LE ZOOPLANCTON ET LES CHANGEMENTS CLIMATIQUES

Le SBH est considéré comme un « point chaud » pour la conservation marine par le Comité des Ressources Arctiques Canadiennes (CARC), en regard de l’importance de la biodiversité et l’influence de la dynamique de ses eaux sur tout l’ensemble du système (Beckmann, 1994). Ce système possède une grande richesse faunique, des microalgues à l’ours polaire. L’ours polaire dépend fortement de la glace de mer pour chasser et se nourrir de phoques au cours de la période hivernale et printanière. De plus, il symbolise ce système en étant au sommet du réseau alimentaire (Gough et Wolfe, 2001). Les microalgues qui croissent à la base de la glace de mer au printemps et dans la colonne d’eau (phytoplancton) (Homer, 1985) sont la principale source de nourriture pour la faune benthique et plusieurs espèces zooplanctoniques comme le copépode Calanus glacialis (Runge et Ingram, 1991). Le zooplancton est le principal phytophage dans la chaîne alimentaire océanique. Il joue un rôle primordial dans le transfert d’énergie entre les producteurs primaires et les consommateurs des mveaux trophiques supérieurs. De plus, les orgamsmes zooplanctoniques jouent un rôle clé dans la pompe biologique, puisqu’ils transportent une part importante du carbone fixé par le phytoplancton au fond des océans par leur production de pélotes fécales (Richardson, 2008).

Le zooplancton est reconnu comme un bio-indicateur très sensible aux changements climatiques, car il répond rapidement aux variations de températures et des systèmes de courants océaniques en modifiant sa répartition spatiale (Hays et al., 2005). Jusqu’à ce jour, la dynamique du zooplancton dans le SBH est encore peu connue. Peu de recherches portant sur l’abondance et la composition spécifique du zooplancton, en fonction des variables du milieu, ont été publiées. Le zooplancton a été étudié au sud (Grainger et Sween, 1976), au sud-est (Hsiao et al., 1983), à l’est (Rochet et Grainger, 1987) et au nord-ouest et nord-est (Roff et al., 1980) de la BH. La première étude décrivant simultanément l’abondance et la composition du zooplancton dans différentes régions de la BH et du DH a été effectuée par Harvey et al. (2001). Cette étude a été réalisée en septembre 1993 et couvrait un large secteur situé entre la baie James au sud de la BH et la baie d’Ungava dans le DH. Des études ont été également réalisées à l’est (Taggart et al. , 1989 ; Hudon et al., 1993), à l’ouest (Percy et al., 1992), et pour l’ensemble (Grainger, 1990) du détroit d’Hudson (DB) et dans le bassin de Foxe (BF) (Grainger, 1962).

LE SYSTÈME DE LA BAIE DE HUDSON

Le système de la baie d’Hudson (SBH) se situe dans les régions arctiques et subarctiques du Canada, entre 50 – 700 N et 95 – 65°0 (Fig. 2). Il comprend: la baie d’Hudson (BH), le détroit d’Hudson (DH) et le bassin de Foxe (BF) qui forment probablement, l’un des plus grands estuaires nordiques (Prinsenberg, 1984). Cette région est connectée à l’est, aux eaux de l’océan Atlantique par la mer du Labrador (via le DH) et dans le nord avec les eaux arctiques provenant du détroit de Fury et Hecla (via le bassin de Foxe) (Prinsenberg, 1986b). Le SBH est principalement influencé par trois types d’eau: l’écoulement des rivières, l’eau de mer provenant de l’ océan Arctique et l’eau de mer du courant de l’ile de Baffin (Straneo et Saucier, 2008). L’eau de la fonte de glace de mer serait la source la plus importante d’eau douce dans le cycle saisonnier de cette région, notamment dans le BF (Jones et Anderson, 1994). Le BF a une profondeur ne dépassant pas 100 m pour les régions à l’est et de 200 m pour la région située au sud dans le canal de Foxe (Prinsenberg, 1986c). La BH a une profondeur moyenne de 125 m caractérisée par une topographie du fond variable moins accidentée dans le sud et très accidentée dans le nord; ce qui lui donne une forme rectangulaire de 925 par 700 km, en ignorant les zones peu profondes du sud-est (Jones et Anderson, 1994; Prinsenberg, 1986b). Le BF et la BH sont tous deux connectés à la partie profonde du DH qui est un canal étroit (70-150 km) et long (-750 km) d’une profondeur moyenne entre 300 et 400 m (Drinkwater, 1986). Normalement, le nord du BF est recouvert de glace de la mi9 octobre au mois de septembre, tandis que la BR est entièrement couverte de glace lors de l’hiver et libre de glace au mois d’ août et septembre (Prinsenberg, 1986c; Wang et al., 1994).

Le DR est couvert de glace au -3/4 de l’année et commence normalement à être libre de glace à partir du début du mois d’août jusqu’à la fin octobre (Percy, 1990). Selon la répartition de la salinité estivale et les patrons de morcellement de la glace dans le BF, il y a une circulation cyclonique dans la région nordique du bassin avec un fort courant vers le sud (0.6 m S- I) le long de la péninsule de Melville. De plus, il y a dans la partie sud du bassin un apport d’eau provenant du DR le long de la péninsule de Foxe et une sortie d’eau : le long de l’île de Southampton (Prinsenberg, 1986c) (Fig. 2, coin supérieur droit). Les eaux de fond du BF ont une salinité plus élevée (causée par la libération de l’eau salée lors de la production et le vieillissement de la glace de mer) que les eaux provenant de l’océan Arctique par le détroit de Fury et Hecla et les eaux de fond provenant de l’est du DR. La couche supérieure d’eau saumâtre (salinité [S] = 33.1) du BF a une épaisseur approximative de 25 m (Jones et Anderson, 1994). La température moyenne des eaux de surface est de -3 oC et est plus chaude dans la région du canal de Foxe (Prinsenberg, 1986c).

Dans la BR, les données de bouteilles de dérive et la répartition spatiale de la salinité et de la température indiquent une circulation cyclonique dans la couche de surface (0.05 m S-I) .. La masse d’eau sortant le long de la côte est de la baie est relativement chaude et de faible salinité (Prinsenberg, 1983; 1986a). Des simulations numériques récentes suggèrent qu’en absence de glace de mer, les eaux de la baie expérimenteraient de plus fortes activités de tourbillons en surface. Ces tourbillons seraient associés 1) aux forçages synoptiques du vent et à la présence d’un gyre cyclonique à grande échelle dans la partie ouest de la BR, et 2) aux plus forts courants à l’automne (0.02-0.05 m S-I) qui sont deux fois plus élevées que ceux du printemps (Saucier et al., 2004) (Fig. 2, coin supérieur gauche). La circulation générale dans la baie causée par le vent et les courants de densité résultants de la dilution par les eaux de ruissellement des rivières. Ces eaux proviennent d’ une grande aire de drainage (3.1 x 106 km2 ) avec un débit annuel moyen de 2.1 x 104 m3 S-I (Prinsenberg, 1986b; 1988). Durant l’été, la BR est stratifiée verticalement avec une forte pycnocline allant de 15 à 25 m ; les températures des eaux de surface atteignent 12 oC et les eaux profondes -1.7 oC; la salinité de surface s’étend de 10 à 30 près des rivières majeur au centre et au nord-est de la BR, respectivement (Roff et Legendre, 1986). Les eaux profondes de la BR, lesquelles circulent elles aussi d’ une façon cyclonique, sont le produit des eaux froides de surface de l’océan Arctique entrant 1) par le DR par l’ouest (via le détroit de Fury et de Recla, au nord du BF); 2) par le DR par l’est (qui coule vers j’ ouest par le biais d’une extension du courant de Baffin); 3) et par les eaux plus chaudes et plus salées de l’Atlantique entrant en profondeur par le DR (Barber, 1967).

Hydrographie conditions

In general, the hydrographie conditions in the HES differed markedly along the sampled transects, allowing to differentiate distinct hydrographie regions within the system. The vertical distribution in the water column of temperature, salinity and fluorescence along the RB and HS sections, respectively, and single vertical profiles of the same parameters for the FB stations from 2003-2006 are shown in Figures 3, 4 and 5. In early August 2003 and 2004, HE was generally free of sea-ice except at the two easternmost stations (RB1 and RB2), where pack ice was still present in 2003. During these years, the beginning of the stratification was clearly evident for HB. The east side of the bay was highly stratified, with a freshwater layer (salinity [S] 22-28) in the first 17 m, whereas the west side of the bay had more saline waters at the surface (S -31) (Figs. 3 and 4). The presence of cold and less saline waters in the near-surface layer on the eastern side of the bay at Stns. 1 and 2 in 2003 (mean temperature [T] = 3.9°C and S = 22.0) as weil as at Stn. 3 in 2004 (mean T = 3.9 oC and S 22.0) is probably due to recent input of sea-ice me!twater to the surface layer (Fig. 3). For the intermediate and the bottom layers, we observed a cold layer, with temperatures between -1 and -1.5°C along the HE transect; this was situated between 25 and 75 m on the eastern side and between 25 and 140 m on the western side (Fig. 3). This plume was likely a remnant of local winter mixing processes. Below, warmer intermediate waters (> -1 °C) were present between 75 and 140 m in the central part (Stns. lIB3 and lIB4) and on the eastern side (lIBl) of the lIB section.

The water was mostly colder « -1.4 OC) close to the bottom on the western side and in the central part of lIB. The southern shore of HS (stations HS1 and HS2) was also strongly stratified in early August 2003 and 2004, with relatively fresh and warm waters (S -29.0-30.0, T = 4.2°C) in the top 20 m a result of outflow from lIB . The HS was more weakly stratified towards the northern shore (stations HS3 and HS4), with warmer and saltier waters (S -32.3, T = 3.2 OC) resulting from an inflow from the Labrador Sea. HS also showed evidence of colder waters around 100 m toward the southern coast. Similarly, the northernmost and deepest (436 m) station (FB1) in early August 2003 and 2004 was characterized by cold and less saline waters above the thermocline (S 29.4-29.6, T 2.4- 2.8°C) and by saltier and colder waters at depth (S = 33.4 and T = -1.7 oC). The other two stations, FB2 and FB3, are located further south are shallower than FBl (317 and 156 m respectively). FB2 had colder and saltier (T = 1.3°C, S = 30.5) waters above the therrnocline than FB1 and warrner and fresher (T = -1.3°C, S = 32.8-33.0) waters than FBl at depth. Sirnilarly, FB3 had warmer and saltier (4.3 oc and 31.1) waters above thermocline and warmer and fresher waters at depth (-1.3 oC and 32.8)………