondu sont des causes moins fréquemment signalées et produisent généralement des accrétions de glace d'un à deux centimètres d'épaisseur.

On observe des embruns verglaçants dans la région du golfe à tout moment entre novembre et avril, mais le phénomène est le plus fréquemment signalé de décembre à février. En janvier, il peut y avoir des conditions de givrage par les embruns plus de la moitié du temps. La pluie verglaçante sévit le plus de décembre à avril et on constate la présence de brouillard surfondu de janvier à mars.

Dans le golfe, les embruns verglaçants viennent habituellement de violentes tempêtes hivernales au large du littoral est du Canada. Ces tempêtes provoquent une forte circulation nord-ouest d'air arctique froid sur le golfe, qui provoque des averses et des bourrasques de neige au-dessus de l'eau libre. En situation d'embruns verglaçants, la température de l'air est habituellement d'environ – 10 °C avec des vents du nord-ouest à 30 noeuds et des vagues de 1 à 3 mètres. La menace des embruns verglaçants serait plus grande dans la région du golfe si les parcours (fetch) n'étaient pas si restreints et si l'étendue de la couverture de glace ne venait pas limiter la formation de vagues.

L'examen des bulletins d'épaisseur de givrage dans le golfe permet de distinguer trois zones où les accumulations sont plus grandes, à savoir (1) la région centrale du golfe à l'ouest des îles de la Madeleine, (2) le détroit de Belle Isle au large de Flowers Cove et (3) le nord de la péninsule de Gaspé au large du cap de la Madeleine. Ces accumulations supérieures peuvent s'expliquer par des conditions givrantes locales de plus grande intensité (mer plus courte et plus creuse, par exemple) ou par la présence de navires plus exposés aux embruns et donc au givrage.

Mer du Labrador et baie d'Hudson

Dans la mer du Labrador et la baie d'Hudson, les embruns verglaçants sont la principale cause de givrage de navires et sont responsables des plus grandes accrétions de glace (parfois supérieures à 20 centimètres). Le givrage dû au brouillard surfondu ou à des précipitations verglaçantes est moins souvent signalé et produit généralement de faibles accrétions de glace (de l'ordre de 1 à 2 centimètres). Une fumée de mer arctique peut accompagner le givrage par embruns si les températures de l'air sont très basses. Les messages de givrage des navires dans les eaux du littoral est nous indiquent que les conditions de givrage par combinaison d'embruns et brouillard sont plus fréquentes dans la mer du Labrador.

Des risques de givrage par embruns verglaçants existent d'octobre à mai dans les deux secteurs, mais dans la baie d'Hudson, le phénomène est modifié par la lourde couverture de glace qui restreint la vitesse des navires et la croissance des vagues pendant le plus clair de l'hiver. Par conséquent, ce type de givrage est plus courant en octobre et en novembre quand les températures chutent, mais que la couverture de glace n'a pas suffisamment gagné en superficie. En revanche, ce même givrage s'observe tout l'hiver au large de la côte du Labrador, où des conditions givrantes par embruns règnent en janvier et février plus de 30 % du temps.

Dans le détroit et la baie d'Hudson, les probabilités de précipitations verglaçantes sont les plus grandes au printemps et à l'automne, tandis que la mer du Labrador connaît ce phénomène pendant toute la saison hivernale. On constate le plus souvent du brouillard surfondu en février et en mars dans la mer du Labrador et à l'automne dans la baie d'Hudson. Notons qu'il est très difficile de se renseigner sur le climat maritime hivernal de la baie d'Hudson en raison du nombre insuffisant de messages de navires en émanant.

Habituellement, les conditions d'embruns verglaçants sont produites par des cyclones très violents centrés au nord-est de chacune des régions. Ces tempêtes provoquent des circulations ouest-nord-ouest d'air arctique froid, qui engendrent des averses et des bourrasques de neige au-dessus de l'eau libre. En situation d'embruns verglaçants dans la mer du Labrador, la température de l'air est d'ordinaire de -10 °C avec des vents d'ouest à 30 noeuds et des vagues de 4 à 5 mètres. Généralement, les conditions sont moins rigoureuses dans la baie d'Hudson avec une température de l'air de -6 °C, des vents du nord-ouest à 25 noeuds et des vagues de 2 à 3 mètres.

Comme le phénomène de givrage dans la mer du Labrador est le plus souvent lié à la présence de vents d'ouest, on peut avoir l'impression trompeuse d'être à l'abri à proximité des côtes. Le danger est que, si de petits navires de cabotage s'aventurent au large par un tel temps, ils s'exposent à de rudes conditions givrantes en pleine mer.

On constate en effet que les épaisseurs moyennes d'accrétion dépassent les 10 centimètres à Hamilton Bank (54 °N, 55 °O) alors qu'elles sont d'habitude de 4 à 5 centimètres ailleurs. Ces accumulations supérieures peuvent s'expliquer par des conditions givrantes locales de plus grande intensité (mer plus courte et plus creuse, par exemple) ou par la présence de navires plus exposés aux embruns et donc au givrage.

Eaux arctiques

En règle générale, les embruns verglaçants posent moins de problèmes dans les eaux arctiques que dans le golfe du Saint-Laurent ou dans la région sud de la mer du Labrador. Toutefois, la probabilité d'incidents de givrage marin y est à son plus fort (dans une proportion de plus de 20 % du temps) en automne. Durant cette période les températures de l'air sont de beaucoup inférieures au point de congélation et l'eau libre prévaut dans la baie de Baffin, le détroit de Davis et la région sud de la mer du Labrador. Bien que moins fréquents, des phénomènes d'embruns verglaçants ont été signalés dans l'Ouest de l'Arctique et la mer de Beaufort, allant jusqu'à causer une accumulation de glace de plus de 15 centimètres dans des cas extrêmes.

3.2 Physique des glaces

Dans cette section, les propriétés physiques des glaces seront décrites dans leurs grandes lignes. Le but est de présenter de l'information qui permettra d'interpréter les conditions glacielles régionales, ainsi que les cartes des glaces, ce qui sera utile pour les prochains éléments sur les pratiques de navigation dans les glaces.

3.2.1 Terminologie des glaces

La terminologie employée dans le présent document est celle utilisée par les navigateurs et les scientifiques qui s'occupent régulièrement des glaces. Une liste de la terminologie sur les glaces se retrouve dans l'0. Les définitions présentées ont été élaborées et approuvées par l'Organisation météorologique mondiale. Pour de plus amples informations sur la terminologie des glaces, consulter le Manuel des normes d'observation des glaces (MANICE), publication du Service canadien des glaces d'Environnement Canada.

3.2.2 Types de glaces

Différentes formes de glaces peuvent être distinguées en fonction de leur lieu d'origine et de leur stade de formation. Voici les principaux genres de glace flottante :

  • glace de lac et de rivière, formée par le gel de l'eau douce;
  • glace de mer, formée par le gel de l'eau de mer;
  • et glace de glacier, formée sur terre ou en tant que banquise, de l'accumulation et de la recristallisation de la neige.

La glace de lac est identifié par les termes : nouvelle, mince, moyenne, épaisse ou très épaisse, selon son stade de formation. La nouvelle glace de lac est de formation récente et son épaisseur est inférieure à 5 centimètres. Pour être minces, moyennes ou épaisses, ces glaces doivent être respectivement épaisses de 5 à 15, de 15 à 30 et de 30 à 70 centimètres, alors que les glaces de lac très épaisses dépassent les 70 centimètres.

La glace de mer peut être soit nouvelle, jeune, de première année ou vieille. Dans chacune de ces catégories, il existe des termes pour désigner des types plus précis. Les détails de cette classification sont présentés dans l'0. La glace nouvelle est de formation récente et se compose de cristaux de glace encore faiblement soudés entre eux par le gel. Au fur et à mesure de son évolution, elle se transforme en une couche élastique mince à la surface de l'océan (nilas). La jeune glace fait la transition entre le nilas et la glace de première année. Son épaisseur est de 10 à 30 centimètres et à mesure qu'elle s'épaissit, la couleur de la jeune glace pâlit progressivement pour passer du gris au blanchâtre. La glace de première année n'a connu qu'un seul hiver de croissance et varie en épaisseur de 30 centimètres à plus de 2 mètres. La vieille glace est de la glace de mer qui a survécu à au moins un été de fonte. Elle est plus épaisse et moins dense que la glace de première année et offre en surface un aspect plus lisse ou plus arrondi. Les glaces de cette catégorie peuvent se diviser en glaces de deuxième année et en glaces de plusieurs années si on en connaît l'histoire.

Enfin, la glace de mer se distingue par son degré de mobilité. La banquise côtière est plus ou moins fixée au rivage. Elle peut se déplacer légèrement en réaction aux marées, mais son mouvement latéral reste de peu d'importance pendant l'hiver. En revanche, la banquise proprement dite, qui consiste en une masse de fragments de glace appelés floes, est mobile et dérive sous l'effet des vents et des courants. La dynamique de la banquise peut soumettre les glaces à des pressions, conduisant fréquemment à une déformation de la couverture de glace. Cette pression, et la déformation qui s'ensuit, ont une influence sur la navigation.

La glace d'origine terrestre comprend les icebergs et les îles de glace. Les icebergs sont en outre qualifiés par leur taille et leur forme, les bourguignons (d'une longueur de moins de 5 mètres) et les fragments d'iceberg (d'une longueur de 5 à 15 mètres) constituent les spécimens les plus petits de blocs de glace. Les icebergs appartiennent à une catégorie supérieure de taille et varient de petits (de 5 à 15 mètres au-delà du niveau de la mer et longs de 15 à 60 mètres) à très gros (plus de 75 mètres au-delà du niveau de la mer et plus de 200 mètres de longueur). Selon leur forme, les icebergs sont qualifiés de tabulaires, en dôme, pointus, biseautés, érodés ou en bloc.

3.2.3 Propriétés des glaces

La structure d'une couverture initiale de glace dépend du temps et de l'état de la mer au moment où la glace s'est formée. Par temps calme, de gros cristaux de glace naissent à la surface et s'imbriquent peu à peu. Cette couche peut ne pas dépasser 1 à 2 centimètres d'épaisseur. Dans des conditions plus turbulentes, les cristaux de la couche superficielle seront généralement plus petits et gagneront peut-être beaucoup en profondeur, atteignant, par exemple, une épaisseur de 3 mètres au large de l'Alaska.

Une fois qu'une première couche s'est formée en surface, la croissance se poursuit en profondeur. Sous une zone de transition, la glace se compose principalement de longs cristaux disposés en colonnes. Avec la croissance de la glace en profondeur, la saumure gèle à l'intérieur des cristaux de glace, mais pendant l'hiver, la solution salée s'enfonce peu à peu, si bien que, à chaque niveau de la glace, la salinité variera avec l'épaississement de la couverture de glace. L'été, l'eau superficielle de fonte s'écoule à travers la glace, contribuant à purger celle-ci d'une plus grande partie de sa saumure. La glace qui dure plusieurs années se divise en couches et cet échelonnement horizontal correspond au nombre d'années de croissance.

Non seulement la vieille glace est généralement plus épaisse que la glace de première année, mais sa moindre salinité est un important facteur pour la navigation dans les glaces, la puissance des glaces étant étroitement liée à la quantité de saumure. Comme elle est moins saline, la vieille glace est beaucoup plus résistante que la glace de première année.

Mise en garde :

La vieille glace est plus dure, plus résistante et habituellement plus épaisse que la glace de première année. Il faut éviter tout contact avec la vieille glace dans la mesure du possible.

3.2.4 Formation et croissance des glaces

Plusieurs formes de glaces sont observées : glaces de mer, de lac ou de rivière, icebergs et îles de glace. L'eau douce et l'eau salée ne gèlent pas de la même façon et les brèves explications qui suivent se limiteront à décrire la formation des glaces de mer à partir de l'eau salée.

Dans le processus de congélation, les sels dissous sont importants non seulement parce qu'ils abaissent la température de congélation de l'eau (qui est habituellement de -1,8 °C environ pour l'eau de mer à teneur en sel de 35 parties par millier), mais aussi parce qu'ils influent sur la densité de l'eau. Une masse d'eau perd sa chaleur principalement de sa surface au profit de l'air ou de l'eau qui l'entoure. Quand les eaux de surface refroidissent, elles deviennent plus denses et s'enfoncent pour être remplacées par les eaux plus chaudes et moins denses des profondeurs. Le cycle se répète jusqu'à ce que la température de l'eau atteigne son point de congélation. Plus la quantité de sel dans l'eau augmente, plus le processus est long et la formation de glace est retardée.

Le premier indice visuel de cette formation est l'apparition de fines aiguilles ou plaquettes de glace dans les premiers centimètres de la couche de surface. Désignées par le terme frasil, elles donnent un aspect huileux à la surface de la mer. Avec le refroidissement, les cristaux se soudent pour former ce que l'on appelle un sorbet, qui confère à son tour une apparence mate ou terne à la surface des eaux. C'est ainsi que des couches de croûte de glace ou nilas se forment selon le rythme de refroidissement et la salinité des eaux. Le vent et les vagues morcellent fréquemment la glace dont les morceaux sont ensuite arrondis par leurs collisions répétées. La glace en crêpes fait alors son apparition. Ces crêpes pourront ensuite être soudées par le gel, s'épaississant peu à peu par le dessous avec le refroidissement et la congélation en profondeur de l'eau de mer.

Le taux de congélation dépend de la rigueur et la durée des basses températures de l'air. À -30 °C ou -40 °C, l'eau libre peut se transformer en glace grise en 24 heures, mais par la suite, la glace qui épaissit isole contre l'air froid et le taux de croissance diminue peu à peu. Même à des températures aussi basses, il faut compter un mois pour que la glace atteigne le stade de glace mince de première année. La couverture de neige, dont la valeur isolante est environ le décuple de celle de la glace de mer, concourt également à abaisser le rythme de croissance.

Quelquefois, la couverture de neige peut être si lourde qu'elle enfonce la glace sous-jacente sous le niveau de la mer. Les couches inférieures de la couverture peuvent alors se saturer d'eau et geler, ajoutant ainsi à l'épaisseur de la glace. Ce phénomène est fréquent dans les Grands Lacs et dans le cours inférieur du fleuve Saint-Laurent.

Au stade initial de la formation des glaces, avec l'apparition de nouveaux cristaux et la croissance de ceux qui existent déjà, la saumure est piégée dans de petites cellules du réseau cristallin de la glace. La quantité ainsi retenue dépend du rythme de formation de la glace, la saumure étant plus abondante si la glace se forme plus rapidement. La croissance lente permet l'écoulement d'une grande partie de la solution salée. La quantité de saumure piégée joue beaucoup dans la résistance des glaces : plus la teneur en saumure est élevée, plus les glaces sont fragiles.

L'âge de la glace influe également sur sa résistance. Avec l'élévation des températures de l'air et l'approche du point de fusion, la saumure retenue commence à s'écouler et la salinité générale de la couche de glace diminue. Quand les températures retombent au-dessous du point de congélation avant que la glace n'ait entièrement fondu, l'englacement reprendra en faisant naître une glace plus pure et plus résistante. C'est pourquoi la glace de plusieurs années sera plus résistante que la glace de première année pour une même épaisseur et une même température. Ce facteur important doit être pris en compte en cas de navigation dans des régions susceptibles de contenir des vieilles glaces.

3.2.5 Mouvement, pression et déformation des glaces

La glace se forme normalement près des côtes d'abord et se développe ensuite vers le large. Une bande de glace plutôt plane s'attache au littoral et s'y immobilise. La progression en mer de la banquise côtière est limitée par des facteurs susceptibles de fournir des points stables d'ancrage aux glaces. Ainsi, les banquises côtières sont plus fréquentes dans les régions littorales de faible bathymétrie ou parsemées de nombreuses îles que dans les zones caractérisées par une augmentation abrupte de la profondeur à partir du littoral. Au-delà de la banquise côtière s'étend la banquise proprement dite, qui se meut librement sous l'effet des vents et des courants.

Généralement, les zones de glaces nouvellement formées ne restent pas longtemps dans leur état initial. Les vents, les courants, les marées et les forces thermiques soumettent les glaces à divers types de déformation. Le vent entraîne généralement les floes sous sa poussée à un rythme qui varie selon sa vitesse, la concentration de la banquise et l'ampleur du phénomène des crêtes ou de la rugosité de la surface des glaces. Une règle empirique servant souvent à évaluer le mouvement de la banquise estime que les glaces se déplacent de 30° à droite de l'axe de la direction du vent et à environ 2 % de la vitesse du vent.

Quand il souffle depuis la haute mer sur des glaces flottantes, le vent a notamment pour effet de comprimer les floes et d'ainsi les concentrer davantage le long de la lisière des glaces, accentuant de la sorte la ligne de démarcation entre banquise et eau libre. Quand il souffle des glaces vers la mer, il y aura dispersion des floes se trouvant à proximité de la lisière, diminution des concentrations et atténuation de la ligne de démarcation banquise-eau. Les glaces de mer étant partiellement submergées, elles bougeront également sous l'effet des marées et des courants superficiels de la mer. Le mouvement net des glaces est donc le produit complexe des forces éoliennes et aquatiques et, par conséquent, se prête difficilement aux prévisions.

Les forces thermiques déforment les glaces : quand les températures baissent, la glace se dilate. Si la température de la glace fléchit de -2 °C à -3 °C, les glaces d'une salinité de 10 parties par millier se dilatent de 0,3 mètre par 120 mètres de diamètre de floe. À la même température, le taux d'expansion est environ du tiers de cette valeur pour des glaces d'une salinité de 4 parties par millier. À des températures inférieures à -18 °C et à -10 °C respectivement, des glaces à teneur saline de 10 et de 4 parties par millier cessent de se dilater et, si les températures tombent encore plus bas, une contraction s'opère. Les valeurs d'expansion et de contraction thermiques peuvent paraître petites, mais elles peuvent déterminer la formation de crêtes de pression dans certaines circonstances.

L'énergie des forces atmosphériques et océaniques augmente la déformation de la banquise. Une glace soumise à la pression des vents ou des courants peut subir des fractures et des ondulations qui produisent une surface accidentée. Dans la glace nouvelle ou jeune, un chevauchement des glaces s'ensuit, les couches ayant tendance à se superposer. Dans la glace plus épaisse, la pression fait naître des crêtes et des hummocks. De gros morceaux de glace s'empilent au-dessus de la surface générale de la glace et de grandes quantités de glace s'étagent en profondeur pour que la formation glacée puisse supporter ce surcroît de poids. En règle générale, la profondeur de la partie immergée dépasse de trois ou quatre fois la hauteur de la partie émergée.

Nota :

La profondeur totale de la glace immergée dépasse de trois ou quatre fois la hauteur de la glace émergée.

La pression créée par de forts vents peut être importante et persiste d'ordinaire jusqu'à ce que ces vents s'apaisent ou changent de direction. L'ampleur de la formation de crêtes de pression dépend de la condition de la limite sous le vent du champ de glaces qui se trouvait, ou pas, soit contre la masse terrestre ou une banquise très serrée quand des vents du large se sont levés. Dans un tel cas, les floes d'un champ peuvent se comprimer, allant jusqu'à atteindre une concentration de 10/10, avec la pression qui s'exerce partout.

Les marées peuvent aussi créer de la pression dans un champ de glaces. La pression de marée est d'ordinaire de courte durée, d'une à trois heures, et peut parfois, bien qu'elle soit moins forte que la pression éolienne plus longue, interrompre la navigation. Elle peut être particulièrement importante dans des chenaux étroits où l'effet de marée s'amplifie et où le mouvement des glaces est restreint.

Nota :

Les vents du large et les courants de marée peuvent créer de la pression dans des champs de glaces. La pression peut être sévère au point de restreindre le mouvement d'un navire.

Des fissures, des chenaux et des polynies peuvent apparaître avec l'atténuation de la pression glacielle ou un mouvement de traction. Les vents de terre peuvent chasser les glaces de la côte, ouvrir un chenal côtier ou éloigner la banquise de la banquise côtière. Dans certaines régions où les vents de terre dominent en saison glacielle, la navigation locale peut être possible pendant le plus clair de la saison hivernale, mais de brefs épisodes de vent du large peuvent obstruer les chenaux et emprisonner les navires.

Mise en garde :

Les navigateurs transitant dans des chenaux d'eau libre doivent agir avec une extrême prudence. Ils doivent essayer de prévoir l'effet des vents et des courants sur l'évolution possible des conditions dans ces passages étroits.

3.2.6 Ablation des glaces

Les glaces peuvent être dégagées d'une zone par les vents et les courants ou fondre sur place. Quand un champ de glaces est très morcelé (banquise lâche ou concentrations moindres), le vent joue un grand rôle et l'action des vagues qui s'ensuit cause une fonte considérable. S'il s'agit d'une banquise côtière ou que le champ de glaces se compose de très gros floes, la fonte est principalement tributaire du rayonnement incident. Les températures de l'air et de l'eau et certains types de précipitations exercent également des effets importants sur cette fonte.

La couverture nivale des glaces a d'abord pour effet de ralentir l'ablation, car elle réfléchit presque 90 % du rayonnement incident. Toutefois, avec l'élévation des températures au-dessus du point de congélation et le début de la fonte, des mares apparaissent à la surface de la glace. Elles absorberont près de 60 % du rayonnement, causant un réchauffement de l'eau et hâtant de ce fait leur expansion. La chaleur de l'eau de fonte se transmet à la glace sous-jacente et la fragilise. Dans cet état, celle-ci offre peu de résistance à la désintégration par le vent et les vagues. L'apparition de mares d'eau de fonte sur la glace, phénomène habituellement répandu dans l'Arctique canadien, vient accélérer la désintégration et le déglacement.

3.3 Icebergs, fragments d'iceberg et bourguignons

Les icebergs et les îles de glace se distinguent des glaces de mer en ce qu'ils représentent un danger extrême à l'échelle locale pour le navigateur, plutôt que de poser les problèmes restreints mais répandus qui sont propres aux glaces de mer. Une collision avec de la glace de glacier peut causer de graves avaries.

Mise en garde :

La glace de glacier, qu'elle soit sous forme d'icebergs ou d'îles de glace, est très dure. Il faut s'en tenir loin.

3.3.1 Origine et nature

Les icebergs font partie du panorama maritime dans les eaux arctiques, le long de la côte du Labrador et sur les Grands Bancs de Terre-Neuve. Ils diffèrent des glaces de mer (figure 20), puisqu'ils sont faits de glace d'eau douce d'origine terrestre. Ils se forment quand des fragments de glace de glacier se détachent ou vêlent dans la mer.

Un autre type de glace flottante de glacier est issu du vêlage de fragments qui se détachent de plateaux de glace le long du littoral septentrional du Groenland et de l'archipel arctique, et plus particulièrement de l'île Ellesmere. Ces fragments flottants sont appelés îles de glace (figure 21). On les trouve principalement dans l'océan Arctique, la mer de Beaufort, les détroits de l'archipel arctique et l'est de l'Arctique.

Presque tous les icebergs du littoral est du Canada viennent des glaciers de l'Ouest du Groenland (figure 22). La plupart des glaciers actifs du littoral occidental du Groenland se situent entre le détroit de Smith et la baie de Disko. La baie de Melville, du cap York à Upernavik, est une importante pépinière d'icebergs. On estime en effet que 19 glaciers actifs y produisent tous les ans 10 000 icebergs. Un autre foyer d'importance est la baie du Nord-Est avec les fjords Karrats et Umanak, où 5 000 à 8 000 icebergs se détachent chaque année de 10 grands glaciers. La baie de Disko est également la source d'un petit nombre d'icebergs avec ses deux glaciers.

Figure 20 : Iceberg type (Courtoisie du Service canadien des glaces)

Iceberg type (Courtoisie du Service canadien des glaces)

Figure 21 : L'île de glace (Curtoisie du Service canadien des glaces)

L'île de glace (Curtoisie du Service canadien des glaces)

Il y a vêlage d'icebergs, mais seulement en quantité restreinte, dans quelques glaciers canadiens des îles Baffin, Bylot, Devon, Coburg et Ellesmere (partie méridionale). On estime à environ 150 le nombre d'icebergs qui essaiment tous les ans des glaciers canadiens.

Dans la baie de Baffin, la production annuelle totale est de 25 000 à 30 000 icebergs selon certaines estimations, et va jusqu'à 40 000 selon d'autres. Plus de 90 % des icebergs proviennent des glaciers de l'Ouest du Groenland.

Figure 22 : Sources et principales trajectoires des icebergs dans les eaux canadiennes

Carte des Sources et principales trajectoires des icebergs dans les eaux canadiennes

La taille des icebergs produits de ce vêlage varie des dimensions du bourguignon (près de 20 m2 avec élévation d'un mètre au-dessus de l'eau) à des masses d'un kilomètre de long et de plus de 200 mètres de haut. Le rapport partie émergée-partie immergée d'un iceberg est de 1:1 à 1:3 pour les icebergs pointus et de 1:1 à 1:5 pour les icebergs en bloc ou tabulaires aux parois abruptes. Une étude des icebergs du détroit de Davis nous porte à croire qu'un rapport de 1:4 serait une bonne approximation de la taille des icebergs. Si la hauteur d'un iceberg est de 100 mètres, il serait raisonnable de prévoir un tirant d'eau de 300 à 500 mètres. À cause de cet important tirant d'eau, même les icebergs plus petits s'échouent fréquemment dans les eaux littorales et dans les hauts-fonds.

3.3.2 Situation et concentration géographiques

En raison de leur tirant d'eau considérable, la dérive des icebergs est fortement assujettie à l'influence des courants océaniques et des vents. L'importance relative des vents et des courants dans la dérive des icebergs dépend des superficies et des masses exposées à l'action marine et éolienne et à la puissance relative de ces deux actions. Les icebergs issus du vêlage de glaciers de l'ouest du Groenland dérivent habituellement vers le nord (voir la figure 22) à une vitesse de 3 à 5 milles marins par jour avant d'être portés à l'ouest à travers la partie septentrionale de la baie de Baffin. De là, les courants qui longent le littoral est de l'île Baffin charrient les icebergs au sud vers la mer du Labrador et les Grands Bancs de Terre-Neuve. Le long du Labrador, des vitesses de dérive de 10 milles marins par jour n'ont rien d'inhabituel.

Si la principale trajectoire de dérive est dans le sens inverse des aiguilles d'une montre dans la baie de Baffin, il n'est pas rare que des icebergs y soient déportés vers l'ouest par des courants plus petits issus du courant du Groenland occidental. La dérive est rarement directe et les icebergs sont fréquemment emportés par des courants moins puissants vers des baies et des anses. En particulier, de nombreux icebergs se retrouvent dans le détroit de Lancaster, se déplaçant vers l'ouest jusqu'au 85° de longitude Ouest. Les icebergs dérivent également au sud vers Navy Board Inlet et à l'est vers Pond Inlet. De même, ils vont parfois vers le détroit d'Hudson au sud de l'île Baffin. Des icebergs déportés à l'ouest ont été observés aussi loin qu'à la hauteur de l'île Big, probablement sous l'effet de puissants courants de marée.

Parfois, les icebergs pénètrent dans le golfe du Saint-Laurent et empruntent le détroit de Belle Isle. Ils sont généralement petits, la bathymétrie du détroit (55 mètres) venant limiter le tirant d'eau des icebergs qui peuvent gagner ces eaux. La plupart des icebergs qui entrent dans le golfe ont tendance à s'échouer le long de la côte du Québec, à l'est de Harrington Harbour; néanmoins certains ont été observés beaucoup plus loin à l'ouest à la hauteur de l'île d'Anticosti et de la baie des Îles le long du littoral occidental de Terre-Neuve. Un nombre considérable d'icebergs peuvent rester échoués dans le détroit de Belle Isle.

La distance parcourue par un iceberg de son lieu de vêlage aux Grands Bancs de Terre-Neuve est estimée à 2 700 à 3 700 kilomètres. Selon les estimations de la vitesse des courants, un iceberg vêlé dans la baie de Melville pourrait effectuer ce parcours en un an. Il est cependant plus probable qu'il ne reste pas dans le courant principal et, par conséquent, une durée de dérive de deux ou trois ans serait plus proche de la réalité.

Au cours de leur dérive, les icebergs s'amenuisent en raison de la fonte et du vêlage de fragments. Ce dernier est fréquent et, en exposant une plus grande surface de glace à l'eau, il contribue à l'accélération de la fonte. La glace fond au-dessus et au-dessous de la ligne de flottaison. Comme la température de l'eau varie selon la profondeur, il est possible qu'un iceberg fonde près de la surface, mais non pas en profondeur où la température peut être inférieure au seuil (0 °C) de fonte de la glace d'eau douce. Avec la fonte superficielle, le centre de poussée de l'iceberg peut changer, déstabilisant celui-ci et le faisant rouler. Les icebergs observés au large de Terre-Neuve sont généralement plus dégradés et instables que les icebergs qui se trouvent plus au nord. Il n'est pas rare qu'un iceberg roule plusieurs fois par jour. Il est donc très important que les navires se tiennent loin des icebergs susceptibles de basculer.

Se fondant sur des études sur les icebergs en désintégration, le Service international de patrouille des glaces de la Garde côtière des États-Unis a établi des approximations simples du temps de détérioration des icebergs de différentes catégories de taille à différentes températures de l'eau. Le tableau 5 présente ces valeurs.

Tableau 5 : Durée de la désintégration des icebergs de diverses catégories de taille
Température de l'eau de mer en surface (°C) Petit iceberg : moins de 15 mètres de haut et de 45 mètres de long. Iceberg moyen : 15 à 30 mètres de haut et 45 à 90 mètres de long. Gros iceberg : plus de 30 mètres de haut et de 90 mètres de long.
0 15 40 90
2,2 8 16 24
4,4 5 10 15

Dans le cas des icebergs tabulaires, la hauteur limite présente les variations suivantes : moins de 6 mètres pour les petits icebergs, de 6 à 15 mètres pour les moyens et plus de 15 mètres pour les gros.

Bien que le rythme de fonte des icebergs soit lent dans les eaux arctiques, il est peu probable que plus de 20 à 25 % des icebergs détachés des glaciers du Groenland atteignent l'ouest de la baie de Baffin. On estime que la moitié fondent avant de pénétrer dans le détroit de Davis et que 20 % seulement des icebergs restants accomplissent toute leur dérive vers les Grands Bancs.

Figure 23 : Vêlage d'un iceberg (Courtoisie du Service canadien des glaces)

Vêlage d'un iceberg (Courtoisie du Service canadien des glaces)

En moyenne, environ 300 icebergs dérivent par année au sud du 48° de latitude Nord, mais ce nombre varie considérablement d'une année à l'autre. D'après les observations du Service international de patrouille des glaces, le nombre total d'icebergs franchissant le 48° N a oscillé entre 1 587 en 1984 et zéro en 1966. La figure 24 indique les variations annuelles entre 1951 et 2010.

Les icebergs dérivent toute l'année, mais leur dérive est plus lente en hiver lorsqu'ils sont en banquise. Avec la détérioration de la couverture de glace de mer le long du littoral du Labrador et de l'île Baffin, ils se déplacent plus librement. Dans une année donnée, la plupart franchissent le 48° de latitude Nord entre mars et juin. En moyenne, près des deux tiers sont observés en avril.

Figure 24 : Nombre annuel d'icebergs franchissant le 48° de latitude Nord

Nombre annuel d'icebergs franchissant le 48° de latitude Nord

3.4 Climatologie des glaces dans les Grands Lacs

3.4.1 Influences météorologiques

Les conditions météorologiques influent directement sur la planification et l'exécution de la navigation hivernale. La température détermine l'étendue et l'épaisseur des glaces qui se forment, et les vents de surface modifient leur emplacement, leur forme et leur distribution. Pendant l'hiver, l'air froid de l'Arctique canadien peut se déplacer vers le sud-est, entraînant des températures beaucoup plus basses que le point de congélation, causant ainsi le givrage des superstructures et une augmentation rapide du volume et de l'étendue de la glace de lac déjà présente. D'autre part, la migration des centres dépressionnaires peuvent faire en sorte que l'air chaud des basses latitudes soit entraîné vers le nord et crée des conditions de fonte qui peuvent durer de quelques heures à plusieurs semaines. La rigueur des saisons hivernales varie considérablement selon la fréquence relative et la trajectoire de ces tempêtes en déplacement.

En ce qui concerne la formation des glaces, leur croissance et leur détérioration, la quantité de chaleur échangée entre la glace, l'eau et l'air est de première importance. Toutefois, étant donné la complexité de ces processus et de leur mesure, la température de l'air est souvent utilisée pour quantifier l'effet des conditions de gel et de fonte. Plus précisément, lorsque la température moyenne de l'air pour une journée est inférieure à 0° C, la valeur numérique peut être exprimée sous forme de nombre de degré(s)-jour(s) de gel (DJG) et lorsque la température est supérieure à 0° C, elle peut être exprimée sous forme de nombre de degré(s)-jour(s) de fonte (DJF).

En hiver, la direction et la force des vents ont un effet considérable sur la couverture de glace, son épaisseur, son emplacement et son degré d'obstruction à la navigation.

3.4.2 Facteurs océanographiques

Les principaux facteurs océanographiques qui influent sur le régime des glaces sont la bathymétrie, les courants et les marées. Une brève description de la bathymétrie et des courants est fournie pour chaque lac. L'amplitude des marées est généralement très faible.

Lac Supérieur

Le lac Supérieur est le plus grand et le plus profond des Grands Lacs avec une profondeur maximale de 406 mètres dans la partie sud-est du lac. La péninsule de Keweena et l'île Royale sont les entités dominantes du lac Supérieur. Le haut-fond Supérieur, sur lequel la profondeur minimale est de 6,4 mètres, repose dans le milieu du lac, à environ 85 kilomètres à l'est de l'île Royale. Les eaux du lac Supérieur s'écoulent dans le lac Huron en passant par la rivière Ste-Marie; les courants dans le lac sont pour la plupart faibles. Il a été observé que les courants dus au vent engendrent des remontées d'eau du lac.

Lac Michigan

Le lac Michigan se classe au troisième rang des Grands Lacs pour ce qui est de la superficie et au deuxième rang pour ce qui est de la profondeur. La profondeur maximale est de 281 mètres dans la partie centrale du lac. La zone située au nord de l'île Beaver et celle du détroit de Mackinac sont peu profondes, soit moins de 37 mètres. Les courants sont généralement faibles dans le lac, mais il existe une circulation circulaire dans la partie sud du lac Michigan qui est unique.

Lac Huron

Le lac Huron se classe au deuxième rang des Grands Lacs pour ce qui est de la superficie et au quatrième rang pour ce qui est de la profondeur. La profondeur maximale est de 229 mètres à 27 kilomètres à l'ouest de la péninsule Bruce. Le lac est profond dans l'ensemble, mais les rives nord et est présentent des hauts-fonds s'étendant sur 5 kilomètres vers le large. L'entité la plus frappante du fond du lac est une crête submergée qui s'étend depuis Alpena (Michigan) et traverse le lac jusqu'à Kincardine (Ontario). Le banc Six Fathom, d'une profondeur de 11 mètres, s'étend sur cette crête au milieu du lac.

Les rives nord et est de la baie Georgienne sont bordées de nombreuses îles et hauts-fonds, tandis que la partie sud-ouest est généralement profonde. Tout juste au large de la rive nord de la péninsule Bruce, la profondeur maximale atteint 168 mètres. Le lac Huron reçoit les eaux du lac Michigan par le détroit de Mackinac et les eaux du lac Supérieur par la rivière Ste-Marie et se déverse à son tour dans la rivière Sainte-Claire. Les courants sont généralement faibles dans le lac et dans la baie.

Lac Érié

C'est le plus méridional des Grands Lacs et c'est aussi le moins profond. La profondeur maximale est de 64 mètres, tout juste au sud-est de Long Point. À l'ouest de la pointe Pelée, le lac est très peu profond, soit moins de 11 mètres. Dans le lac Sainte-Claire, les profondeurs sont de moins de 6 mètres. L'écoulement de l'eau du lac se fait depuis la rivière Detroit à l'extrémité ouest, en direction nord-est jusqu'à l'exutoire principal, la rivière Niagara. Les courants sont généralement faibles dans le lac.

Lac Ontario

Le lac Ontario est le plus petit des Grands Lacs, mais il se classe au troisième rang pour ce qui est de la profondeur. La profondeur maximale est de 244 mètres dans la partie sud-est du lac. L'extrémité nord-est du lac (à l'approche du fleuve Saint-Laurent) est la partie la moins profonde, soit moins de 55 mètres. L'eau du lac Ontario s'écoule principalement en direction nord-est, depuis la rivière Niagara jusqu'au fleuve Saint-Laurent. Les courants sont généralement faibles dans le lac.

Figure 25 : Bathymétrie des Grands Lacs (Carte courtoisie d'Environnement Canada)

Carte de Bathymétrie des Grands Lacs (Carte courtoisie d'Environnement Canada)

3.4.3 Régime des glaces dans les Grands Lacs

Lac Supérieur

La glace commence généralement à se former dans les baies et les havres le long de la rive nord, dans la partie ouest du lac et dans les eaux peu profondes de la baie Whitefish vers la fin de novembre ou le début de décembre. À mesure que la quantité et l'épaisseur de glace augmentent, le périmètre entier du lac se recouvre en premier; la glace s'étend ensuite sur de nombreux kilomètres vers le large, au milieu de l'hiver. Au plus fort de l'hiver, dans la deuxième moitié de février, la glace couvre généralement 75 % du lac. La partie est du lac entre Stannard Rock et l'île Caribou demeure généralement libre de glace pendant tout l'hiver.

La débâcle débute normalement en mars et la glace est en état de détérioration vers la fin du mois. La majeure partie du lac est libre de glace vers la mi-avril. Cependant, les vents et les courants peuvent amener les glaces à dériver dans l'extrémité sud-est du lac.

Variations

Les conditions glacielles peuvent considérablement varier d'une année à l'autre. Au cours d'un hiver doux, la couverture de glace du lac Supérieur ne peut atteindre seulement que 12 % de sa superficie (1997-1998), tandis qu'au cours d'un hiver rigoureux, elle peut être 100 %. Il est arrivé que la glace soit formée dès la première semaine de novembre et qu'elle ait persisté jusqu'à la dernière semaine de mai.

Épaisseur de la glace

Dans les baies et havres abrités, les glaces tendent à atteindre une épaisseur qui varie de 45 à 85 centimètres durant un hiver normal. Le chevauchement peut faire en sorte que l'épaisseur de la glace atteigne plus ou moins un mètre. Dans la baie Whitefish, les embâcles de glace échouée peuvent s'élever jusqu'à 7 à 8 mètres ou plus au-dessus du niveau de la mer. Au large, les crêtes de glace peuvent avoir une épaisseur totale de 25 mètres.

Mise en garde :

Les routes de navigation de la baie Whitefish et à l'entrée des havres du lac Supérieur sont davantage affectées par les glaces qui dérivent à cause des forts vents.

Lac Michigan

En raison de l'orientation nord-sud et de la longueur du lac Michigan, il peut arriver que des glaces se forment et se détériorent simultanément. La glace commence à se former dans la baie Green, généralement au cours de la première moitié de décembre. Les zones qui se recouvrent ensuite de glace sont le détroit de Mackinac et les zones de faible profondeur situées au nord de l'île Beaver. Dans ces zones, la formation de glace débute vers la première semaine de janvier. Les glaces se forment et s'accumulent en direction sud; l'accumulation est rapide le long des îles Fox et le taux de croissance est plus lent autour du périmètre sud. La couverture de glace atteint son étendue maximale, soit d'environ 25 %, vers la mi-février. La partie centrale du lac au sud du 45° N demeure généralement libre de glace pendant tout l'hiver.

La débâcle débute normalement au cours de la deuxième moitié de février et progresse du sud vers le nord. La majeure partie du lac devient libre de glace au cours de la première moitié d'avril. Dans la zone du détroit et de l'île Mackinac, il se forme généralement des crêtes de glace spectaculaires qui subsistent jusque tard dans la saison.

Variations

Les conditions glacielles peuvent considérablement varier d'une année à l'autre. Au cours d'un hiver doux, la couverture de glace maximale du lac Michigan peut n'atteindre que 12 % de sa superficie, tandis qu'au cours d'un hiver rigoureux, la couverture de glace peut augmenter à près de 85 %. Il est arrivé que la glace soit formée dès la dernière semaine de novembre et qu'elle ait persisté jusqu'à la deuxième semaine de mai.

Épaisseur de la glace

Dans les baies et havres abrités, les glaces atteignent généralement une épaisseur qui varie de 45 à 75 centimètres durant l'hiver. Avec le chevauchement, la glace peut atteindre une épaisseur allant jusqu'à un mètre ou plus. Les crêtes de glace dans le détroit de Mackinac peuvent s'élever jusqu'à 9 mètres au-dessus de la surface et atteindre une profondeur jusqu'à 2 ou 3 fois supérieure.

Figure 26 : Dates d'englacement pour les Grands Lacs

Carte des Dates d'englacement pour les Grands Lacs

Lac Huron et baie Georgienne

L'orientation du lac et les configurations de la formation de glace dans le lac Huron sont similaires à celles du lac Michigan; toutefois, les différences de température entre le nord et le sud ne sont pas aussi importantes. La glace commence à se former dans le chenal Nord et le long du littoral est de la baie Georgienne pendant la deuxième semaine de décembre. À mesure que l'hiver progresse, la glace s'étend autour des zones côtières et ensuite vers le milieu du lac. La couverture de glace atteint son maximum vers le milieu de février, avec une couverture d'environ 50 % de la superficie dans le lac Huron et d'environ 90 % dans la baie Georgienne. La partie nord et centrale profonde du lac Huron demeure généralement libre de glace pendant tout l'hiver.

La débâcle débute normalement en mars et le lac est en général complètement libre de glace la deuxième semaine d'avril. D'importants volumes de glace peuvent dériver dans la partie sud du lac Huron, ce qui engendre une grande concentration de glace à l'entrée de la rivière Sainte-Claire.

Variations

Les conditions glacielles peuvent considérablement varier d'une année à l'autre. Au cours d'un hiver doux, la couverture de glace maximale du lac Huron et de la baie Georgienne peut n'atteindre que 26 % de la superficie totale du lac (hiver 2001-2002), tandis qu'au cours d'un hiver rigoureux, la couverture de glace peut être supérieure à 95 % dans le lac Huron et dans la baie Georgienne. Il est arrivé que la glace soit formée dès la dernière semaine de novembre et qu'elle ait persisté jusqu'à la troisième semaine de mai.

Épaisseur de la glace

Dans les baies et havres abrités, les glaces tendent à atteindre une épaisseur qui varie de 45 à 75 centimètres durant un hiver normal. Les crêtes de glace peuvent atteindre jusqu'à 18 mètres d'épaisseur.

Figure 27 : Dates du déglacement pour les Grands Lacs

Carte des Dates du déglacement pour les Grands Lacs

Lac Érié et lac Sainte-Claire

La glace commence à se former dans l'extrémité ouest du lac et dans la baie de Long Point normalement au cours de la deuxième semaine de décembre. Ailleurs, la couverture de glace prend de l'expansion au début janvier et atteint généralement son étendue maximale, environ 70 %, en février. Le lac Sainte-Claire est normalement complètement recouvert de glace de la mi-janvier jusqu'au mois de mars.

La débâcle dans le lac Érié débute normalement vers la fin de février et le lac devient en majeure partie libre de glace à la première semaine d'avril. L'extrémité est du lac est en général la dernière zone à devenir libre de glace.

Variations

Au cours d'un hiver doux, la couverture de glace peut n'atteindre que 8 % de la surface du lac. Au cours d'un hiver rigoureux, elle peut atteindre 100 %. Il est arrivé que la glace soit formée dès la première semaine de décembre et qu'elle ait persisté dans la région de Buffalo jusqu'à la mi-mai.

Épaisseur de la glace

Dans les baies abritées, les glaces atteignent généralement une épaisseur qui varie de 25 à 45 centimètres durant l'hiver. Les chevauchements et les crêtes de glace peuvent atteindre plus de 20 mètres d'épaisseur, et ce, au cours d'une seule tempête d'hiver.

Lac Ontario

La glace commence à se former dans la baie de Quinte normalement au cours de la troisième semaine de décembre. La glace commence à se former dans les baies de l'extrémité est du lac et aux abords du fleuve Saint-Laurent au cours de la première semaine de janvier. La couverture de glace devient plus étendue durant la dernière semaine de janvier et elle est surtout concentrée à l'extrémité est du lac. La couverture de glace atteint son maximum au cours de la première moitié de février et représente environ 17 % de la superficie totale du lac. La débâcle débute normalement à la fin février et le lac devient généralement libre de glace à la fin mars. Un peu plus tard, il peut y avoir encore de la glace en aval des chutes Niagara, dans les baies abritées et dans les abords du fleuve Saint-Laurent.

Variation

Au cours d'un hiver doux, la couverture de glace du lac Ontario n'atteint que 10 % environ de sa superficie, tandis qu'au cours d'un hiver rigoureux, elle peut augmenter à 65 %. Le lac Ontario est rarement complètement couvert de glace; cela s'est produit notamment en 1979. Il est arrivé que la glace soit formée dès la troisième semaine de novembre et qu'elle ait persisté jusqu'à la dernière semaine d'avril.

Épaisseur de la glace

Dans les baies abritées, les glaces atteignent généralement une épaisseur qui varie de 20 à 60 centimètres durant l'hiver. Les crêtes, les chevauchements et les hummocks peuvent considérablement en accroître l'épaisseur.

3.5 Climatologie des glaces dans le fleuve St-Laurent

Le fleuve Saint-Laurent coule de l'extrémité est du lac Ontario à la rivière Saguenay où il devient l'estuaire puis le golfe du même nom. La glace commence à se former pendant la première quinzaine de décembre entre Montréal et Québec. Les vents et les courants fluviaux sont responsables de la formation et l'extension de la nouvelle glace le long de la rive sud du cours d'eau. À la fin de décembre, la moitié sud de l'estuaire, à l'ouest d'une ligne joignant Pointe-des-Monts à Marsoui, est englacée. En général, la glace apparaît sur le reste du fleuve au début de janvier. Des zones particulièrement étendues de banquise côtière se forment dans le lac Saint-Pierre, dans les eaux entre ce lac et Montréal où les îles retiennent la glace, et dans les chenaux non navigables entre Montréal et Sorel.

Tout l'hiver, la dérive des glaces se poursuit en amont de Québec. L'intervention de brise-glaces la soutient. En raison de ce constant mouvement, il y a rarement formation de floes de grande taille et la navigation est possible toute l'année entre Québec et Montréal. Les vents dominants du nord-ouest ont tendance à rabattre les glaces dérivantes sur la rive sud, réduisant les concentrations le long de la rive nord ou dégageant tout à fait ces eaux littorales.

Les courants de marée peuvent modifier ces conditions et créés des bouchons de glace dans les zones étroites du chenal de navigation. Le reflux peut engorger le port de Québec entre Lauzon et l'extrémité ouest de l'île d'Orléans, quand des floes détachés de la banquise côtière font obstacle à la dérive normale des glaces à proximité du port.

Les floes de batture (figure 28) sont de gros floes épais, inégaux et décolorés pouvant atteindre 8 kilomètres et plus. Ils se forment dans les eaux peu profondes tout au long du fleuve. Ils se composent de glaces de diverses épaisseurs qui se forment sous la pression pendant le reflux. La masse ainsi formée s'agglomère par le gel et gagne progressivement en taille avec la succession des marées. Lorsque l'amplitude des marées augmente entre les mortes eaux et les vives eaux, de grands pans des glaces échouées se détachent et dérivent en aval. Ils constituent un redoutable danger pour la navigation et les capitaines doivent les éviter autant que possible. Les floes de batture sont faciles à reconnaître, puisque la glace est décolorée et qu'elle apparaît beaucoup plus haute au-dessus de l'eau que la glace environnante.

Figure 28 : Glace de batture dérivant en aval du pont de Québec (Service canadien des glaces)

Glace de batture dérivant en aval du pont de Québec (Service canadien des glaces)

Mise en garde :

Les floes de batture constituent un risque majeur pour la navigation sur le fleuve Saint-Laurent. Les navires doivent les éviter dans la mesure du possible.

Les glaces qui sont fixées aux rives et aux hauts-fonds peuvent bloquer facilement le chenal, si elles se détachent sous l'effet de causes naturelles ou de vagues produites par le passage des navires. Elles peuvent même se détacher en larges plaques et former des embâcles si elles sont entraînées dans le chenal. Ces glaces de batture sont susceptibles de quitter les berges à certains moments, obligeant la Garde côtière canadienne à imposer des limites de vitesse de navigation dans certains secteurs du fleuve.

Il est alors primordial que l'embâcle soit éliminée et le chenal dégagé le plus tôt possible afin d'arrêter la crue des eaux. L'embâcle est brisé par l'aval afin que la glace libérée par les brise-glaces soit emportée par le courant. À cette fin, tous les brise-glaces disponibles doivent être affectés à l'élimination de l'embâcle et ne peuvent donc se porter à l'aide de navires qui sollicitent une intervention. C'est la seule méthode seule qui permette de dégager le chenal, et aussi la meilleure pour libérer les navires pris dans les glaces, et pour rétablir la circulation fluviale. Il importe au plus haut point que le travail des brise-glaces ne soit pas gêné par la présence – évitable – d'autres navires dans la zone de l'embâcle. Il est parfois nécessaire de retarder les départs ou de réduire la circulation dans le secteur.

Figure 29 : La voie navigable peut facilement être bloquée si la glace de batture est détachée

La voie navigable peut facilement être bloquée si la glace de batture est détachée

Les navires ne devraient pas entreprendre de voyages de nuit entre Les Escoumins et Montréal sans une connaissance approfondie de l'état des glaces dans cette zone.

Dans le port de Montréal, les aménagements de contrôle des glaces et les rapides de Lachine ont pour effets conjugués de maintenir la dispersion des glaces pendant tout l'hiver. En amont de Montréal jusqu'au lac Ontario, la saison de navigation est réglementée et contrôlée par l'Administration de la voie maritime du Saint-Laurent.

Même des conditions de glace légères peuvent s'avérer difficiles sur le Saint-Laurent. L'eau douce, les courants, les marées et la profondeur d'eau peuvent pousser le frasil jusqu'à des profondeurs de plus de 10 mètres et entrer dans les prises d'eau, obstruant les systèmes de refroidissement d'eau de mer. Si l'eau ne peut être obtenue des systèmes de refroidissement, les moteurs ne fonctionneront pas adéquatement et pourraient éventuellement surchauffer, provoquant l'arrêt des moteurs ou causant de sérieux dommages. La conception des navires qui opèrent dans les glaces doivent empêcher le blocage des systèmes de refroidissement par les amas de frasil. Ce type d'évènement inhabituel est rarement observé ailleurs dans le monde.

Le déglacement commence d'ordinaire sur le fleuve vers la mi-mars dans les zones sous le vent et les régions où la glace est plus mince. Le fleuve est normalement libre de toute glace à la première semaine d'avril.

3.6 Climatologie des glaces pour la côte Est

3.6.1 Influences météorologiques

Les conditions météorologiques on un impact direct sur la planification et l'exécution de la navigation hivernale. Les températures déterminent l'étendue et l'épaisseur des glaces qui se forment, et les vents de surface modifient leur emplacement, leur forme et leur distribution. Les vents jouent également un rôle primordial dans l'étendue de la couverture de glace, particulièrement au début de la saison. Des vents forts peuvent en effet détruire la glace si elle est relativement mince et supprimer la croissance de la glace temporairement. Pendant l'hiver, l'air froid de l'Arctique canadien peut se déplacer vers la mer à travers l'est du Canada, entraînant des températures beaucoup plus basses que le point de congélation, causant le givrage des superstructures, et une augmentation rapide du volume et de l'étendue de la glace de mer. D'autre part, la migration des centres dépressionnaires du sud-est des États-Unis peut faire en sorte que l'air doux soit entraîné vers le nord et crée des conditions de fonte qui peuvent durer de quelques heures à plusieurs semaines. La rigueur des saisons hivernales varie considérablement selon la fréquence relative et la trajectoire de ces tempêtes en migration.

Figure 30 : Courants de surface sur la côte Est canadienne

Carte des Courants de surface sur la côte Est canadienne

Courants marins

Le mouvement général des eaux (voir figure 33) dans ces régions est relativement simple, mais les détails sont compliqués. Dans le golfe du Saint-Laurent, le courant est généralement dans le sens inverse des aiguilles d'une montre. Il y a un courant dominant vers l'est dans l'estuaire du Saint Laurent, mais des courants de marée s'y superposent, accélérant et ralentissant alternativement le mouvement. Le courant est le plus fort à une distance de 2 à 12 milles marins de la péninsule de Gaspésie où il atteint une vitesse moyenne de 6 à 10 milles marins par jour. Une fois entrée dans la partie principale du golfe, l'eau s'étale sur les petits fonds madeliniens et dérive vers le détroit de Cabot en général, mais une partie suit le profond chenal Laurentien directement à travers le golfe. Arrivé au voisinage de l'île du Cap Breton, le courant, qui est appelé courant du cap Breton, contourne le cap Nord à une vitesse de 5 à 7 milles marins par jour, traverse la baie de Sydney, et se dissipe sur la plate forme néo-écossaise au large de l'île Scatarie. La vitesse du courant sur les petits-fonds madeliniens (la zone qui s'étend entre l'Île-du-Prince-Édouard et les Îles de la Madeleine) est normalement de 3 à 5 milles marins par jour. Il y a un apport net d'eau autour du cap Ray et un courant vers le nord d'une vitesse moyenne de 2 à 4 milles marins par jour a été observé le long de la côte ouest de Terre-Neuve, au-delà de la baie des Îles et de Daniel's Harbour.

Le mouvement général des eaux au large du sud du Labrador et de l'est de Terre-Neuve est dominé par le courant froid du Labrador. Au large du Labrador, le mouvement vers le sud est surtout confiné à la plate-forme continentale, et l'eau est plus froide et moins saline dans les couches supérieures au voisinage du littoral. Après le bras Hamilton, le courant s'élargit en même temps que la plate-forme continentale. Il est par conséquent ralenti et s'étale vers l'est sur les Grands Bancs, mais une partie continue vers le sud-ouest, du cap Race vers la Nouvelle-Écosse. Dans le détroit de Belle Isle et au voisinage de Terre-Neuve, la vitesse des courants de surface est généralement inférieure à celle des courants de la côte du Labrador et la dérive vers l'ouest, du cap Race vers les eaux de Nouvelle-Écosse, est encore plus lente. Dans le détroit de Belle Isle, un courant de marée variable complique le mouvement de l'eau, mais il existe un important courant général d'une vitesse moyenne de 6 à 8 milles marins par jour entrant dans le golfe du Saint-Laurent. Le long de la côte nord du Labrador, la vitesse du courant varie de 8 à 10 milles marins par jour, mais elle n'est généralement pas constante d'une saison ou d'une année à l'autre.

Marées

L'amplitude des marées sur les côtes du Labrador et de Terre-Neuve est plutôt faible, mais constante, l'amplitude moyenne se trouvant entre 0,8 et 1,6 mètre presque partout. Dans le golfe du Saint-Laurent, la situation est plus compliquée parce que le flux de la marée pénètre par le détroit de Cabot et le détroit de Belle Isle. Le flux principal se déplace dans le sens antihoraire autour du golfe après y avoir pénétré par le détroit de Cabot et l'amplitude moyenne varie de 0,8 à 1,1 mètre au cap Nord et au cap Ray, de 1,2 à 1,5 m sur la côte ouest de Terre-Neuve et la rive nord du golfe. Dans l'estuaire, l'amplitude augmente progressivement en allant vers le sud-ouest, de 2,5 mètres entre Pointe-des-Monts et Mont-Joli à environ 4,1 mètres près de Québec. Dans la baie des Chaleurs, l'amplitude des marées varie de 1,3 à 2 mètres, mais elle n'est que de 0,7 mètre aux Îles de la Madeleine. Le régime des marées est compliqué dans le détroit de Northumberland. Il y a essentiellement une seule marée par jour à l'extrémité ouest, alors qu'il y a deux marées normales à l'extrémité est, l'amplitude variant de 1,2 à 1,8 mètre. Dans le détroit de Belle Isle, l'amplitude des marées varie de 0,8 à 0,9 mètre.

Le principal effet de ces forces et de ces courants de marée sur le régime de glaces est associé au mouvement alternatif du flux et du reflux. Il est le plus apparent dans l'estuaire moyen, mais également présent dans la baie des Chaleurs et ses abords. Dans ces zones, les banquises côtières sont généralement limitées par le mouvement continu.

Bathymétrie

La bathymétrie de ces zones est raisonnablement bien connue. Le golfe du Saint-Laurent comporte une fosse profonde, appelée chenal Laurentien, qui s'étend du détroit de Cabot jusqu'au Saguenay, avec des profondeurs de 500 mètres qui remontent à 200 mètres en amont de Rivière- du-Loup. La profondeur du Saguenay varie de 90 à 275 mètres.

Figure 31 : Bathymétrie de la Côte est (Carte courtoisie d'Environnement Canada)

Carte de Bathymétrie de la Côte est (Carte courtoisie d'Environnement Canada)

Cette fosse profonde se prolonge dans le détroit de Jacques Cartier et le bras nord est du golfe, la profondeur de l'eau variant de 175 à 275 mètres. Dans la partie sud-ouest du golfe, la profondeur est en moyenne inférieure à 75 mètres, et elle n'est que de 50 mètres dans le détroit de Belle Isle. Le détroit de Northumberland a également des eaux peu profondes, la profondeur variant entre 17 et 65 mètres, les eaux les plus profondes se trouvant à chaque extrémité du détroit. Les bancs de pêche au sud et à l'est de la Nouvelle-Écosse sont relativement peu profonds, généralement de 50 à 90 mètres.

Les Grands Bancs, à l'est-sud-est de Terre-Neuve, sont très bien connus, et leur profondeur moyenne est d'environ 75 mètres. Au nord-est, entre l'île Fogo et le détroit de Belle Isle, la profondeur est plus grande, dépassant en moyenne 300 mètres, mais il existe quelques petits bancs où la profondeur est inférieure à 200 mètres.

Le long de la côte du Labrador, de 50 et 100 kilomètres du littoral, se trouve une cuvette marginale dont la profondeur varie de 200 à 800 mètres. Plus loin au large, se trouve une série de bancs étendus d'une profondeur minimale de 100 à 200 mètres. La plate-forme continentale s'étend à 150-175 kilomètres du littoral.

Facteurs climatiques

Le régime des glaces dans une région telle que le golfe du Saint Laurent ou les eaux qui entourent Terre-Neuve, est déterminé par deux principaux facteurs climatiques. Premièrement, les températures moyennes ne descendent pas beaucoup au-dessous du point de congélation en hiver. Par conséquent, la rigueur de l'hiver influe considérablement sur l'étendue et la sévérité de la couverture de glace. Deuxièmement, en hiver, les vents provenant de l'ouest en passant par le nord sont presque toujours froids et secs alors que ceux venant du sud-ouest en direction du nord-est sont doux et humides. Cette situation est un facteur déterminant de l'emplacement des zones de dispersion et de congestion des glaces.

3.6.2 Régime des glaces dans le golfe du Saint-Laurent

La zone du golfe du Saint-Laurent couvre l'estuaire du Saint-Laurent à l'est à partir de Québec, tout le golfe du Saint-Laurent, les eaux au sud de la Nouvelle-Ecosse et les eaux au sud de Terre-Neuve vers l'ouest jusqu'aux îles de Saint-Pierre-et-Miquelon.

Développement normal

La première formation de glace dans cette région se produit dans le Saint-Laurent lui-même au cours de la première semaine de décembre, et les floes descendent vers l'aval pour atteindre la région de Québec vers le milieu du mois. Cette glace mince est principalement de la glace d'eau douce; elle s'étend progressivement vers l'aval sous l'effet du vent et du reflux des marées. Dans la quatrième semaine de décembre, elle atteint l'embouchure du Saguenay et se mélange avec la glace d'eau salée qui s'est formée dans cette partie de l'estuaire. La formation de nouvelle glace survient d'abord dans les régions côtières, puis s'étend vers la mer. En raison des courants et des vents dominants d'ouest et de nord-ouest, la croissance de la glace dans l'estuaire du Saint Laurent s'étend plus rapidement vers l'est sur la rive sud et atteint le nord de la Gaspésie vers la fin du mois de décembre.

Dans la troisième semaine de décembre, la glace commence à se former dans les eaux côtières peu profondes du Nouveau-Brunswick et, au cours de la dernière semaine du mois, de la glace nouvelle se développe vers le large le long de la côte en même temps qu'il s'en forme sur les côtes du détroit de Northumberland. À la fin du mois, le détroit est partiellement recouvert de glace nouvelle et de glace grise. Il est entièrement couvert de glace dans la première semaine de janvier.

Pendant la dernière semaine de décembre, de la glace nouvelle commence à se former dans le détroit de Belle Isle ainsi que le long de la rive nord du golfe du Saint-Laurent. À la fin du mois, les concentrations les plus élevées se trouvent dans le détroit de Northumberland, dans les zones côtières du Nouveau-Brunswick, le long des rives sud de l'estuaire du Saint-Laurent et de la baie des Chaleurs, et dans certaines des parties côtières de la rive nord du golfe. La plus grande partie de cette glace est nouvelle et grise, et le contour de la banquise côtière s'établit.

Au début du mois de janvier, dans la partie sud-ouest du golfe, la concentration de la couverture de glace augmente plus rapidement que son extension. En effet, quand elle s'étend vers le large, les eaux plus chaudes tendent à la faire fondre. En janvier, la croissance et l'extension de la glace évoluent vers l'est dans le golfe plus rapidement que vers le sud à partir de la rive nord. Au milieu du mois, la lisière de la glace a atteint le cap Nord (Île-du-Prince-Édouard) et s'éloigne vers le nord en passant par le détroit d'Honguedo, en direction de la pointe occidentale de l'Île d'Anticosti. Les concentrations des glaces sont alors très élevées dans le détroit de Northumberland, la baie des Chaleurs et la plus grande partie de l'estuaire, alors que des concentrations plus basses sont observées dans la partie nord de l'estuaire et le long de la lisière des glaces. Les types de glace prédominants continuent d'être la glace nouvelle et la glace grise, avec de la glace blanchâtre dans le détroit de Northumberland et le long des rives sud de l'estuaire du Saint-Laurent et de la baie des Chaleurs, ainsi que la section méridionale du détroit de Belle Isle. Le long de la rive nord, l'extension de la glace n'est que de 10 à 20 kilomètres, sauf dans le bras nord-est, où l'extension de la glace vers le large est plutôt de 25 à 40 kilomètres. La glace est généralement lâche ou serrée dans cette zone et très serrée dans le bras nord-est.

À la fin du mois de janvier, la lisière des glaces a atteint la pointe Est de l'île-du-Prince Édouard et s'éloigne vers le nord en direction de l'extrémité sud-est de l'Île d'Anticosti, puis vers le nord-est vers le large de la péninsule Pointe Riche, sur la côte Ouest de Terre-Neuve. La glace est lâche jusqu'à 50 km de la lisière, mais devient généralement très serrée au-delà. Les types de glace prédominants sont la glace nouvelle et la glace grise, avec de la glace blanchâtre dans le détroit de Northumberland et le long des rives sud de l'estuaire du Saint-Laurent et de la baie des Chaleurs, ainsi que la moitié sud du détroit de Belle Isle. En raison des vents prédominants du nord-ouest et des courants marins qui suivent le chenal Laurentien, la glace blanchâtre provenant du détroit d'Honguedo a tendance à dériver vers le sud-est en se dirigeant vers la rive septentrionale des Îles-de-la-Madeleine. La glace atteint le cap Nord à la fin du mois de janvier, puis commence à dériver dans la partie occidentale du détroit de Cabot. Le courant moyen nord-est qui contourne le cap Anguille au large de la côte ouest de Terre-Neuve tend à retarder la formation de la glace au sud de la péninsule Pointe Riche. À la fin du mois de janvier, une glace blanchâtre commence à apparaître dans la partie ouest du golfe, dans le détroit d'Honguedo, dans le bras nord-est et le long de la côte ouest du cap Breton.

Durant la deuxième semaine de février, la glace qui dérive vers le sud par le détroit de Cabot arrive aux abords de Sydney où elle se maintient jusqu'à la première semaine d'avril. La couverture de glace continue à croître et à s'épaissir à mesure qu'elle s'étend pour couvrir la plupart des autres régions du golfe dans la troisième semaine de février. La seule zone non recouverte de glace est un chenal côtier de 10 à 30 kilomètres le long de la côte de Terre-Neuve au sud du cap Saint George. Au début du mois de février, les glaces sont essentiellement blanchâtres et grises dans la banquise, mais de la glace mince de première année se développe progressivement tout au long du mois. À la fin de la troisième semaine de février, on trouve de la glace mince de première année dans le détroit de Northumberland, le long de la côte nord-ouest du cap Breton, le long de la côte nord des Îles-de-la-Madeleine, le long de la côte ouest de Terre-Neuve ainsi que le long des rives méridionales de la baie des Chaleurs et de l'estuaire. Dans les parties nord de l'estuaire et du golfe du Saint-Laurent, la glace nouvelle et la glace grise restent les types prédominants. La raison pour laquelle la glace reste mince est que les brises de terre la poussent vers le sud.

De la fin de février jusqu'à la mi-mars, la glace du golfe a atteint son extension maximale et une grande partie de la glace continue de se transformer en glace de première année. Cependant, en raison de la dérive continue de la banquise vers le sud dans le golfe, la glace reste blanchâtre dans les parties nord-ouest. Le chenal qui longe la côte ouest de Terre-Neuve, particulièrement au nord de la péninsule de Port-au-Port, est fermé et la glace peut dériver dans le détroit de Cabot.

Figure 32 : Position de la lisière des glaces en janvier, avril et juillet sur la côte Est du Canada

Carte de Position de la lisière des glaces en janvier, avril et juillet sur la côte Est du Canada

Modèle normal de dispersion et de fonte

La dispersion de la glace commence à la fin du mois de février et se constate d'abord dans l'estuaire près de l'embouchure du Saguenay, où la glace devient très lâche. La remontée d'eau plus chaude, sous l'effet de la marée, à l'extrémité ouest du chenal profond qui traverse l'estuaire et l'élévation de la température de l'air avec le printemps en sont la cause. Cette remontée est une particularité de l'emplacement et une certaine quantité d'eau libre est presque toujours présente dans cette zone. Si la neige et la glace réfléchissent une grande partie du rayonnement solaire incident, l'absence de couverture de glace accélère le réchauffement solaire de l'eau. Les ouvertures dans la couverture de glace sont donc extrêmement importantes au printemps, car elles agissent comme centres de décomposition de la glace. Cette réduction de la concentration de la glace est lente jusqu'à la deuxième semaine de mars, puis s'accélère progressivement. À la mi-mars, on trouve de grandes zones d'eau libre dans la partie nord de l'estuaire du Saint-Laurent, le long de la rive nord jusqu'à Natashquan et au sud de l'île d'Anticosti. À ce moment, la glace est lâche ou très lâche dans le reste de l'estuaire et le détroit d'Honguedo, sauf le long de la rive nord de la Gaspésie. Les concentrations des glaces diminuent rapidement dans la voie principale de navigation dans le centre du golfe. Durant la seconde moitié de mars, on constate une réduction de la concentration médiane de la glace au centre du golfe, mais la congestion persiste dans le sud-ouest et dans le bras nord-est. Etant donné que la glace mince fond et se décompose plus rapidement, les types de glace prédominants sont les types plus épais. La concentration de la glace dans le détroit de Northumberland commence à diminuer au cours de la troisième semaine de mars à l'extrémité ouest, et progresse vers le sud-est. À la fin du mois de mars, l'estuaire est généralement libre de glace et la lisière interne des glaces a dépassé l'île d'Anticosti.

Dans les premiers jours d'avril, la principale voie de navigation dans le golfe se dégage, créant deux zones de glace : le sud-ouest du golfe et les eaux entourant le cap Breton d'une part, et la zone s'étendant de la péninsule de Port-au-Port jusqu'au détroit de Belle Isle d'autre part. Après cette séparation, la navigation dans l'estuaire est sans entraves, et il n'y a pas de nouvelles formations de barrières de glace dans la voie de navigation. C'est dans le sud-ouest du golfe que la glace fond en premier. Les dernières glaces du détroit de Northumberland fondent normalement à la mi-avril. À ce moment, il reste uniquement la banquise côtière en décomposition, qui finit de fondre dans la dernière semaine d'avril.

La dernière zone à perdre sa couverture de glace est le bras nord-est. La glace en régression fond graduellement vers le nord durant le mois d'avril, et jusque durant le mois de mai. À la troisième semaine de mai, toute la glace de mer a fondu, mais les icebergs peuvent présenter un danger pour la navigation au cours de l'été. La date des dernières glaces peut varier considérablement. En 1991, la glace de mer est restée présente dans le bras nord-est jusqu'à la mi-juillet et, l'année suivante, la glace de mer du détroit de Belle Isle n'était complètement fondue qu'à la fin du mois de juillet.

Caractéristiques de la glace dans la région

Dans la plupart des zones côtières, la banquise côtière ne s'étend pas très loin dans le golfe. Elle occupe toutes les petites baies et tous les petits passages de Gaspé au cap Nord, de Pointe-des-Monts à Blanc-Sablon, et du cap Anguille à Flower's Cove. La fonte sur place est le processus de désintégration normal dans ces zones restreintes.

Dans l'estuaire, la tendance de la glace à se déplacer vers l'est est très évidente, car les chenaux sont nombreux le long de la rive entre Pointe-des-Monts et le Saguenay, et la congestion est courante le long de la Gaspésie. Les mouvements du vent et de l'eau contribuent à ce déplacement en produisant une congestion de glace épaisse qui suit la rive pour pénétrer dans la partie principale du golfe. Une zone de glace très difficile se crée sur toute l'entrée de la baie des Chaleurs quand une partie de la glace épaisse provenant du détroit d'Honguedo pénètre dans la zone. À mesure que la glace progresse vers le sud et le sud-est pour pénétrer dans le centre du golfe, elle se combine avec la formation de nouvelle glace et produit une couverture de glace faite de grands floes de glace épaisse du détroit d'Honguedo à l'île du Cap Breton. Des chenaux et des zones de glace dispersée se créent le long des rives du Nouveau Brunswick et de l'Île du Prince Édouard sous l'effet du vent mais, en général, la partie sud-ouest du golfe est congestionnée par une glace épaisse constituée de grands floes qui peuvent exercer une pression considérable sur l'île du Cap Breton et les rives nord-ouest des Îles-de-la-Madeleine.

Dans le nord-est du golfe, le mouvement de la glace est beaucoup plus limité par la dérive d'ouest en est produite par le vent, ce qui entraîne une congestion fréquente dans la zone de la baie des Îles. Souvent, une zone de glace épaisse et déformée s'étend vers le nord à partir de la péninsule de Port-au-Port. Des chenaux côtiers peuvent se créer dans cette zone quand les vents d'est sont prédominants, mais il est rare que la glace se déplace latéralement le long de la côte.

De très grands floes, désignés localement par le terme « battures », se rencontrent parfois dans le nord-ouest du golfe du Saint-Laurent en mars. Ce sont des fragments détachés de la banquise côtière qui se forment au-dessus des hauts-fonds le long de la rive sud de l'estuaire et qui ont ensuite été délogés par les marées printanières durant les périodes de temps doux. Les battures sont caractérisées par leur taille, leur rugosité et leur saleté. Elles peuvent porter une épaisse couche de neige qui les rend très difficiles à pénétrer. Elles représentent une entrave grave et un danger pour la navigation.

Dans le golfe du Saint-Laurent, la glace est mobile et libre de se déplacer. Les floes y sont généralement plus petits que ceux de l'Arctique canadien. La formation de crêtes de glace peut par conséquent être considérable, mais sans atteindre de grandes hauteurs. Les crêtes dépassent rarement 2 mètres et la plupart mesurent moins d'un mètre. Toutefois, dans les conditions de pression extrême le long de rives exposées au vent, telles que la côte ouest de Terre-Neuve, les floes peuvent former des empilements atteignant jusqu'à 13 mètres au dessus du niveau de la mer. La formation de mare sur la glace est rarement très développée dans le golfe. La glace fond surtout par le dessous en raison de l'eau chaude ambiante plutôt qu'en raison de l'absorption de chaleur en surface.

Figure 33 : Variabilité de l'étendue des glaces sur la côte Est

Carte de Variabilité de l'étendue des glaces sur la côte Est

Quand la glace dérive dans l'Atlantique par le détroit de Cabot, les courants marins favorisent la dérive vers le sud au delà de Sydney, jusque dans la région de l'île Scatarie. La zone entière du détroit ne se couvre de glace que si le vent maintient cette dernière contre la côte de Terre-Neuve. Quand le vent tombe ou change de direction, les courants entrants qui contournent le cap Ray créent rapidement un chenal vers le nord, jusqu'au cap Anguille et, finalement, jusqu'au cap Saint George. L'hiver, il s'établit généralement un régime général de dérive de la glace, après que cette dernière ait quitté la zone de l'île Scatarie. Certaines années, généralement les plus froides, la banquise continue vers l'est, jusqu'à atteindre parfois Saint-Pierre-et-Miquelon. D'autres années, quand les vents d'est sont communs, elle suit la côte du cap Breton, et la glace progresse vers l'ouest en direction de la baie Chédabouctou et parfois le long de la côte, jusqu'à la partie continentale de la Nouvelle-Écosse. En 1987, la glace a rempli le port d'Halifax et bloqué l'entrée du bassin de Bedford. Les faibles courants marins renforcés par le vent sont la cause de l'étendue de ce déplacement. La dérive se fait généralement vers le sud, mais la distance couverte n'est pas très grande.

Bien que la vieille glace ne soit pas normalement une préoccupation majeure dans le golfe du Saint-Laurent, de la vieille glace peut dériver dans le bras nord-est par le détroit de Belle Isle. Ainsi, certains de ces floes de vieille glace ont survécu à une dérive qui les avaient entraînés jusqu'à la rive nord de l'île d'Anticosti au début du mois de juin 1991.

La houle créée par les tempêtes de l'Atlantique peut pénétrer par le détroit de Cabot et être la cause d'une fragmentation extrême des floes dans les régions des Îles-de-la-Madeleine et du détroit de Cabot.

Variabilité de la couverture totale de glace

Pour la période 1981 à 2000, la couverture de glace maximale en une saison dans le golfe du Saint-Laurent a été enregistrée en 1989-1990; la couverture la moins étendue a été constatée pendant la saison 2009-2010. La couverture de glace varie considérablement d'une année à l'autre. Des conditions supérieures aux normales ont été observées de 1980-1981 à 1994-1995, puis des conditions inférieures aux normales ont été enregistrées de 1995-1996 à 2009-2010. Des exemples des conditions glacielles minimales et maximales pour l'ensemble de la région de la côte Est sont fournies pour illustrer leur étendue spatiale.

3.6.3 Régime des glaces dans les eaux à l'Est de Terre-Neuve et au sud de la mer du Labrador

Les eaux de la côte est de Terre-Neuve et du sud du Labrador couvre les zones au large situées au sud de la latitude 55o N, aussi loin que la limite des glaces le long de la côte sud de Terre-Neuve jusqu'aux îles de Saint-Pierre-et-Miquelon à l'ouest, et dans le détroit de Belle Isle.

Modèle normal de développement

Les variations de l'étendue des glaces sur ces eaux sont grandes, car les vents et les températures influent beaucoup sur l'emplacement de la lisière. Pendant les hivers froids, comme celui de 1971-1972, la glace peut se maintenir jusqu'à la troisième semaine de juillet dans les eaux à l'est de Terre-Neuve. Inversement, par hiver doux, comme en 2005-2006, les eaux à l'est de Terre-Neuve peuvent être libres de glace avant la fin du mois d'avril.

À cause de leur latitude, de leur éloignement de l'océan et de la faible salinité de leurs eaux, les régions de Goose Bay et du lac Melville gèlent les premières au Labrador; elles sont toutes deux invariablement couvertes de glace à la mi-décembre. Le gel initial à Goose Bay survient généralement pendant la troisième semaine de novembre, mais la croissance est lente et l'épaisseur de la glace ne dépasse pratiquement jamais 30 centimètres avant la mi-décembre. Les vent forts ralentissent la formation de la glace sur le lac Melville. Il n'y a pas de couverture complète permanente avant la mi-décembre. La glace apparaît dans les eaux côtières durant la troisième semaine de décembre et s'étend vers le large. La lisière médiane des glaces s'étend vers le sud jusqu'à la partie nord du détroit de Belle Isle pour l'atteindre à la quatrième semaine de décembre. Elle atteint l'extrémité nord de Terre-Neuve avant la fin du mois.

En janvier, la lisière moyenne de la glace progresse vers le large et s'étend vers le sud, atteignant White Bay et la latitude 50 ° N la troisième semaine du mois. En deçà de 80 kilomètres de la lisière, la glace est parfois de la banquise serrée, ou moins serrée, et les types prédominants sont la glace nouvelle et la glace grise qui deviennent grise et blanchâtre au large du sud du Labrador. À ce moment-là, la banquise côtière commence à se former entre les îles de la baie Notre Dame, où elle est normalement établie dès les premiers jours de février. La glace qui descend du nord se mêle à la glace en formation dans la baie Notre Dame durant la dernière semaine de janvier. À la fin du mois, la banquise commence à dériver vers le sud-est à partir du cap Freels. La glace reste lâche jusqu'à environ 80 kilomètres de la lisière. Dans la plus grande partie des eaux de Terre-Neuve, les types prédominants sont la glace nouvelle et la glace grise, mais elles ont atteint les stades de glace blanchâtre et glace de première année vers le nord de la péninsule Great Northern.

La ceinture de glace s'élargit considérablement en février. Sa limite sud s'approche du cap Bonavista à la mi-février et atteint l'île de Baccalieu à la fin du mois. La glace reste plus lâche près des lisières sud et est, avec des conditions très serrées dans la banquise même. Les types prédominants sont la glace grise le long de la lisière sud au début de février, puis la glace blanchâtre et la glace de première année à la fin du mois. L'extension maximale de la glace vers le sud est atteinte entre la fin de février et le milieu du mois de mars.

Modèle normal de dispersion et de fonte

Le premier signe de déglacement se produit dans la baie Notre Dame vers le milieu du mois de mars quand les chenaux d'eau libre commencent à s'élargir lentement. Durant la dernière moitié de mars, la vitesse de la fonte à la lisière de la glace augmente suffisamment pour équilibrer la dérive vers le sud, et une lente régression de la glace commence. Cette régression n'atteint la latitude du cap Freels qu'à la mi-avril et l'île Fogo à la fin du mois. Durant cette période, toute la partie de la banquise qui est au sud du bras Hamilton se rétrécit sous l'effet de la fonte le long de la lisière est. La glace ne reste très serrée qu'au voisinage de la côte du Labrador. Ailleurs, la glace est surtout très lâche ou serrée. Si la glace de première année est le principal type de glace rencontré, il peut y avoir aussi des floes de vieille glace imbriqués.

La fonte s'accélère suite au recul de la lisière de glace au sud jusqu'au nord du détroit de Belle Isle à la troisième semaine de mai. Cette fonte de la banquise expose les icebergs qui ont été transportés vers le sud par le courant du Labrador, alors que leur nombre dans les eaux de Terre-Neuve atteint son maximum à cette période de l'année.

Les courants marins provenant du bras Hamilton contribuent à limiter les quantités de glace durant l'hiver. Durant la seconde moitié d'avril, l'eau libre prédomine dans cette région, mais elle ne s'étend pas de façon appréciable avant la mi-mai. Généralement, la troisième semaine de mai, le déglacement commence sur le lac Melville et le dégagement est terminé deux semaines plus tard. La navigation sur le lac Melville peut nécessiter de pénétrer dans la banquise du large, à moins que les vents de terre ne créent un chenal le long de la rive, du havre Battle à la baie Groswater. À ce moment, la banquise a généralement des concentrations très variables. La lisière sud de la banquise régresse jusqu'à la latitude 55 °N environ durant la troisième semaine de juin.

Caractéristiques de la glace dans la région

La croissance de la glace le long de la côte Est de Terre-Neuve est relativement peu importante, en comparaison avec les concentrations plus élevées et la grande diversité de types de glace qui dérivent vers le sud dans cette zone.

Le vent moyen dans la zone du détroit de Belle Isle provient du nord-ouest en hiver, mais en avril, il est remplacé par un vent prédominant du nord-est. Dans les périodes de vent du nord-est, il arrive qu'une partie de la glace de la côte du Labrador soit entraînée dans le détroit de Belle Isle et dans le bras nord-est du golfe. Elle peut être en partie constituée de vieille glace et d'icebergs. Étant donné que cette glace provenant du Labrador est plus épaisse que celle qui s'est formée localement, le dégagement du détroit est ralenti quand ces intrusions se produisent.

La banquise côtière se limite principalement à la zone s'étendant de l'île Fogo au sud de la baie Notre Dame. Il se forme également une banquise dans le sud de la baie White ainsi que dans les baies et ports le long de la péninsule du Nord.

Figure 34 :  Dates d'englacement

Carte des Dates d'englacement

Les vents de terre peuvent pousser la glace vers le large. La concentration diminue à la lisière de la banquise et des chenaux côtiers peuvent se former de la baie White au cap Bauld et du détroit de Belle Isle jusqu'au bras Hamilton vers le nord. La banquise se déplace alors vers le sud-est à partir du cap Freels et rend la côte facilement accessible entre le cap Freels et le cap Race. Par ailleurs, les vents de mer peuvent rétrécir considérablement le chenal d'eau libre le long de la côte et rendre les conditions glaciales dangereuses pour la navigation. Quand c'est le cas, les principales baies de l'est de Terre-Neuve sont encombrées de glace serrée, il est possible que les abords de St. John's soient congestionnées et que de la glace contourne le cap Race et dérive vers la péninsule Burin, voire les îles de Saint-Pierre-et-Miquelon.

Parfois, de la vieille glace est imbriquée dans la banquise principale et dérive vers le sud à partir de la côte du Labrador ; elle peut parvenir au bras Hamilton en avril. Elle n'atteint pas de proportions importantes avant le mois de mai, moment où la glace mince fond plus rapidement et où les concentrations moyennes diminuent. Toutefois, lors des années froides où la glace est plus abondante, ces vieux floes peuvent gravement limiter la navigation. À certaines occasions, de la vieille glace a été observée dans les eaux au sud du Labrador jusqu'en août.

Variabilité de la couverture totale de glace

Entre 1981 et 2010, la couverture de glace maximale en une saison au sud de la mer du Labrador a été enregistrée en 1983-1984; la couverture minimale a été observée en 2009-2010.

En général, les conditions de glace varient considérablement d'une année à l'autre. Elles ont été supérieures aux normales de 1980-1981 à 1994-1995, puis inférieures aux normales entre 1995-1996 et 2009-2010. La couverture de glace maximale en une saison a été observée dans les Grands Bancs en 1984-1985, et la minimale en 2003-2004.

3.6.4 Régime des glaces de la côte du Labrador

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

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

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

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

Figure 35 : Dates de déglacement

Carte des Dates de déglacement

3.7 Climatologie des glaces dans les eaux du Nord canadien

En général, la glace est présente pendant une partie importante de l'année dans les eaux septentrionales du Canada. Dans certains secteurs, la majeure partie de la glace ne fond pas complètement chaque année. Par conséquent, les cartes de la couverture de glace en été et en hiver dans l'océan Arctique se différencient par la concentration des glaces ainsi que la présence d'ouvertures dans la banquise et autour de la côte. Dans l'archipel Arctique canadien, la période pendant laquelle la température de l'air dépasse le point de congélation est très courte; l'englacement peut donc débuter dès le mois d'août.

3.7.1 Influences météorologiques

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

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

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

Une fois formée le long d'un rivage, la glace est souvent entraînée au large par des vents froids. Là, soit elle fond, soit elle continue à épaissir, selon la quantité d'énergie thermique disponible dans l'eau.

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

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

3.7.2 Facteurs océanographiques

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

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

Le rôle des marées et des courants détermine fortement le comportement des glaces de mer et des icebergs. La figure 39 montre les régimes généraux de circulation dans les eaux arctiques canadiennes. Si les régimes décrits par ces figures sont relativement constants, la circulation peut présenter des variations considérables à l'échelle locale ou régionale. En raison de la faible différence de densité (environ 10 %) entre la glace et l'eau, la glace réagit très rapidement aux variations du courant. À proximité du rivage, les déplacements de l'eau sont grandement influencés par les mouvements des marées et les variations du ruissellement des eaux de surface, ainsi que par les vents locaux.

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

Figure 36 : Courants marins généraux dans les eaux du Nord

Carte des Courants marins généraux dans les eaux du Nord

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

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

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

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

L'Est de l'Arctique connaît des marées d'une amplitude quotidienne moyenne de 2 à 3 mètres, bien qu'il arrive que des amplitudes excédant 6 mètres y soient observées. Des anomalies locales peuvent changer ces amplitudes entre marée montante et descendante et engendrer de puissants courants de marée dans certaines régions. Des chenaux resserrés comme Hell Gate, le détroit de Penny et, dans une moindre mesure, les détroits de Nares et de Byam en sont des exemples. Les marées de l'Est de l'Arctique sont les plus hautes dans le détroit d'Hudson et la région d'Iqaluit où les marées de l'Atlantique interviennent. Dans l'ouest et le centre de l'Arctique, notamment dans la plupart des îles de la Reine-Élizabeth à l'ouest de Resolute Bay, les marées arctiques prédominent. L'océan Arctique, du fait de sa situation polaire, a l'amplitude de marée la plus basse de tous les océans du monde. Là, les amplitudes quotidiennes moyennes sont généralement de moins d'un mètre.

En plus d'influer sur la navigation, les marées peuvent être la source de pressions intermittentes dans la couverture de glace avec des effets sur cette même navigation. Le Tableau 6 présente l'amplitude des marées dans l'ensemble de l'Arctique canadien. Des données détaillées sur les marées des eaux navigables des îles de l'Arctique se trouvent dans la dernière livraison de l'Annuaire canadien des marées et des courants, disponible auprès du Service Hydrographique du Canada.

Tableau 6 : Amplitudes de marée dans certaines stations de l'Arctique
Station Lieu Grande Amplitude (mètres) Extrême Amplitude (mètres)
Diana Bay Baie d'Ungava 10,2 mètres 10,8 mètres
Churchill Baie d'Hudson 5,2 mètres 6 mètres
Hall Beach Bassin Foxe 1,3 mètres Inconnue
Iqaluit Île Baffin (sud-est) 11,6 mètres 12,6 mètres
Nanisivik Île Baffin (nord-ouest) 2,8 mètres Inconnue
Resolute Bay Île Cornwallis 2,1 mètres 2,7 mètres
Cambridge Bay Île Victoria 0,5 mètres 1,6 mètres
Tuktoyaktuk Mer de Beaufort 0,5 mètres 3,1 mètres

Dans certaines régions, particulièrement autour de la mer de Beaufort, les ondes de tempête modifient les niveaux de la mer autant que les marées. Pendant les étés où la mer est libre de glace, il arrive couramment que le niveau de la mer augmente de plus d'un mètre en raison de tempêtes et que la situation se prolonge pendant plusieurs heures. Dans certaines baies comme celle du port de Tuktoyaktuk, l'onde de tempête peut entraîner une élévation du niveau de la mer de plus de 2 mètres. Cette élévation à Tuktoyaktuk est liée à la présence de vents du large. À l'inverse, de forts vents de terre provoquent une baisse temporaire du niveau de la mer, susceptible de nuire à la circulation maritime en partance ou à destination du port de Tuktoyaktuk en raison de sa relative faible profondeur. Des phénomènes de houle hivernale s'observent également dans la mer de Beaufort, mais moins souvent. Précisons toutefois que même une élévation modérée du niveau de la mer peut amener de gros fragments de glace sur les plages.

Topographie et bathymétrie

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

La plate-forme continentale est la plus importante entité du fond océanique qui agit sur les régimes des glaces au Canada. Dans l'Est du Canada, la plate-forme s'étend à environ 300 kilomètres de la côte à la hauteur du détroit de Belle Isle; elle rétrécit progressivement vers le nord, pour atteindre une largeur de 130 kilomètres vers le 56° N. Sa largeur atteint environ 200 kilomètres au large du cap Chidley et du cap Dyer. Une crête submergée s'étend de la côte de l'île de Baffin jusqu'au Groenland par 66° N environ. Au large de cette ligne, les eaux profondes offrent un réservoir d'énergie thermique qui peut facilement atteindre la surface et faire fondre toute glace qui s'y avance.

Les eaux sont passablement peu profondes dans la partie est du bassin Foxe et dans la plupart des voies navigables à l'ouest. La plate-forme continentale au sud de la mer de Beaufort a une largeur de 100 kilomètres, sauf à proximité de l'île Barter et de l'île Herschel où le rebord de la plate-forme continentale se situe à moins de 50 kilomètres du rivage. Les eaux très peu profondes s'étendent jusqu'à 20 kilomètres vers le large et la glace de mer s'y échoue souvent. Dans l'archipel Arctique, la profondeur excède généralement les 100 mètres. Toutefois, les eaux entourant l'île du Roi-Guillaume sont reconnues pour être peu profondes.

Polynies

Une polynie est une ouverture de forme irrégulière dans la couverture de glace. Elle diffère du chenal par sa forme non rectiligne. Il existe de nombreuses polynies arctiques qui réapparaissent au même endroit d'année en année. La figure 40 indique la répartition des polynies récurrentes de l'Arctique canadien.

La région de l'archipel arctique compte trois polynies récurrentes : celles de Hell Gate et du détroit de Cardigan, de l'île Dundas et du détroit de Bellot. L'Ouest de l'Arctique compte une zone d'eau libre récurrente l'hiver, la polynie du cap Bathurst. Il existe cinq polynies dans la région de la baie d'Hudson et du bassin Foxe. La polynie du sud-est du bassin peut disparaître par vent contraire, mais les autres subsistent tout l'hiver. La région de la baie de Baffin et du détroit de Davis compte cinq polynies : une grande dans le détroit de Smith (polynie North Water), une petite dans le détroit Lady-Ann à l'embouchure du détroit de Jones, et trois autres à la lisière de la banquise côtière du détroit de Lancaster, à l'entrée du détroit de Cumberland et à l'entrée de la baie de Frobisher. À des degrés divers, ces polynies sont le produit des vents, des marées, des courants et de la bathymétrie.

Toutes les polynies interviennent dans la mise en route du processus de fracture et de fonte de la couverture de glace au printemps. L'eau libre des polynies absorbe la chaleur et accélère ainsi la désintégration des glaces environnantes.

Les polynies représentent d'importantes zones écologiques, puisque leurs eaux libres sont fréquentées par des troupeaux de mammifères marins. Ne serait-ce que pour cette raison, les navigateurs doivent faire preuve de prudence quand ils traversent des polynies.

Figure 37 : Disposition des polynies récurrentes de l'Arctique canadien

Carte de Disposition des polynies récurrentes de l'Arctique canadien

3.7.3 Régime des glaces dans le nord du Canada

Déglacement

Voici une description générale de la saison de déglacement pour une année normale. Pendant l'hiver, des masses d'air glacial se forment au-dessus des régions continentales et les systèmes météorologiques déplacent ensuite l'air froid au-dessus des mers adjacentes. Au printemps, alors que le soleil est plus haut dans le ciel et que la terre se réchauffe, l'intensité des poussées d'air froid diminue rapidement. Dans les parties méridionales, il n'y a plus de glace qui se forme, mais en général, les vents continuent de faire dériver la glace vers des eaux plus chaudes où la convection dans la colonne d'eau entraîne toujours un apport d'eau chaude pour faire fondre la glace. Les premiers signes de déglacement apparaissent donc vers la fin du mois d'avril dans les eaux au sud du Labrador et dans la Baie James. En mai et en juin, le déglacement progresse graduellement vers le nord.

Au cours de la même période, des mares de neige fondue commencent à se former dans les zones de glace consolidée, alors que la glace mince des polynies disparaît. En juin, la décomposition de la glace débute dans toute la région. En raison de l'absorption de chaleur solaire par les polynies, particulièrement celles des eaux du Nord et des parties nord-ouest de la Baie d'Hudson et du bassin Foxe, la décomposition des glaces et le déglacement s'étendent aussi, en juin et en juillet, vers le sud et vers l'est de ces régions. À la fin de la saison normale de la fonte, généralement au début de septembre, des concentrations élevées de glace sont présentes dans le détroit de Nares, la baie Norwegian, le détroit de Queens, le détroit du Vicomte de Melville, le détroit de M'Clintock et le détroit de Victoria. La banquise de l'océan Arctique s'étend de 50 à 100 km au large de la côte sur la mer de Beaufort. La glace demeure généralement dans la baie Comité et dans le sud du golfe de Boothia.

Figure 38 :  Dates du déglacement dans l'Arctique canadien

Carte des Dates du déglacement dans l'Arctique canadien

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

Englacement

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

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

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

Figure 39  Dates de l'englacement dans l'Arctique canadien

Carte des Dates de l'englacement dans l'Arctique canadien

Variations

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

Épaisseur de la glace

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

La glace de plusieurs années dans l'archipel arctique canadien atteint une épaisseur de 300 à 450 cm. Cependant, l'épaisseur de fragments d'un plateau de glace peut atteindre 20 m. Les plateaux de glace sont constitués de glace d'eau douce et de glace d'eau de mer et se forment le long de la rive nord-ouest de l'île d'Ellesmere durant de nombreuses années. Des morceaux de plateau se sont détachés au cours des dernières années. Ils constituent des formations glacées très distinctes que l'on retrouve à l'occasion à des endroits très éloignés de leur point d'origine. Ils sont semblables à des icebergs tabulaires, sauf qu'ils ne sont pas constitués de neige.

Vieille glace

Dans une zone où l'on trouve principalement de la glace de première année, la présence de vieux floes a une incidence directe sur la capacité des navires, même les plus puissants, à pénétrer cette zone de glaces.

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

En mai, la concentration médiane de vieille glace représente une zone allongée de 1 à 3 dixièmes de vieille glace dans le sud-ouest de la baie de Baffin qui s'étend vers le sud jusqu'à l'ouest du détroit de Davis. Ce schéma varie peu du mois de juin à la mi-juillet. Cette vieille glace fond après la mi-juillet et la majeure partie de la région devient exempte de vieille glace à partir du mois d'août et tout au long de l'automne.

Il semble incorrect de croire à une augmentation de la quantité de vieille glace au cours de la saison de la fonte, mais ce qui se produit, est une fonte des formes de glace les plus minces, permettant aux vieux floes de s''accumuler dans une zone plutôt que de se disperser dans la banquise.

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

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

La concentration médiane de vieille glace dans la partie ouest du détroit de Barrows se situe dans les 1 à 3 dixièmes, mais atteint de 4 à 6 dixièmes en raison du changement de classification des glaces le 1er octobre.

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

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

3.7.4 Régime des glaces dans la baie d'Hudson

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

À la fin octobre, la glace commence à se former sur les rives nord-ouest de la baie. Certaines années, la glace peut aussi se former simultanément dans les eaux froides près du détroit de Foxe. En novembre, la glace s'épaissit pendant que les vents dominants la déplacent vers l'est et le sud-est. En décembre, la baie se couvre de glace de première année qui s'épaissit. Au cours de l'hiver, une frange de banquise côtière d'une largeur de 10 à 15 km se forme le long de la majeure partie de la côte. La formation d'une zone caractéristique de banquise consolidée se forme entre les îles Belcher et la côte du Québec prend de nombreuses années. Entretemps, la banquise répond aux mouvements des vents et au lent gyre antihoraire qui circule dans la baie.

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

3.7.5 Régime des glaces dans la baie James

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

La glace de la Baie James est reconnue pour sa décoloration causée par le gel d'eau boueuse peu profonde ou le ruissellement qui concentre les sédiments à la surface de la glace. Une zone assez étendue d'eau libre apparaît souvent au sud de l'île Akimiski. La vieille glace n'atteint pas la Baie James.

3.7.6 Régime des glaces dans le bassin Foxe

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

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

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

Dans le bassin Foxe, l'englacement a déjà débuté aussi tôt que la fin septembre et aussi tard que la troisième semaine d'octobre. La glace ne disparaît pas complètement du bassin chaque année, mais il est arrivé qu'il soit complètement libre de glace dès la première semaine de septembre.

3.7.7 Régime des glaces dans le détroit d'Hudson et la baie d'Ungava

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

En mai, des chenaux d'eau libre se forment et dès le mois de juin, ils s'élargissent lentement. En juillet, il n'y a presque plus de glace, mais la baie d'Ungava demeure souvent encombrée de glace déformée et épaisse dans laquelle se trouve de la vieille glace. Le dégagement complet a déjà été observé dès la mi-juillet ou seulement à la fin août. Toutefois, il faut noter que des intrusions de glace de deuxième année en provenance du détroit de Foxe sont parfois observées certaines années. La figure 40 présente une carte des glaces datant du 16 mai 2011 et produite par le Service canadien des glaces, qui illustre l'étendue de la banquise et de la glace mobile dans le détroit et la baie d'Hudson.

Figure 40 : Exemple de carte composite des glaces pour la baie et le détroit d'Hudson

Carte des Exemple de carte composite des glaces pour la baie et le détroit d'Hudson

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

3.7.8 Régime des glaces dans la baie de Baffin et le détroit de Davis

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

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

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

Mise en garde :

La présence de grandes quantités de vieille glace dans la partie septentrionale de la baie de Baffin constitue un risque important à la navigation.

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

3.7.9 Régime des glaces dans l'archipel arctique

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

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

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

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

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

Figure 41 : Concentration médiane de glace dans l'Arctique canadien

Carte de Concentration médiane de glace dans l'Arctique canadien

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

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

3.7.10 Régime des glaces dans la mer de Beaufort

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

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

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

Figure 42 : Étendue des glaces de mer au milieu de l'hiver dans la mer de Beaufort

Carte d'Étendue des glaces de mer au milieu de l'hiver dans la mer de Beaufort

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

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

Le tableau 7 indique les années où l'étendue et la concentration de glaces a atteint un record, haut ou bas, pour différentes régions. Dans le nord, les statistiques pour la saison sont du 25 juin au 15 octobre. Dans le sud, la saison débute à l'automne lorsque la glace se forme, et continue jusqu'au printemps suivant ou au début de l'été lorsque la glace fond.

Tableau 7 : Couverture de glace minimum et maximum
Région Couverture de glace minimum Couverture de glace maximum
Eaux du nord canadien 2011 1983
Arctique canadien 2011 1972
Passage du nord-ouest 2011 1978
Mer de Beaufort 2008 1975
Golfe du Saint-Laurent 2009-2010 2002-2003
Eaux de la côte est de Terre-Neuve 1968-1969 1989-1990
Lac Ontario 2001-2002 1978-1979
Lac Érié 1997-1998 1977-1978
Lac Michigan 1997-1998 1976-1977
Lac Huron 2001-2002 1993-1994
Lac Supérieur 1997-1998 1993-1994