Impact de la variabilité climatique récente (1970-2002) sur le débit des rivières alimentant en eau la grande région de Québec /cSébastien Blouin

IMPACT DE LA VARIABILITE CLIMATIQUE

RÉCENTE (1970-2002) SUR LE DÉBIT DES

RIVIÈRES ALIMENTANT EN EAU LA GRANDE

RÉGION DE QUÉBEC

Mémoire présenté

à la Faculté des études supérieures de l'Université Laval dans le cadre du programme de maîtrise en sciences géographiques pour l'obtention du grade de maître en sciences géographiques (M.Sc.Géogr.)

DEPARTEMENT DE GEOGRAPHIE

FACULTÉ DE FORESTERIE ET DE GÉOMATIQUE UNIVERSITÉ LAVAL

QUÉBEC

2006

Résumé

L'étude vise à montrer comment la variabilité climatique récente (1970-2002) a influé sur le débit des rivières Saint-Charles, Montmorency, Jacques-Cartier, Chaudière et Etchemin. Premièrement, les tendances dans le climat et les débits régionaux ont été identifiées. Un réchauffement variant entre 0,9°C et 1,6°C a notamment été mesuré; une baisse de pluviosité a été observée en août-septembre; une diminution des cumuls annuels de neige a caractérisé plusieurs secteurs. Pour les débits, des baisses de 25% à 80% ont caractérisé mai, août et septembre.

Des autorégressions ont ensuite montré que la pluviosité a été dominante pour le contrôle des écoulements. L'altération de la pluviosité d'août-septembre est d'ailleurs la principale cause de l'accentuation des étiages d'été. Par ailleurs, le réchauffement semble avoir avancé la date des crues printanières par rapport aux années 1970; cela explique partiellement les baisses de débit de mai.

Remerciements

En débutant cette maîtrise, j'ignorais à quel point certaines personnes me seraient d'un grand secours. Qu'il me soit ici permis de les remercier chaleureusement.

Pour m'avoir transmis l'amour de la connaissance, mes parents méritent la première volée de remerciements. Je les remercie aussi pour les encouragements constants et les judicieux conseils prodigués au cours des deux dernières années.

Je suis aussi redevable envers Nathalie Barrette, ma directrice, dont les lumières m'ont guidé tout au long du projet. Son appui financier a aussi été très apprécié, surtout en début de parcours. Merci, Nathalie!

Passons au comité d'évaluation. Je tiens à remercier Frédéric Lasserre et Marie-Hélène Vandersmissen : le premier pour ses recommandations sur la poursuite du projet et pour m'avoir permis d'intégrer le monde de la publication scientifique; la seconde pour ses précieux conseils relativement aux aspects méthodologiques du mémoire, entre autres. Merci à Gaétan Daigle, du Service de consultation statistique de l'Université Laval, pour son aide concernant les tests statistiques utilisés dans cette étude. Merci enfin à Louis Olivier Billette et Roger Gauthier pour leurs éclaircissements sur certains mystères informatiques auxquels j'aurais difficilement pu m'attaquer seul.

Table des matières

Résumé ii Remerciements iii Table des matières iv Liste des tableaux vii Liste des figures viii Abréviations utilisées dans les tableaux et les figures x

Introduction générale 1

Mise en contexte 1 Intérêt de la recherche 2 Plan du mémoire 3

CHAPITRE 1 : PROBLÉMATIQUE, REVUE DE LA LITTÉRATURE ET

OBJECTIFS DE RECHERCHE 4 1.1. Problématique de départ 5 1.2 Revue de la littérature 5

1.2.1 La variabilité climatique naturelle 5 Importance des téléconnexions 6 1.2.2 Impact de la variabilité climatique sur les débits 13 1.2.3 La variabilité climatique récente au Québec et son effet sur les débits 14 1.2.4 Facteurs non climatiques affectant l'écoulement de surface 15 Le mode d'utilisation du sol 16 Le relief et la géologie 17 Les barrages 18 Les prélèvements humains 18

1.3 Objectifs de recherche 18

CHAPITRE 2: MÉTHODOLOGIE 20 2.1 Localisation et description du territoire d'étude 21

2.1.1 Localisation, relief et géologie générale 21 2.1.2 Description des bassins à l'étude 23 2.1.3 Description du climat du territoire d'étude 29

2.2 Méthodologie 33

2.2.1 Un concept : l'année hydrologique 33 2.2.2 Sélection des stations et sources des données 33 2.2.2.1 Stations climatologiques 33 2.2.2.2 Stations hydrométriques 35 2.2.2.3 Données portant sur les téléconnexions 36 2.2.3 Traitement des données 36 2.2.3.1 Homogénéisation des chroniques 36 2.2.3.2 Calcul de variables dérivées temporelles (VDT) 39 2.2.4 L'analyse des séries chronologiques 41

2.2.4.2 Le test de Mann-Kendall 42 2.2.4.3 L'autorégression 45 2.2.4.4 L'analyse en composantes principales 47

CHAPITRE 3: RÉSULTATS ET DISCUSSION 50 3.1 La variabilité climatique récente (1970-2002) 51

3.1.1 Température 51 3.1.1.1 Échelle annuelle 51 3.1.1.2 Échelle saisonnière 53 3.1.1.3 Échelle mensuelle 59 3.1.2 Degrés-jours d'évapotranspiration... 63 3.1.2.1 Échelle saisonnière 63 3.1.2.2 Échelle mensuelle 64 3.1.3 Précipitations 66 3.1.3.1 Echelle annuelle 66 3.1.3.2 Échelle saisonnière 69 3.1.3.3 Échelle mensuelle 73 3.1.4 Fréquence des précipitations 80 3.1.4.1 Échelle annuelle 80 3.1.4.2 Échelle saisonnière 82 3.1.4.3 Échelle mensuelle 85 3.1.5 Intensité des précipitations 89 3.1.5.1 Pluie 89 3.1.5.1.1 Échelle annuelle 89 3.1.5.1.2 Échelle saisonnière 90 3.1.5.1.3 Échelle mensuelle 92 3.1.5.2 Neige 94 3.1.5.2.1 Échelle annuelle 94 3.1.5.2.2 Échelle saisonnière 95 3.1.5.2.3 Échelle mensuelle 96

3.2 La variabilité récente des débits (1970-2002) 97

3.2.1 Échelle annuelle 97 3.2.2 Échelle saisonnière 98 3.2.3 Échelle mensuelle 100

3.3 Relations entre variabilité climatique et débit (1970-2002) 105

3.3.1 Échelle annuelle 105 3.3.2 Échelle saisonnière 106 3.3.3 Échelle mensuelle 110

3.4 Influence des téléconnexions sur la variabilité récente (1970-2002) du climat et des débits 118

3.4.1 Échelle annuelle 118 3.4.2 Échelle saisonnière 120 3.4.3 Échelle mensuelle , 126

3.5 Influence des facteurs non climatiques sur la variabilité récente (1970-2002) des débits 136

3.5.1 Le mode d'utilisation du sol 136 3.5.2 Le relief et la géologie 138 3.5.3 Les barrages 138 3.5.4 Les prélèvements humains 139

3.6 Discussion 142

3.6.1 Retour sur la variabilité climatique récente (1970-2002) 142 3.6.1.1 Résumé des résultats 142 3.6.1.2 Concordance des résultats avec la littérature 145 3.6.1.3 Des différences parfois appréciables entre les stations à l'étude 146 3.6.1.4 La période 1998-2002 : Premières manifestations observables des changements climatiques? 148 3.6.2 Retour sur la variabilité récente (1970-2002) des débits 151 3.6.2.1 Résumé des résultats 151 3.6.2.2 L'accentuation des étiages estivaux : un phénomène généralisé à la région Grands Lacs-Saint-Laurent 152 3.6.3 Retour sur l'influence des téléconnexions sur la variabilité récente (1970-2002) du climat et des débits 152

3.6.3.1 Résumé des résultats 152 3.6.3.2 Concordance avec la littérature 154 3.6.3.3 Validation des résultats : accroître le nombre de stations à l'étude 155 3.6.4 Retour sur les relations entre variabilité climatique et débit (1970-2002) 156 3.6.4.1 Résumé des résultats 156 3.6.4.2 Concordance des résultats avec la littérature 157 3.6.4.3 CC et débits futurs : l'alimentation en eau de Québec et de Lévis menacée en périodes d'étiage? 159 3.6.5 Retour sur l'influence des facteurs non climatiques sur la variabilité récente (1970-2002) des débits 165

Conclusion générale 169

Bibliographie 173

Liste des ouvrages cités 173 Sources électroniques 176 Autres sources 179

Liste des tableaux

Tableau 2.1: Débits moyens (m3/s) des rivières à l'étude 29

Tableau 2.2: Normales climatiques du territoire d'étude - 1971-2000 32 Tableau 3.1: Tendances mesurées dans les séries annuelles de température 52 Tableau 3.2: Tendances mesurées dans les séries saisonnières de température 58 Tableau 3.3: Tendances mesurées dans les séries mensuelles de température 62 Tableau 3.4: Tendances mesurées dans les séries annuelles de précipitations 69 Tableau 3.5: Tendances mesurées dans les séries saisonnières de précipitations 73 Tableau 3.6: Tendances mesurées dans les séries mensuelles de précipitations 79 Tableau 3.7: Tendances mesurées dans les séries annuelles des cumuls de jours de

précipitations 82 Tableau 3.8: Tendances mesurées dans les séries saisonnières des cumuls de jours de

précipitations 85 Tableau 3.9: Tendances mesurées dans les séries mensuelles des cumuls de jours de

précipitations 88 Tableau 3.10: Tendances mesurées dans les séries saisonnières d'intensité des épisodes de

pluie 91 Tableau 3.11 : Tendances mesurées dans les séries mensuelles d'intensité des épisodes de

pluie 93 Tableau 3.12: Tendances mesurées dans les séries mensuelles d'intensité des épisodes de

neige 97 Tableau 3.13: Tendances mesurées dans les séries saisonnières de débit 100 Tableau 3.14: Tendances mesurées dans les séries mensuelles de débit 104 Tableau 3.15: Facteurs climatiques dominants pour le contrôle des débits - Échelle

annuelle 106 Tableau 3.16: Facteurs climatiques dominants pour le contrôle des débits - Échelle

saisonnière 109 Tableau 3.17: Facteurs climatiques dominants pour le contrôle des débits - Échelle

mensuelle 115 Tableau 3.18: Corrélations entre la variabilité des téléconnexions ainsi que celle des

variables climatologiques et des débits - Échelle annuelle, 1970-2002.. 120 Tableau 3.19: Corrélations entre la variabilité des téléconnexions ainsi que celle des

variables climatologiques et des débits - Échelle saisonnière 124 Tableau 3.20: Corrélations entre la variabilité des téléconnexions et celle des variables

climatologiques et des débits- Échelle mensuelle 130 Tableau 3.21 : Prélèvements de surface quotidiens (m3/j) effectués dans les bassins étudiés

Liste des figures

Figure 1.1: La cellule de Walker 8 Figure 2.1 : Bassins versants à l'étude 22 Figure 2.2: Relief du territoire d'étude 23 Figure 2.3: Bassin versant de la rivière Saint-Charles 24 Figure 2.4: Bassin versant de la rivière Montmorency 25 Figure 2.5: Bassin versant de la rivière Jacques-Cartier 26 Figure 2.6: Bassin versant de la rivière Etchemin 27 Figure 2.7: Bassin versant de la rivière Chaudière 28 Figure 2.8: Climats du Québec selon la classification de Litynski 30 Figure 2.9: Stations climatologiques retenues pour l'étude 34 Figure 2.10: Stations hydrométriques retenues pour l'étude 35 Figure 2.11 : Stations climatologiques retenues pour l'interpolation de la température 37 Figure 2.12: Stations climatologiques retenues pour l'interpolation des précipitations 38 Figure 3.1: Évolution de la température moyenne annuelle - 1970-2002 52 Figure 3.2: Évolution de la température moyenne automnale - 1970-2002 54 Figure 3.3: Évolution de la température moyenne hivernale - 1970-2002 55 Figure 3.4: Évolution de la température moyenne printanière- 1970-2002 56 Figure 3.5: Évolution de la température moyenne estivale - 1970-2002 57 Figure 3.6: Évolution de la température moyenne de décembre- 1970-2002 59 Figure 3.7: Évolution de la température moyenne de septembre - 1970-2002 61 Figure 3.8: Écarts (%) des DJÉ printaniers par rapport à la normale 1970-2002 63 Figure 3.9: Écarts (%) des DJÉ estivaux par rapport à la normale 1970-2002 64 Figure 3.10: Écarts (%) des DJÉ de juillet par rapport à la normale 1970-2002 65 Figure 3.11 : Écarts (%) des DJÉ d'août par rapport à la normale 1970-2002 66 Figure 3.12: Écarts (%) des cumuls annuels de pluie par rapport à la normale 1970-2002.67 Figure 3.13: Écarts (%) des cumuls annuels de neige par rapport à la normale 1970-2002.68 Figure 3.14: Écarts (%) des précipitations totales annuelles par rapport à la normale

1970-2002 69 Figure 3.15: Écarts (%) des cumuls de pluie printaniers par rapport à la normale 1970-2002

72 Figure 3.16: Écarts (%) des cumuls de pluie estivaux par rapport à la normale 1970-2002 73 Figure 3.17: Écarts (%) des cumuls de pluie d'août par rapport à la normale 1970-2002 ...75 Figure 3.18: Écarts (%) des cumuls de neige de mars par rapport à la normale 1970-2002 77 Figure 3.19: Écarts (%) des précipitations totales de mars par rapport à la normale

1970-2002 78 Figure 3.20: Évolution des cumuls annuels de jours de pluie - 1970-2002 80 Figure 3.21: Évolution des cumuls annuels de jours de neige - 1970-2002 81 Figure 3.22: Évolution des cumuls annuels de jours de précipitations -1970-2002 82 Figure 3.23: Évolution des cumuls printaniers de jours de pluie -1970-2002 84 Figure 3.24: Évolution des cumuls de jours de pluie de juillet-1970-2002 86 Figure 3.25: Proportion de la pluie annuelle reçue lors d'épisodes de pluie abondante

-1970-2002 89 Figure 3.26: Proportion de la pluie hivernale reçue lors d'épisodes d'intensité moyenne

Figure 3.27: Proportion de la neige annuelle reçue lors d'épisodes de faible intensité -1970-2002 95 Figure 3.28: Proportion de la neige hivernale reçue lors d'épisodes de faible intensité

-1970-2002 96 Figure 3.29: Écarts (%) du débit annuel par rapport à la normale 1970-2002 98 Figure 3.30: Écarts (%) du débit estival par rapport à la normale 1970-2002 100 Figure 3.31 : Écarts (%) du débit de mai par rapport à la normale 1970-2002 102 Figure 3.32: Écarts (%) du débit d'août par rapport à la normale 1970-2002 103 Figure 3.33: Écarts (%) du débit de septembre par rapport à la normale 1970-2002 104 Figure 3.34: Comparaison des écarts (%) des cumuls de précipitations totales (cumuls de

pluie pour PEtchemin) et des débits annuels par rapport à la normale 1970-2002 .... 105 Figure 3.35: Comparaison des écarts (%) des cumuls de pluie et des débits estivaux par

rapport à la normale 1970-2002 108 Figure 3.36: Comparaison des écarts (%) des cumuls de pluie et des débits d'août par

rapport à la normale 1970-2002 pour les bassins de la Saint-Charles, la Montmorency et la Jacques-Cartier 113 Figure 3.37: Comparaison des écarts (%) des cumuls de pluie d'août-septembre et des

débits de septembre par rapport à la normale 1970-2002 114 Figure 3.38: Comparaison des écarts (en %) du débit des rivières Jacques-Cartier et

Etchemin par rapport à la normale récente et des anomalies standardisées de l'EA pour la période 1970-2002 - Échelle annuelle 119 Figure 3.39: Comparaison des écarts (en %) des cumuls de neige de Sainte-Germaine par

rapport à la normale récente et des anomalies standardisées de l'AO pour la période 1970-2002-Hiver 122 Figure 3.40: Comparaison des écarts (en °C) de la moyenne journalière d'AJL et de

Honfleur par rapport à la normale récente et des anomalies standardisées de la EP/NP

pour la période 1970-2002-Été 123 Figure 3.41 : Comparaison des écarts (en °C) de la moyenne journalière d'AJL et Milan par

rapport à la normale récente et des anomalies standardisées de la EP/NP pour la

période 1970-2002-Août 128 Figure 3.42: Comparaison des écarts (%) des cumuls annuels de neige et des cumuls

annuels de jours de neige par rapport à la normale 1970-2002 pour les stations AJL et Honfleur 144 Figure 3.43: Écarts (°C) de la température moyenne planétaire (terre-océan) des années

1970 à 2005 par rapport à la normale pour la période 1951-1980 150 Figure 3.44: Écarts (%) des cumuls de pluie estivaux de l'ensemble de la région des Grands

Tmax; Tmin; Tmoy TmaxHi TmoyHi DJÉ PluieAut PluieÉté PrecTot PrecTotAut PrecTotPr #JP #JN #JTot lnt_25 lnt_1025 IntJO lnt_15 lnt_515 lnt_5 R2 univ. R2 part. AJL FM Ste-Germ. St-Geor. Honf. Mont. Aut Hiv Pr Jan Fév Mar Avr Jun Jul Aou Sep Oct Nov Dec

Maximum moyen; minimum moyen; moyenne journalière Maximum moyen de l'hiver

Moyenne journalière de l'hiver Degrés-jours d'évapotranspiration Pluviosité de l'automne

Pluviosité de l'été Précipitations totales

Précipitations totales de l'automne Précipitations totales du printemps Cumul de jours de pluie

Cumul de jours de neige Cumul de jours de précipitations

Proportion de pluie reçue lors d'épisodes de pluie abondante (>25 mm) Proportion de pluie reçue lors d'épisodes d'intensité moyenne (10-25 mm) Proportion de pluie reçue lors d'épisodes de faible intensité (<10 mm) Proportion de neige reçue lors d'épisodes de neige abondante (>15 cm) Proportion de neige reçue lors d'épisodes d'intensité moyenne (5-15 cm) Proportion de neige reçue lors d'épisodes de faible neige (<5 cm) Coefficient de détermination R2 univarié

Coefficient de détermination R2 partiel Station Aéroport Jean-Lesage

Station Forêt Montmorency Station Sainte-Germaine Station Saint-Georges Station Honfleur Rivière Montmorency Automne Hiver Printemps Janvier Février Mars Avril Juin Juillet Août Septembre Octobre Novembre Décembre

Mise en contexte

En août-septembre 2002, au cœur d'un été caniculaire, les niveaux d'eau des réservoirs et des sources d'eau potable de la ville de Québec ont atteint des bas niveaux historiques. Le 10 septembre, le niveau du lac Saint-Charles, principal réservoir de la ville, est descendu jusqu'à 149,16 m, c'est-à-dire plus de 1,30 m sous le niveau normal de gestion (150,5 m); le débit de la rivière Saint-Charles, exutoire du lac, a baissé à 0,25 m3/s le 9 septembre,

alors que la cote d'alerte, qui correspond au débit écologique et sous laquelle des mesures conservatoires sont promulguées, est de 0,9 m3/s (Lasserre et Barrette, 2004).

Une grave menace pesait alors sur Québec : la possibilité que sa plus importante source d'eau soit compromise, ce qui aurait eu de graves conséquences sociales et économiques. Pour la première fois en période de sécheresse, les pouvoirs publics ont dû imposer des mesures sévères de restriction d'eau, parce que la source d'approvisionnement était insuffisante. Un branchement d'urgence a aussi été effectué sur la rivière Jacques-Cartier, en dehors des limites municipales, pour assurer l'approvisionnement minimal de la ville (Lasserre et Barrette, 2004).

Bien qu'exceptionnel de par son ampleur, l'épisode sec de 2002 ne constituait pas une première en matière de baisse marquée des débits. En fait, la grande région de Québec (rives nord et sud) semble connaître depuis une décennie une récurrence d'événements secs estivaux. Par ailleurs, dans les dernières années, on a entre autres observé une fréquence accrue d'hivers plus doux ainsi qu'une augmentation de la fréquence et de l'intensité des épisodes de pluviosité extrême. Dans certains cas, cela a altéré l'écoulement des rivières régionales. Ces phénomènes surtout la récurrence d'événements secs estivaux -inquiètent les pouvoirs publics, et notamment la Ville de Québec, qui s'est engagée dans des réflexions sur la pérennité de son approvisionnement en eau. Et pour cause : en cette époque où prime la « menace » des changements climatiques (CC), ces phénomènes méritent que l'on s'y attarde afin de déceler, dans les séries chronologiques, les traces d'une altération de la variabilité climatique naturelle, et peut-être celles d'une détérioration du bilan hydrique régional. C'est dans cette optique que la présente étude a vu le jour.

prélevée à l'heure actuelle pour alimenter la grande région de Québec, soit les rivières Saint-Charles, Montmorency, Chaudière et Etchemin. Elle englobe aussi le bassin de la rivière Jacques-Cartier, où le branchement d'urgence de la Ville de Québec a été réalisé en 2002. L'objectif principal de la recherche est de déterminer comment la variabilité climatique récente a influé sur les débits de ces cinq rivières. On notera que l'étude n'inclut pas le bassin du fleuve Saint-Laurent, bien que celui-ci contribue pour respectivement 18% et 73% de l'approvisionnement en eau de Québec et Lévis. L'étude de ce grand bassin, qui englobe la région des Grands Lacs, doit être menée à une échelle spatiale très vaste. Or, l'intégration, en deux ans, de l'ensemble des données nécessaires à l'analyse projetée imposait de se limiter à la région de Québec.

La période d'analyse s'étend de 1970 à 2002 inclusivement. Elle a d'une part été retenue parce que 1970 constitue une année charnière en hydrologie au Canada: en effet, la variabilité naturelle des écoulements change de façon marquante cette année-là (Coulibaly et Burn, 2004). D'autre part, les années 1990 et le début des années 2000 ayant été exceptionnels du point de vue de la température dans l'est du Canada en général et dans la région de Québec en particulier, il était nécessaire de se concentrer sur le passé récent. Outre cela, l'Organisation météorologique mondiale (OMM) suggère des périodes d'au moins 30 ans pour l'étude de la variabilité climatique naturelle (Twardosz, 1997).

Intérêt de la recherche

De nombreuses études ont porté sur les impacts de la variabilité climatique relativement à la disponibilité des ressources hydriques (Lettenmaier et al, 1994; Risby et Entekhabi, 1996; Kletti et Stefan, 1997; Whitfield, 2001; Kiffhey et al, 2002; Phillips, 2003). Toutefois, un nombre restreint d'entre elles ont été réalisées à l'échelle locale, notamment au Canada. Plus rares encore sont celles qui ont été entreprises dans un milieu fortement urbanisé. Dans la région de Québec, par exemple, les relations entre la variabilité récente du climat et celle de l'écoulement de surface n'ont jamais été vraiment analysées (Bouillon, 2005). Ainsi, l'étude permettra non seulement de combler un manque flagrant de connaissances concernant l'impact de la variabilité climatique récente sur le débit des rivières alimentant la région de Québec, mais elle pourra aussi servir d'exemple pour des

urbain et périurbain. De surcroît, l'approfondissement des connaissances sur la situation climatique passée en relation avec la disponibilité de l'eau offrira de solides bases pour la compréhension des effets potentiels des CC sur la disponibilité future en eau dans la région de Québec1. La recherche touche donc à la sécurité de l'approvisionnement en eau de

l'agglomération de Québec. Depuis l'épisode sec de l'été 2002, la fragilité dudit approvisionnement ne fait aucun doute.

Plan du mémoire

L'étude est divisée en trois chapitres. Le premier chapitre présente la problématique de départ, la revue de la littérature et les objectifs précis de la recherche. Le deuxième chapitre aborde en premier lieu les aspects géographiques du territoire d'analyse, l'accent étant mis sur la description des bassins à l'étude et du climat régional. En deuxième lieu, la méthodologie utilisée pour la réalisation de la recherche est décrite en détail. Enfin, le troisième chapitre présente d'abord les principaux résultats de l'étude. Dans un deuxième temps, lesdits résultats sont soumis à un examen critique. À cet égard, outre l'évaluation de l'atteinte des objectifs de recherche, la discussion examine notamment les implications des principales conclusions de l'étude pour le territoire d'analyse. Entre autres, la question de l'impact probable qu'auront les CC sur les débits - et, par extension, l'approvisionnement en eau - de la grande région de Québec est abordée.

1 Surtout dans l'optique où la variabilité climatique comprend des fluctuations du climat dont l'ampleur est souvent

comparable aux changements de température et de précipitations prévus dans les prochaines décennies (Karl et Riebsame, 1989; Gordon et Famiglietti, 2004).

1

CHAPITRE 1 : PROBLEMATIQUE, REVUE DE LA

LITTÉRATURE ET OBJECTIFS DE RECHERCHE

Quel a été l'impact de la variabilité climatique récente (1970-2002) sur le débit des rivières alimentant en eau la grande région de Québec?

1.2 Revue de la littérature

1.2.1 La variabilité climatique naturelle

Le climat de nos latitudes est par nature extrêmement variable. La variabilité climatique naturelle est une caractéristique inhérente à tout climat qui comprend les valeurs extrêmes et les différences de valeurs mensuelles, saisonnières et annuelles par rapport aux valeurs normales prévues en climatologie (Mitosek, 1995). Elle est suscitée par une panoplie de processus naturels qui agissent à des échelles de temps très différentes : les téléconnexions (oscillations climatiques), les modifications de l'albédo planétaire en réponse aux variations de l'étendue de la couverture de neige et de glace ainsi que des surfaces couvertes par les nuages et la végétation, les éruptions volcaniques, les fluctuations du rayonnement solaire et les changements de paramètres astronomiques comme l'inclinaison de l'axe de rotation terrestre, entre autres. Ces processus, qui sont liés par des interactions très complexes, affectent la circulation atmosphérique et océanique, et entraînent ultimement des fluctuations du climat (Ayers et al, 1994).

La variabilité climatique naturelle intègre des événements pseudo-cycliques dont la périodicité peut être mensuelle, saisonnière, annuelle, pluriannuelle, décennale, voire séculaire et millénaire, et qui font alterner le climat entre des périodes chaudes et froides, et/ou sèches et humides. La variabilité intermensuelle, intersaisonnière et interannuelle provient surtout des modifications de la circulation atmosphérique. Celle dont la périodicité est pluriannuelle est également liée à ces modifications, mais elle provient aussi des changements de la circulation océanique verticale et des températures de surface de la mer. La variabilité interdécennale et, dans une moindre mesure, celle opérant à l'échelle séculaire, résultent souvent de l'inertie thermique de l'océan interagissant avec des processus plus rapides comme les fluctuations de l'activité solaire. Quant à la variabilité dont la périodicité est millénaire, elle est liée aux changements des paramètres astronomiques (Ayers et al, 1994; Environnement Canada, 1995).

à des changements d'intensité et de fréquence. Ces changements découlent de la complexité des interactions entre les processus générateurs. Par ailleurs, il paraît évident pour la majorité des climatologues qu'à la variabilité climatique naturelle s'ajoutent désormais des forçages externes qui résultent des activités anthropiques et qui modifient largement les paramètres du climat. Les changements climatiques en cours contribuent eux aussi à la variabilité climatique (United States Global Change Research Program, 2006; Environnement Canada, 1995).

Importance des téléconnexions

Les téléconnexions sont des structures d'anomalies de pression et de circulation atmosphériques qui sont persistantes et récurrentes et qui opèrent à grande échelle (NOAA, 2005a). Ces structures sont partie intégrante du système climatique mondial. Souvent, les téléconnexions constituent le mode dominant de variabilité climatique naturelle, surtout à moyen et à long terme. De par le déplacement, le renforcement ou l'affaiblissement de leurs centres d'action respectifs (les centres d'action des téléconnexions sont des zones de haute et de basse pression; souvent, il s'agit de dépressions et d'anticyclones permanents ou semi-permanents) et les interactions dont elles sont l'objet, les téléconnexions modifient la position et l'intensité des courants-jets, la zone de transition des systèmes frontaux et la distribution des champs de précipitations et de température. Souvent, les téléconnexions atteignent leur intensité maximale en hiver. Dans l'hémisphère Nord, les téléconnexions dominantes sont la NAO, ENSO, la PNA et l'AO (Guay et al, 1998; Coulibaly et Burn, 2004).

La NAO

Dans l'est du Canada, l'oscillation de l'Atlantique-Nord, mieux connue sous son acronyme anglais NAO (North Atlantic Oscillation), constitue le mode dominant de variabilité interannuelle, pluriannuelle et interdécennale. La NAO consiste en des anomalies de pression nord-sud contrôlées par deux centres d'action : la dépression d'Islande (65°N environ) et l'anticyclone des Açores (35-40°N). La NAO possède deux phases. Chaque phase affecte considérablement le climat à l'échelle du bassin nord-atlantique. La phase positive se produit quand la basse pression islandaise se creuse et que la haute pression des

la différence de pression entre les deux centres d'action diminue. La phase positive amène typiquement des hivers froids et secs dans le nord-est de l'Amérique du Nord, mais des conditions douces sur l'est des États-Unis, particulièrement le long du littoral atlantique. Le mode négatif conduit à du temps assez doux dans le nord-est de l'Amérique du Nord et à des conditions fraîches dans l'est des États-Unis (NOAA, 2005a).

Présente toute l'année, la NAO n'en demeure pas moins particulièrement forte en hiver, où elle contribue pour plus de 10% de la variabilité du climat. À l'échelle régionale, sa variabilité est fortement liée à celle des précipitations. La NAO montre du reste une variabilité intersaisonnière et interannuelle considérable. Toutefois, en hiver, sa variabilité est davantage interdécennale. À preuve, pour l'hiver, la phase négative a été dominante du milieu des années 1950 à la fin des années 1970, tandis que de 1980 à 1995, le mode positif a prédominé (NOAA, 2005a).

ENSO

El Nino-Oscillation australe, mieux connue sous son acronyme anglais ENSO {El Nino

Southern Oscillation), se distingue des autres téléconnexions en ce qu'elle est le résultat de

deux phénomènes, un marin et l'autre atmosphérique. En temps normal, dans le Pacifique équatorial, une circulation océanique concentre les eaux chaudes de surface dans la partie ouest du bassin et favorise des remontées d'eau froide des profondeurs dans sa partie est. Parallèlement, une haute pression persistante près de l'Amérique du Sud et une zone de basse pression située en Indonésie entraînent la formation d'une circulation atmosphérique en forme de boucle: la cellule de Walker (Figure 1.1). Dans cette cellule, les vents soufflent vers l'ouest (vents alizés) près de la surface de l'océan2 tandis qu'en altitude, la

circulation se fait vers l'est (Environnement Canada, 2003). Notons que les deux phénomènes, cellule de Walker et circulation océanique, se supportent mutuellement : les alizés influent sur la circulation océanique en poussant les eaux chaudes vers l'ouest alors que les variations de la température de la mer contrôlent les caractéristiques de la pression atmosphérique - les eaux chaudes s'évaporent beaucoup et favorisent donc l'ascendance de

2 Ce flux d'ouest est contrôlé par le gradient de pression entre l'est (haute pression) et l'ouest (basse pression) du Pacifique équatorial.

l'air (formation d'une basse pression en surface) tandis que les eaux froides s'évaporent peu et contribuent à la subsidence de l'air (formation d'une haute pression en surface). On s'en doute, à la basse pression de l'Indonésie sont associées des fortes précipitations tandis qu'à la haute pression de l'Amérique du Sud sont associées des conditions sèches - à preuve, les déserts côtiers du Pérou et du Chili (Environnement Canada, 2003; International Research Institute for Climate and Society (IRI), 2004).

Figure 1.1 : La cellule de Walker Source: Environnement Canada, 2003

Outre cette situation normale, ENSO possède deux phases distinctes, El Nino et La Nina, qui découlent des fluctuations des deux phénomènes (cellule de Walker et circulation océanique). Durant El Nino, la cellule de Walker s'affaiblit, les alizés soufflent moins fort, et peuvent même s'inverser. Cela modifie la circulation océanique : les eaux chaudes sont moins concentrées dans l'ouest du bassin et s'étendent vers le centre et l'est du Pacifique. Durant La Nina, la cellule de Walker se renforce, les alizés soufflent fort et poussent davantage les eaux chaudes près de l'Indonésie et de l'Australie (Environnement Canada, 2003).

À l'échelle planétaire, l'intérêt vient du fait que le passage d'une phase à l'autre (phase « normale », El Nifio, La Nifia) semble partiellement contrôler les échanges méridiens d'énergie. Les phases à'El Nino et de La Nina sont surtout importantes. Quand la cellule de

vers les moyennes et hautes latitudes augmentent. Au contraire, quand la cellule de Walker se renforce (La Nina), moins d'énergie est envoyée vers les moyennes et hautes latitudes. Tout cela exerce une grande influence sur le climat du globe, surtout par le biais d'une altération de la circulation atmosphérique.

Si leur périodicité est irrégulière, El Nino et La Nina se produisent en moyenne tous les trois à cinq ans et durent généralement de 9 à 12 mois. Ils commencent à se former en été, culminent de décembre à avril, après quoi ils faiblissent rapidement. Leur effet sur le climat se produit donc surtout l'hiver. Dans le sud du Québec, El Nino induit généralement des hivers doux avec des précipitations semblables à la normale, tandis que La Nina induit des hivers froids et des précipitations légèrement supérieures à la moyenne (Environnement Canada, 2003). Depuis 1970, des épisodes El Nino ont été observés les années suivantes : 1972-1973, 1976-1977, 1977-1978, 1982-1983, 1986-1988, 1990-1992, 1993, 1994-1995, 1997-1998, 2002-2003 et 2004-2005. Pour sa part, La Nina a été observée en 1970-1972, 1973-1976, 1984-1985, 1988-1989, 1995-1996, 1998-2000 et 2000-2001 (IRI, 2004). PNA

La PNA (pour Pacific North America pattern) est dominante à l'échelle de l'hémisphère Nord extratropical, encore que son influence soit surtout importante dans le Pacifique Nord, au Canada et aux États-Unis. L'importance de la PNA vient de ce qu'elle contrôle grandement les fluctuations de l'intensité et de la position du courant-jet de l'Asie orientale (NOAA, 2005a). Dans la phase positive de la PNA, la pression atmosphérique est plus élevée que la normale près d'Hawaii et au-dessus des montagnes de l'ouest des États-Unis, alors qu'elle est plus faible que la normale dans la dépression des Aléoutiennes (au sud de l'Alaska) et sur le sud-est américain. La phase positive est associée à un renforcement du courant-jet est-asiatique et à son déplacement vers l'est, jusqu'aux régions de l'ouest des États-Unis. Pour sa part, la phase négative est associée à un recul du courant-jet vers l'est de l'Asie, ce qui entraîne une situation de blocage dans les hautes latitudes du Pacifique Nord et une division de la circulation atmosphérique sur le centre du Pacifique Nord. La phase positive induit des températures élevées sur l'est du Canada et des États-Unis. Elle produit aussi des précipitations abondantes dans l'ouest du Canada, mais sous la normale

dans le centre du continent. Au Québec, la PNA influe surtout sur les températures en automne et en hiver, et sur les précipitations hivernales. Par ailleurs, la PNA est fortement influencée par ENSO : la phase positive de la PNA est souvent associée à El Nino, et la phase négative à La Nina (NOAA, 2005a).

AO

L'oscillation arctique, mieux connue sous son acronyme anglais AO (Arctic Oscillation), possède des centres d'action sur l'Arctique et dans les latitudes tempérées, généralement entre 37°N et 45°N. Dans sa phase positive, la pression est plus faible que la normale sur l'Arctique, mais plus élevée que la normale aux latitudes tempérées. Le mode négatif se caractérise par des anomalies de pression inverses. Dans la phase positive, le gradient de pression nord-sud est important, ce qui renforce les westerlies (vents d'ouest des latitudes moyennes). Cela amène du temps doux et humide sur le nord de l'Europe et en Alaska. En outre, l'écoulement de l'air arctique est favorisé sur le nord-est de l'Amérique du Nord, où l'hiver est froid. Mais cet écoulement étant bloqué par les vents d'ouest, l'est des États-Unis bénéficie de conditions hivernales douces. Dans la phase négative, la différence de pression nord-sud étant réduite, les westerlies sont plus faibles : des conditions plus continentales affectent le nord de l'Europe, alors que l'hiver est plus chaud dans le nord-est de l'Amérique du Nord. Toutefois, l'air arctique peut envahir les États-Unis, où l'hiver est rigoureux. Notons que pour chaque phase, le sud du Québec semble compris dans la zone tampon entre les secteurs bénéficiant de conditions douces et ceux caractérisés par des conditions froides. (NOAA, 2005c).

Entre 1970 et le début des années 1990, l'AO est généralement demeurée positive. Plus récemment, même si l'oscillation était variable, la phase négative a été dominante. Par ailleurs, certains pensent que la NAO serait une manifestation régionale de l'AO. La preuve en serait que les deux oscillations varient parallèlement, notamment à l'échelle mensuelle. D'autres croient que la NAO et l'AO sont les manifestations d'un plus vaste mode de variabilité atmosphérique nommée « mode annulaire » : l'AO en serait la manifestation aux hautes latitudes alors que la NAO serait une signature plus régionale centrée sur le bassin de l'Atlantique Nord (Delaygue, 2001).

Téléconnexions d'envergure régionale

Au moins huit autres téléconnexions existent dans l'hémisphère Nord et sont susceptibles d'influencer le climat de notre territoire d'étude (NOAA, 2005a). Dans l'ensemble, ces téléconnexions exercent une influence plus régionale que la NAO, ENSO, la PNA et l'AO. Nous les décrirons rapidement en présentant d'abord celles dont les effets se font théoriquement sentir au Québec (TNH, EP/NP, PT).

Tropical/Northern Hémisphère (TNH)

De décembre à février, cette téléconnexion est un important mode de variabilité climatique. Dans sa phase positive, des anomalies positives de pression caractérisent le golfe de l'Alaska, le golfe du Mexique et l'ouest de l'Atlantique Nord, tandis que des anomalies négatives sont observées sur l'est du Canada. La TNH contrôle partiellement la position du courant-jet du Pacifique ainsi que la pression sur la baie d'Hudson. Ce faisant, elle module les flux d'air maritime sur l'Amérique du Nord et l'écoulement de l'air froid du Canada sur les États-Unis. La phase positive de la TNH est associée à des températures d'hiver sous la normale dans l'est du Canada.

East Pacific - North Pacific (EP/NP)

La EP/NP est surtout active du printemps à l'automne et comprend trois principaux centres d'action. Dans sa phase positive, des anomalies positives de pression existent dans l'ouest du Canada, et des anomalies négatives caractérisent le centre du Pacifique Nord et l'est de l'Amérique du Nord. Cela entraîne un déplacement vers le sud et un renforcement du courant-jet du Pacifique, ainsi qu'une circulation anticyclonique accrue sur l'ouest de l'Amérique du Nord et une circulation cyclonique renforcée sur l'est des États-Unis. La phase négative se caractérise par des anomalies de circulation inverses sur ces régions. La phase positive est associée à des températures élevées dans l'est du Pacifique Nord, et à des températures sous la normale dans l'est de l'Amérique du Nord.

Pacific Transition (PT)

Cette téléconnexion n'existe vraiment qu'en août et en septembre. La phase positive de la PT implique des anomalies positives de pression près d'Hawaii et dans l'ouest de l'Amérique du Nord, et des anomalies négatives au sud de l'Alaska et sur le sud-est des

États-Unis. Cela mène à des températures sous la normale pour l'est des États-Unis et à des précipitations supérieures à la moyenne pour le nord américain.

East Atlantic (EA)

L'EA constitue le deuxième plus important mode de variabilité de basse fréquence de l'Atlantique Nord, après la NAO. Sa structure est semblable à celle de la NAO (anomalies de pression nord-sud), mais les centres d'action sont situés plus au sud, à tel point que l'EA est liée à la dynamique atmosphérique subtropicale. Elle influence surtout le climat en Europe ainsi que sur le sud et le centre-nord des États-Unis.

Scandinavia (SCAND)

Cette téléconnexion est formée d'un centre d'action majeur sur la Scandinavie et de plusieurs centres d'action plus faibles et de signe opposé sur l'Europe de l'Ouest et dans l'est de la Russie. Elle est surtout influente en Europe (notamment en Scandinavie) et en Russie.

West Pacific (WP)

La WP est un mode dominant de variabilité de basse fréquence dans le Pacifique Nord. Elle consiste en des anomalies de pression nord-sud. Un premier centre d'action existe dans l'est de la Russie, et un deuxième de signe opposé se situe sur le sud-est asiatique. Un troisième centre d'action, très vaste, est situé sur l'ouest des États-Unis et l'est du Pacifique Nord. Cette téléconnexion affecte tout le bassin du Pacifique Nord et l'est de la Sibérie.

East-Atlantic/Western Russia (EA/WR)

Cette téléconnexion regroupe quatre centres d'action. Dans sa phase positive, la pression est élevée en Europe et dans le nord de la Chine, mais elle est faible dans le centre de l'Atlantique Nord et dans la région de la mer Caspienne. La EA/WR influence surtout la variabilité du climat dans l'est de l'Asie, en Europe, dans l'ouest de la Russie et en Afrique du Nord.

Polar/Eurasia (POL)

Dans sa phase positive, cette téléconnexion se caractérise par une anomalie négative de pression dans les régions polaires de l'hémisphère Nord et par une anomalie positive de

pression dans le nord de la Chine et en Mongolie. Elle influe sur l'intensité de la circulation atmosphérique circumpolaire. Elle influence la variabilité du climat en Sibérie, dans l'est de la Chine et dans les régions polaires au nord de la Scandinavie.

1.2.2 Impact de la variabilité climatique sur les débits

La variabilité climatique affecte fortement l'hydraulicité des cours d'eau, lesquels répondent aux oscillations climatiques de manière quasi phasée. Les précipitations constituent le principal paramètre climatique contrôlant les variations de débit (Ghan et al, 1997). La réponse de l'écoulement de surface aux variations de précipitations est non linéaire : étant fortement amplifiés par le cycle hydrologique, les changements de précipitations entraînent généralement des variations de débit d'ampleur beaucoup plus appréciable. Cette non-linéarité est surtout importante durant les périodes humides, quand le degré de saturation des sols des bassins est élevé. Dans ces conditions, la majeure partie des précipitations ruissellent en surface et viennent alimenter les débits. Il arrive alors qu'une augmentation des précipitations de 10% occasionne une augmentation de débit supérieure à 20%. À l'inverse, cette non-linéarité est réduite lorsque l'épaisseur du manteau nival est significative. La neige agit alors comme un tampon, ce qui diminue le ruissellement: une augmentation des précipitations de 10% n'entraîne donc qu'une augmentation de débit de 15% environ (Risbey et Entekhabi, 1996; Sankarasubramanian et

al., 2001). Pour sa part, la variabilité de la température affecte surtout la saisonnalité des

écoulements, principalement dans les bassins où l'enneigement est important. Les fluctuations de température influent sur la longueur de la période d'enneigement ainsi que sur le timing de la fonte, ce qui modifie, entre autres, l'ampleur et la date de la crue printanière. Ultimement, la variabilité de la température peut résulter en une modification du régime hydrologique d'un cours d'eau (Ayers et al., 1994; Krasovskaia et al. 2002). Notons que les variations de la température, en induisant des changements dans l'évapotranspiration des bassins en saison chaude, entraînent des variations du débit des cours d'eau. Mais contrairement à ce qui est parfois admis, ce phénomène peut n'avoir qu'une importance négligeable3.

3 À preuve, les fluctuations de température de 2°C, qui sont importantes dans l'optique de la variabilité climatique,

1.2.3 La variabilité climatique récente au Québec et son effet sur les débits

Au Québec, la variabilité climatique récente semble avoir été appréciable. De 1950 à 1998, la température annuelle moyenne a augmenté de 0,2 à 0,5°C dans le sud de la province. Ce réchauffement s'est principalement opéré depuis la fin des années 1970, surtout en hiver et au printemps. Il semble que la hausse ait été plus forte pour la température minimale que la température maximale. De surcroît, il nous paraît vraisemblable, avec les fréquentes années chaudes de la décennie 1990, qu'une bonne part de ce réchauffement se soit produit depuis 1990. Soulignons par contre que depuis 1950, la température moyenne annuelle s'est refroidie de 0,2 à 1,5°C dans le nord de la province. En ce qui concerne les précipitations, hormis pour la Gaspésie et certaines régions de la Basse-Côte-Nord, elles ont augmenté de 5% à 35% entre 1950 et 1998 à l'échelle provinciale. Dans la région de Québec, l'augmentation a été d'environ 10%. La pluviosité a particulièrement été élevée entre 1972 et 1975 et entre 1981 et 1984. Mais depuis le milieu des années 1980, la tendance est légèrement à la baisse dans la moitié sud du Québec (Conseil canadien des ministres de l'Environnement (CCME), 2003; Environnement Canada, 1995). Par ailleurs, dans la région de Québec et dans la basse vallée du Saint-Laurent, on observe depuis la fin des années 1970 une diminution importante des précipitations hivernales et de la proportion des précipitations printanières qui tombent sous forme de neige. Ces régions ont d'ailleurs enregistré l'une des plus importantes diminutions de l'épaisseur de la couverture de neige au Canada depuis 1950 (Brown et Braaten, 1998). Enfin, à l'échelle du Canada, bien que les épisodes de précipitations extrêmes présentent une forte variabilité interdécennale, aucune tendance persistante n'a été observée dans leur fréquence et leur intensité au cours du 20e siècle. Globalement, la variabilité récente des précipitations découle surtout de

changements ayant affecté les épisodes d'intensité faible et modérée. Mais dans la région de Québec, on observe depuis les années 1970 une baisse importante des épisodes de neige abondante (plus de 15 cm) (Zhang et al, 2000; The Weather Network, 2005).

Ces fluctuations climatiques récentes ont certainement modifié le débit des cours d'eau du Québec. Mais à notre connaissance, il existe peu de travaux portant sur ce sujet. Une étude a toutefois montré que dans la région Grands Lacs-Saint-Laurent, une tendance à la baisse du débit annuel moyen a été observée entre 1967 et 1996. À l'échelle mensuelle, tous les

mois ont connu une diminution de débit moyen durant cette période - à l'exception de mars et avril, qui ont vu leur débit moyen augmenter de façon significative. Les plus fortes diminutions ont été observées en août et en septembre (Zhang et al., 2001). Du reste, dans l'est du Canada, on a remarqué une tendance vers un englacement automnal plus précoce entre 1967 et 1996, ainsi qu'un allongement de la durée de la période d'englacement durant la même période. Au surplus, depuis 1967, la date des hautes eaux printanières semble de plus en plus précoce au pays (Zhang et al., 2001). Par ailleurs, il existe de fortes corrélations entre les écoulements de surface de l'est canadien et l'intensité de certaines téléconnexions4. Entre 1950 et 1970, les corrélations les plus fortes impliquaient la PNA et

la NAO (corrélations négatives), tandis que depuis 1970, elles impliquent surtout la NAO et ENSO (corrélation négative pour la NAO, positive pour ENSO). Or, 1950 et 1970 représentent des années charnières quant à la variabilité des débits dans l'est du Canada. Cela pourrait refléter l'importance des téléconnexions relativement aux fluctuations climatiques et hydrologiques de basse et moyenne fréquence (Coulibaly et Burn, 2004). 1.2.4 Facteurs non climatiques affectant l'écoulement de surface

De nombreux chercheurs négligent l'importance des caractéristiques du bassin versant eu égard à la variabilité de l'écoulement de surface. Pourtant, le mode d'utilisation du sol, le relief, la géologie, la présence de barrages et les prélèvements d'eau pour la consommation humaine, entre autres, influencent parfois grandement le débit des cours d'eau. Il est impératif de tenir compte des changements qui caractérisent ces facteurs afin de distinguer la part de la variabilité des débits qui leur incombe de celle produite par la variabilité climatique naturelle. Un tel exercice peut s'avérer difficile car les données concernant ces facteurs sont souvent incomplètes ou difficiles à obtenir, voire inexistantes. C'est le cas pour les changements d'utilisation du sol : les cartes forestières et les photos aériennes, par exemple, ne couvrent souvent qu'une partie d'un territoire d'étude et ne concernent pas nécessairement la période d'analyse. C'est aussi le cas pour la consommation humaine d'eau : les débits prélevés ne font pas toujours l'objet d'un archivage adéquat.

Le mode d'utilisation du sol

Les conséquences des changements d'utilisation du sol sur les débits sont parfois comparables à celles de la variabilité climatique naturelle. Les modifications de la couverture forestière sont particulièrement importantes. D'une part, le déboisement d'un bassin entraîne une augmentation des débits annuels moyens, tandis que le reboisement produit l'effet contraire. Cela tient à l'importance de la forêt relativement à l'interception des précipitations et, surtout, à l'intensité de l'évapotranspiration forestière - la forêt, en raison de la grande productivité de sa biomasse, utilise beaucoup plus d'eau que les autres couverts végétaux (Gallart et Llorens, 2003; Peel et al, 2002). D'autre part, les changements dans l'étendue de la couverture forestière altèrent l'effet régulateur de la forêt sur les écoulements5 : le déboisement, par exemple, entraîne des crues plus fortes et plus

rapides, mais aussi des étiages plus longs et plus prononcés (Côté et al, 2004).

Certes, plus les superficies déboisées ou reboisées sont grandes, plus l'impact sur les écoulements est appréciable6. Mais les processus sont complexes et non linéaires. Ainsi, ce

n'est souvent que lorsque 20% ou plus de la superficie d'un bassin est déboisée qu'on observe une hausse notable des écoulements. De surcroît, l'effet d'un déboisement, si important soit-il, peut s'estomper rapidement si la reconstitution du couvert végétal va bon train. Signalons aussi que dans les bassins où l'enneigement est important, la hausse des débits à la suite d'un déboisement se produit surtout lors de la fonte printaniere (Caissie et

al, 2002).

L'influence de la forêt sur l'écoulement de surface dépend largement de la composition du couvert forestier. Cela provient du fait que l'interception et l'évapotranspiration varient en fonction du type de forêt, et de la densité et de l'âge des peuplements. Par exemple, l'interception est plus importante chez les conifères que chez les feuillus. Ainsi, les peuplements résineux exercent une plus grande influence sur les débits que les autres types de peuplements7. De même, l'interception et l'évapotranspiration augmentant avec la

5 Cet effet régulateur provient essentiellement de l'interception forestière et de la grande capacité d'infiltration des sols

forestiers. L'interception réduit la proportion des précipitations alimentant le ruissellement, ce qui limite l'intensité des crues. Les sols forestiers, en permettant l'infiltration, favorisent la recharge des nappes souterraines : ultimement, cela augmente le débit de base des cours d'eau et permet des étiages moins sévères.

6 Au déboisement s'ajoutent les superficies détruites par le feu, les chablis et les épidémies d'insectes.

7 C'est pourquoi pour un déboisement de 10%, l'augmentation de l'écoulement est d'environ 20% supérieure pour une

densité et l'âge des peuplements8, une forêt à densité élevée et d'âge adulte influe

davantage sur les débits qu'une forêt de faible densité en voie de régénération (ENGREF, 1997). On comprendra donc que des changements dans ces propriétés des couverts forestiers entraînent également des modifications de l'écoulement de surface.

Par ailleurs, les débits peuvent être altérés par suite d'une augmentation des surfaces agricoles ou d'un développement urbain. Ces deux phénomènes ont pour conséquence d'accroître le ruissellement dans les bassins. Dans le premier cas, l'accroissement du ruissellement est lié au fait que les surfaces cultivées sont souvent bien drainées. Dans le second cas, c'est l'augmentation du nombre de surfaces imperméables comme les chaussées asphaltées et les immeubles, combinée au transport en conduites des eaux pluviales, qui accroît le volume et le débit des eaux de ruissellement (Environnement Canada, 2004a).

Le ruissellement accru augmente les débits annuels et entraîne des crues plus fortes et plus rapides, tant lors de la fonte printanière que lors des orages estivaux. Mais en revanche, il a pour effet de réduire l'infiltration, ce qui, ultimement, réduit les débits de base et entraîne une aggravation des étiages. Notons que l'effet sur l'infiltration est surtout important dans le cas de l'urbanisation, laquelle s'accompagne, rappelons-le, d'une imperméabilisation des surfaces (Mailhot et Duchesne, 2005).

Le relief et la géologie

Le relief détermine l'effet de la gravité sur le déplacement de l'eau dans un bassin. Il influence tant le drainage de surface que le drainage souterrain (Ayers et al., 1994). Les bassins à fort relief se caractérisent souvent par un déplacement rapide et efficace de l'eau sur les versants et en profondeur, ce qui produit des coefficients d'écoulement élevés. Pour leur part, les propriétés géologiques que sont la porosité et la conductivité hydraulique du sol et de la roche-mère, entre autres, contrôlent l'infiltration de l'eau dans un bassin et, combinées au relief, le déplacement de l'eau souterraine. Dans un bassin, plus l'infiltration est grande, moins important est le ruissellement (Ayers et al, 1994; Ghan et al. 1997). On comprendra donc que la géologie influe grandement sur l'écoulement de surface, et que des

débit des cours d'eau. Mais généralement, il faut compter des siècles, voire des millénaires, avant que l'évolution du relief et de la géologie d'un bassin soit considérable. Les milieux karstiques font toutefois exception : la dissolution peut rapidement y développer le drainage souterrain.

Les barrages

Les barrages peuvent grandement affecter l'écoulement de surface. Les changements qu'ils induisent portent surtout sur l'ampleur des débits et le timing des écoulements. Toutefois, certains barrages ne sont pas conçus pour retenir l'écoulement. C'est le cas par exemple des barrages au fil de l'eau, des barrages destinés à la prévention des embâcles et de ceux construits pour fins de villégiature. Ces types de barrages sont légion au Québec, notamment dans les bassins de petite et moyenne dimension (Centre d'expertise hydrique du Québec (CEHQ), 2003a).

Les prélèvements humains

Les prélèvements humains peuvent entraîner d'importantes diminutions de l'écoulement, particulièrement dans les cours d'eau dont le débit naturel est faible. Comme la consommation humaine repose, entre autres, sur l'évolution démographique et les habitudes de consommation de la population, l'impact des prélèvements sur les débits peut évoluer dans le temps.

1.3 Objectifs de recherche

L'objectif principal de la recherche consiste à déterminer quel a été l'impact de la variabilité climatique récente (1970-2002) sur le débit des rivières alimentant en eau la grande région de Québec. Les objectifs spécifiques poursuivis dans l'étude sont les suivants :

- Dresser un portrait rigoureux de la variabilité climatique récente (1970-2002) du territoire d'étude; - Dresser un portrait rigoureux de la variabilité récente (1970-2002) du débit des rivières étudiées; - Chercher l'origine des changements récents (1970-2002) du climat et des débits dans les patrons de circulation atmosphérique d'échelle hémisphérique (téléconnexions);

- Établir les relations existant entre la variabilité climatique du territoire d'étude et le débit des rivières étudiées pour la période récente (1970-2002).

- Évaluer l'importance relative des facteurs non climatiques (géologie, barrages, prélèvements humains, etc.) pour l'écoulement de surface du territoire d'étude durant la période récente (1970-2002).

2

2.1 Localisation et description du territoire d'étude

Situés de part et d'autre du fleuve Saint-Laurent à la hauteur de Québec, les bassins versants à l'étude s'étendent de 45°15'N à 47°40'N et de 70°W à 71°55'W (Figure 2.1). Le nord de ce territoire, qui comprend l'essentiel des bassins de la Montmorency et de la Jacques-Cartier ainsi que la partie nord de celui de la Saint-Charles, est montagneux et fait partie des massifs des Laurentides (Figure 2.2). Le relief y varie de 300 m à 1200 m. On y trouve des roches ignées et métamorphiques précambriennes typiques du Bouclier canadien. Le granité et le gneiss sont les roches dominantes. Le sud et le centre-est du territoire d'analyse, où se trouve l'amont des bassins des rivières Etchemin et Chaudière, possèdent un relief généralement compris entre 200 m et 900 m. Ces collines, formées surtout de roches sédimentaires plissées (grès, conglomérats, argilites), font partie de la chaîne des Appalaches. Enfin, la zone centrale du territoire d'étude possède un relief inférieur à 100 m. Cette zone est formée de deux bandes assez planes qui longent le fleuve Saint-Laurent. La bande de la rive nord, qui comprend l'aval du bassin de la Saint-Charles, est étroite (25 km de largeur au maximum) et butte rapidement sur les montagnes des Laurentides. Elle fait partie des basses terres du Saint-Laurent. La roche en place comprend notamment des grès, du calcaire et des dolomies. La bande de la rive sud est large de 30 km à 40 km et comprend une grande part de l'aval des bassins de la Chaudière et de l'Etchemin. On y trouve les roches sédimentaires des Appalaches. Dans les deux bandes, une couche de matériaux meubles d'origine marine ou fluviale (argile, limon, sable, gravier) recouvre la roche en place (ministère du Développement durable, de l'Environnement et des Parcs du Québec, (MDDEP), 2002a).

72

46

°-Etats-Unis

Figure 2.1 : Bassins versants à l'étude

Cours d'eau » Limite de

bassin

0 30 km Figure 2.2: Relief du territoire d'étude

Source: MENV, 2004

2.1.2 Description des bassins à l'étude

La rivière Saint-Charles est longue de 32 km et son bassin couvre 513 km2 (Villeneuve et al., 2002) (Figure 2.3). Les principaux tributaires de la Saint-Charles sont les rivières Jaune

(83 km2), Nelson (68 km2), Lorette (65 km2) et Duberger (53 km2). La Saint-Charles prend

sa source dans les contreforts des Laurentides et se jette dans le Saint-Laurent à la hauteur de la ville de Québec. Son débit annuel moyen est de 8,13 m3/s (Tableau 2.1); les débits

maximal et minimal observés sont de 93,5 m3/s et 0,03 m3/s pour une période d'observation

de 27 années. La forêt, concentrée dans le secteur amont (les trois quarts nord du bassin sont quasi exclusivement forestiers), couvre 60% du bassin, les zones urbaines 27% et les superficies en friche 12%. Les peuplements forestiers sont surtout résineux, bien que dans le centre et le sud du bassin, on trouve des forêts mélangées à prédominance de feuillus. La majorité des peuplements ont moins de 60 ans; les forêts du bassin sont donc assez jeunes (ministère des Ressources naturelles du Québec (MRNQ), 2002). La population du bassin,

qui est concentrée dans l'aval, est de 350 000 personnes; hormis celui du fleuve Saint-Laurent, le bassin de la Saint-Charles est le bassin versant le plus peuplé au Québec.

Stoneham et Tewkesbury

N«^ Limite du bassin • ^ Cours d'eau

• Prise d'eau de Québec (Château-d'Eau) — Barrage

1

Figure 2.3 : Bassin versant de la rivière Saint-Charles Source: Villeneuve et al., 2002

Le bassin de la Montmorency couvre 1152 km2 (Figure 2.4). La rivière Montmorency, qui

prend sa source dans les montagnes de la réserve faunique des Laurentides, est orientée nord-sud et s'étire sur 120 km. Elle se jette dans le fleuve près de la pointe ouest de l'île d'Orléans. Les principaux tributaires de la Montmorency sont la rivière des Neiges et la rivière Noire. Le débit moyen de la Montmorency est de 35.2 m3/s et les débits maximal et

minimal observés sont de 614 m3/s et 2,6 m3/s pour une période d'observation de 72

années. La forêt couvre 88% de la surface du bassin; les surfaces cultivées et les zones urbaines représentent donc de faibles superficies et sont concentrées dans le secteur aval. Les peuplements forestiers sont surtout résineux et âgés de moins de 60 ans (peuplements jeunes) (MRNQ, 2002). Les inondations constituent la contrainte naturelle la plus importante du bassin de la Montmorency. Elles sont le résultat des précipitations abondantes (voir section 2.1.3) et du relief important (pente moyenne de 14%; pente

maximale de 48%) qui raccourcit le temps de réponse du bassin versant. Par ailleurs, notons que le bassin de la Montmorency est le moins peuplé des bassins à l'étude, avec une population permanente d'à peine 10 247 personnes. Enfin, soulignons que la rivière Montmorency constitue la limite est de la ville de Québec (Villeneuve et al, 2002; Conseil de bassin de la rivière Montmorency (CBRM), 2005).

+\^ Limite du bassin V \ •~^s Cours d'eau / • Municipalité \ • Prise d'eau F

S

N

CM

4/

JÀ

F V i

"ry^Boischatel>-Figure 2.4: Bassin versant de la rivière Montmorency Source: Villeneuve et ai, 2002

Le bassin de la Jacques-Cartier possède une superficie de 2515 km2 (Figure 2.5). Longue

de 177 km, la rivière Jacques-Cartier prend naissance sur le plateau laurentien (tout près de la source de la Montmorency), coule vers le sud-sud-ouest pour se jeter dans le fleuve à Donnacona. Les principaux tributaires de la Jacques-Cartier sont les rivières Launière, Jacques-Cartier Nord-Ouest, Sautauriski et aux Pins. Le débit moyen de la Jacques-Cartier est de 61,8 m3/s; les débits maximal et minimal sont de 1130 m3/s et 7,16 m3/s pour une

période d'observation de 73 ans (Villeneuve et al, 2002). Le bassin de la Jacques-Cartier est forestier à 88%, tandis que les lacs et rivières, les zones agricoles et les zones urbaines

occupent respectivement 7%, 4% et 1% du territoire. Les peuplements forestiers sont principalement résineux et d'âge jeune (MRNQ, 2002). L'agriculture et la population permanente du bassin (28 300 personnes) sont concentrées en aval.

Rivière * ^ v Jacques-Cartier f/ * / ^ J ^ Nord-Ouest (1 f \ C" * l T ' s^s Limite du bassin {^ ) -^—- Cours d'eau \ ^ • Municipalité — Barrage

î ,

N

^

s

lÂHy i

Plisyj

1

Figure 2.5: Bassin versant de la rivière Jacques-Cartier

Source: Villeneuve et al, 2002

La rivière Etchemin coule sur 120 km et draine une surface de 1466 km2 (Figure 2.6). Elle

prend sa source dans les Appalaches (monts Notre-Dame) et coule grosso modo vers l'ouest-nord-ouest pour se jeter dans le Saint-Laurent à Lévis. Ses principaux affluents sont les rivières Le Bras, des Abénaquis et à l'Eau chaude. Le débit moyen de l'Etchemin est de 26,9 m3/s; les débits mensuels maximal et minimal observés sont de 184 m3/s et 1,95 m3/s

pour une période d'observation de 75 années. Le bassin de l'Etchemin est couvert à 63% par la forêt et à environ 35% par l'agriculture. La forêt caractérise le secteur amont du bassin alors que l'agriculture est dominante en aval de Sainte-Claire, où elle occupe plus de 50% de l'espace. La plupart des peuplements forestiers sont mélangés, bien que certaines forêts soient surtout feuillues. Ayant en majorité moins de 60 ans, les peuplements

forestiers sont assez jeunes. Enfin, notons que la population du bassin, concentrée dans le secteur aval, s'élève à 42 000 individus (Conseil de bassin de la rivière Etchemin (CBE), 2006; MRNQ, 2002).

Limite du bassin Cours d'eau Municipalité Barrage

Figure 2.6: Bassin versant de la rivière Etchemin Source: Villeneuve et al, 2002

Le bassin de la rivière Chaudière couvre 6682 km2 (Figure 2.7). Exutoire du lac Mégantic,

la Chaudière s'écoule vers le nord sur 193 km avant de se jeter dans le fleuve à Lévis. Ses principaux tributaires sont les rivières du Loup, Famine et Beaurivage ainsi que le Bras Saint-Victor. Le débit moyen de la Chaudière est de 115 m3/s; il varie de 11 m3/s à l'étiage

à 470 m3/s lors des crues printanières, avec des pointes historiques à 3 m3/s (étiage) et

2140 mVs (crue). La crue printanière de la Chaudière est spectaculaire : le volume d'eau qu'elle évacue représente en moyenne 60% de l'écoulement annuel, alors qu'il varie de 35% à 50% pour les autres rivières du sud du Québec. Les crues entraînent souvent des inondations, surtout entre Saint-Georges et Scott, là où la pente de la rivière est faible (O,l%o) et où des embâcles entravent parfois l'écoulement. Le bassin de la Chaudière est dominé à 63% par la forêt et à près de 35% par l'agriculture. La forêt est concentrée en amont. Les peuplements sont essentiellement mélangés, mais certaines forêts sont surtout feuillues. La plupart des peuplements sont d'âge jeune. L'élevage porcin et bovin ainsi que les cultures sont dominants dans les secteurs centre et aval du bassin, où ils occupent plus de 50% de l'espace. Le bassin de la Chaudière possède une population de 180 000

personnes, surtout concentrées entre Saint-Georges et Lévis (MDDEP, 2002b; Comité de bassin de la rivière Chaudière (COBARIC), 2000; MRNQ, 2002).

Lévis

î

Figure 2.7: Bassin versant de la rivière Chaudière Source: MDDEP, 2002b

Mentionnons que les cinq rivières étudiées possèdent un régime hydrologique nivo-pluvial (Bonn, 2005). Leur débit se caractérise donc par deux maximums nets, le premier au printemps (avril-mai) et le second, beaucoup plus modeste, en automne (octobre-novembre). Les crues printanières surviennent en mai pour la Montmorency et la Jacques-Cartier, alors qu'elles se produisent en avril pour les trois autres rivières. Cela tient au climat plus froid des montagnes des Laurentides (section 2.2). En contrepartie, les rivières étudiées présentent des étiages en hiver (janvier-février) et en fin d'été (août-septembre). Dans l'ensemble, les étiages d'hiver sont plus prononcés que ceux d'été.

Rivière Saint-Charles Montmorency K/Un!''tîIin?n*'"r?B Etdumin

1

.1: Débits moyens (m3/s) des Mar 4,96 9,88 22,1 26,4 115 Avr 24,5 44,5 70,8 84 413 Mai 19,1 122 190 45,4 219 Jun 6,21 53,5 93,7 20,4 91,3 Jul 5,06 33,6 63,2 18,5 55,7 rivières à 1 Aon 4,04 26,9 52,4 15,5 58,5 Sep 5,25 28 56 14,2 55,8 'étude Oct 9,14 36,6 64,5 23,6 91,3 Nov 8,1 32 53,9 26,9 109 Dec 5,32 15,5 31,3 20,2 90,2 'Année 8,13 35,2 61,8 26,9 115

Source: Environnement Canada, 2005a

2.1.3 Description du climat du territoire d'étude

Dans l'ensemble, le sud du Québec possède un climat de type continental humide. Si les précipitations sont bien réparties entre les mois, l'amplitude thermique annuelle est forte, si bien qu'on trouve quatre saisons très marquées. Cela tient au fait que le territoire est situé à mi-chemin des zones d'élaboration de l'air polaire et de l'air tropical, ce qui permet des intrusions de masses d'air d'origines diverses9. L'hiver s'étend grosso modo de décembre à

mars et se caractérise par des intrusions d'air continental arctique qui pénètre du nord-ouest, profitant de ce que la baie d'Hudson soit englacée et devienne une zone de formation d'air polaire. Si la température moyenne de janvier est d'environ -12°C, les vagues de froid peuvent faire plonger le mercure sous -30°C. En hiver, le Québec méridional est fréquemment touché par les fortes dépressions qui remontent du sud des États-Unis et qui empruntent une trajectoire parallèle à la vallée du Saint-Laurent. L'enneigement dure au minimum douze semaines, et les totaux annuels de neige excèdent généralement 200 cm, voire 300 cm dans plusieurs secteurs. En été, l'air tropical maritime remonte du golfe du Mexique et des environs des Bermudes, et les températures rebondissent. Le maximum moyen atteint environ 25°C en juillet. Mais durant les canicules, la température peut facilement dépasser 30°C. Les dépressions ont tendance à passer plus au nord, et les précipitations sont surtout d'origine convective (Proulx et al., 1987; Environnement Canada, 2004b).

Le climat du territoire d'étude s'inscrit bien sûr dans ce portrait général. Mais il existe des disparités spatiales considérables. D'abord, le secteur compris dans les massifs des Laurentides, qui comprend l'essentiel des bassins de la Montmorency et de la Jacques-Cartier ainsi que l'amont de celui de la Saint-Charles, possède un climat subpolaire humide (Figure 2.8). Ce climat unique au monde est plus froid que celui du reste du territoire

réserve faunique des Laurentides n'est que de 0,3°C, contre 4°C pour Québec (Tableau 2.2). De surcroît, le relief y favorise les précipitations. La Réserve reçoit d'ailleurs les plus fortes précipitations de la province, avec des totaux annuels moyens pouvant excéder 1500 mm. Et grâce aux températures plus basses, près de 40% des précipitations annuelles tombent sous forme de neige - ce qui équivaut à des totaux annuels moyens supérieurs à 600 cm! Par comparaison, à Québec, la part des précipitations annuelles qui tombent sous forme de neige n'est que d'environ 30% (Environnement Canada, 2004b; Gérardin et McKenney, 2001). Classes 1:P/SA/TC 3:P/M/C 2:SpF/M/C 5:SpF/M/C 6,7:SpF/SH/C 8,9:SpF/SH/M 10:Sp/H/C 12:Sp/H/M 13,15:Sp/SH/M 11:SpD/SH/l 14:M/SH/L T e m p é r a t u r e s (C) : P: Polaire (-9.4 à-6) SpF : Subpolaire froide (-9.4 à -6) Sp: Subpolaire (-1.5 à-1.9) SpD : Subpolaire douce (1.9 à 4.5) M : Modérée (4.5 à 9.6) Précipitations (mm) : SA: Semi-aride(250à469) M : Modérée (470-799) SH: Subhumide (800-1359) H : Humide (>1360)

Saison de croissance (jours) : TC: Très courte (90 à 119) C: Courte (120à 149) M : Moyenne (180 à 179)

L: Longue (180 à 209)

200 km

Figure 2.8: Climats du Québec selon la classification de Litynski Source: Gérardin, et McKenney, 2001

Le reste du territoire d'étude possède le climat modéré subhumide de la haute vallée du Saint-Laurent. Certes, le climat y est plus homogène, mais certains secteurs présentent des particularités non négligeables. Le bassin de la Saint-Charles, par exemple, se caractérise