Élévation du niveau de la mer

L’élévation du niveau de la mer actuelle est l'augmentation du niveau moyen des océans en cours depuis le début du XXe siècle. C'est une conséquence du réchauffement climatique, il est principalement dû à la fonte des glaces terrestres et à la dilatation thermique des océans[2]. Le niveau de la mer a augmenté de 0,16 m entre 1902 et 2015[3]. L'élévation du niveau moyen de la mer s'accélère : entre 1901 et 1990 il a augmenté à une vitesse d'environ 1,4 mm/an[4] pour passer à 3,6 mm/an entre 2006 et 2015[4].

Ce graphe présente l'évolution du niveau global (moyen) de l'océan de 1992 à 2014[1].
Les mesures du niveau de la mer à partir de 23 enregistrements de marégraphes dans des environnements géologiquement stables montrent une élévation d'environ 2 mm par an.

D'après le rapport spécial de 2019 du GIEC le niveau moyen de la mer augmentera d'ici à 2100 d'environ 0,43 m (probablement entre 0,29 et 0,59 m) dans un scénario de faible émission de gaz à effet de serre (RCP2.6) et d'environ 0,84 m (probablement entre 0,61 et 1,10 m) dans un scénario de forte émission de gaz à effet de serre (RCP8.5)[5], voire jusqu'à 2,3 à 5,4 m en prenant en compte les incertitudes liés à la fonte de l'inlandsis de l'Antarctique[5].

A l'échelle des temps géologiques, le niveau de la mer a varié avec les cycles glaciaires-interglaciaires. Le niveau de la mer s'est élevé d'environ 125 m depuis le pic de la dernière glaciation, il y a environ 20 000 ans, principalement jusqu'à 6 000 ans avant aujourd'hui (première partie de l'Holocène). Le niveau de la mer étais alors environ 4 m en dessous de son niveau actuel. Depuis 2 500 ans et jusqu'au début du XXe siècle, le niveau marin a très peu varié (de l'ordre de 0,1 mm/an)[6].

Quelque 824 millions de personnes à l’horizon 2030, et 1,2 milliard en 2060, seraient menacés par la montée des eaux. Les cinq pays les plus exposés se trouvent en Asie : Chine, Inde, Bangladesh, Indonésie et Viêt Nam[7].

Mesure du niveau moyen de la merModifier

Niveau local, et niveau eustatiqueModifier

Le niveau moyen de la mer sur l'ensemble de la Terre — niveau eustatique — peut être différent de son niveau moyen en un lieu donné — Niveau Moyen Local de la Mer (NMLM) —.

 
Pour une élévation moyenne, il existe des variations dans le temps et dans l'espace (ici aux États-Unis, notamment en raison respectivement des vents, courants, subsidences ou encore de la force de Coriolis).
 
Cycles de l'eau entre l'océan, l'atmosphère terrestre et les glaciers.

Le Niveau Moyen Local de la Mer (NMLM) est défini comme la hauteur de la mer par rapport à un point de référence sur terre, et en moyenne sur une période de temps suffisamment longue (un mois, une année) pour que la valeur soit indépendante des fluctuations causées par les vagues et les marées. On doit également ajuster les variations du NMLM pour prendre en compte les mouvements verticaux de la terre qui peuvent être du même ordre (quelques mm/an) que les changements du niveau de la mer. Certains mouvements de la terre se produisent à cause d'un ajustement isostatique du manteau terrestre dû à la fonte des inlandsis à la fin de la dernière glaciation : en effet, le poids d'un inlandsis fait baisser la terre sous-jacente et quand la glace fond, la terre remonte ou « rebondit » (rebond post-glaciaire). La pression atmosphérique, les courants océaniques et la force de Coriolis ainsi que les changements de température des océans (et donc de volume) peuvent aussi affecter le NMLM.

Les variations « eustatiques » (par opposition aux variations locales) concernent l'altération du niveau global de la mer, tels que les changements de volume de l'eau des océans et les changements de volume des bassins océaniques.

Tous ces éléments, combinés expliquent aussi que la montée réelle ou apparente de la mer varie géographiquement quand le niveau moyen d'un océan (Atlantique par exemple) augmente. Un océan peut même s'élever globalement, avec un niveau de laisses de mer qui descendrait légèrement sur certains littoraux et augmenterait plus que la moyenne sur d'autres, même sur des zones proches comme les rivages anglais et continentaux qui lui font face[8].

Changements à court terme et périodiquesModifier

Le niveau local de la mer est affecté par des variations à court terme (de quelques minutes à quelques mois).

Causes à court terme (périodiques) Échelle de temps Effet vertical (m)
Changements périodiques du niveau de la mer
Marées astronomiques diurnes et semidiurnes 12–24 h 0,2 à 16 m
Marées à longue période[9] > 14 j < 0,01 m
Variations de la rotation de la Terre (oscillation de Chandler) 427–448 j[10]
Fluctuations météorologiques et océanographiques
Pression atmosphérique Quelques heures à quelques mois –0,7 à 1,3 m
Vents (ondes de tempête) 1–5 jours < 8 m
Évaporation et précipitations (peut suivre aussi des circuits à long terme) Quelques jours à quelques semaines
Topographie de la surface de l'océan (changements dans la densité de l'eau et courants) Quelques jours à quelques semaines ou sur échelles longues (modification du Gulf Stream par exemple) Jusqu'à 1 m pour les pas de temps « courts »
El Niño / oscillation méridionale 6 mois tous les 5–10 ans Jusqu'à 0,6 m
Variations saisonnières
Équilibre saisonnier de l'eau entre les océans (Atlantique, Pacifique, Indien)
Variations saisonnières dans les pentes de la surface de la mer
Trop-plein et crues des rivières/fleuves 2 mois m
Changements de densité saisonnières de l'eau (température et salinité) 6 mois 0,2 m
Seiches
Seiches (vagues stagnantes) De quelques minutes à quelques heures Jusqu'à 2 m
Séismes
Tsunamis (vagues à longue période et catastrophiques) Heures Jusqu'à 10 m
Changement soudain du niveau des terres Minutes Jusqu'à 10 m

S'y ajoute un cycle plus long caractérisé par une période de 18,6 ans durant laquelle le niveau moyen des pleines mers augmente de 3 % par an durant 9 ans, puis diminue de 3 % durant 9 ans, et ainsi de suite.

Ce cycle exacerbe puis diminue les effets de l'élévation du niveau de la mer induite par le réchauffement climatique[11]. Selon l'IRD, aux endroits où l'amplitude des marées est naturellement forte (ex : Baie du Mont Saint-Michel), ce cycle contribuera dans les années 2008-2015 proportionnellement davantage à l'élévation du niveau de la pleine mer, ou des grandes marées hautes que le seul réchauffement climatique (jusqu'à + 50 cm, c'est-à-dire 20 fois l'expansion thermique des mers, consécutive au réchauffement climatique global). Inversement de 2015 à 2025 la phase décroissante de ce cycle devrait conduire à un ralentissement apparent du phénomène de montée de l'océan, et probablement de l'érosion du littoral qui lui est généralement lié.

Mesures des marégraphesModifier

 
Marégraphe historique, Marseille

Les marégraphes mesurent directement le niveau de la mer, sur un axe fixé au sol. Mis au point historiquement pour affiner l'étude des marées, ils fournissent aussi des données sur l'évolution à long terme du niveau de la mer. Ces mesures doivent être mondiales et coordonnées car l'élévation des mers n'est pas géographiquement homogène ; elle interagit avec d'autres évolutions (géotectoniques). Par ailleurs le réseau des marégraphes ne couvre qu'une petite partie de la planète.

Réseaux de marégraphesModifier

Ces mesures et diverses modélisations visent à répondre au projet mondial de suivi lancé par l'UNESCO (Global Sea Level Observing System ou « GLOSS ») ainsi qu'à des enjeux de sécurité publique (prévention des risques) et de planification de l'aménagement du territoire et des littoraux, en particulier dans les zones les plus exposées aux risques de submersion marine, aux ondes de tempête et aux tsunamis (en Europe principalement par le Centre Régional d'Alerte aux Tsunamis pour l'Atlantique Nord-Est et la Méditerranée ou CRATANEM coordonné par le Commissariat à l'énergie atomique, ou CEA/DASE)[12]).

Une base de données mondiale, nommée GESLA (Global Extreme Sea Level Analysis) a été établie en 2009. Elle a pour but de rassembler des mesures faites au moins une fois par heure, c'est-à-dire assez fréquentes pour mieux décrire les variations de limite des hautes eaux lors de l'évolution des surcotes et tempêtes[13]. Elle a déjà permis de montrer qu'en 40 ans (entre 1970 et 2010), l'ampleur et la fréquence des niveaux extrêmes de la mer ont augmenté dans le monde[14] ; dans certaines régions du monde, la hauteur de ce qui constitue une inondation cinquantenaire a augmenté de plus de 10 cm par décennie[15].

Les Pays-Bas sont les plus concernés, ce sujet fait partie des priorités nationales depuis plusieurs décennies. Un réseau s'organise peu à peu dans les années 2000[16].

En France, En 2010, le Réseau d'Observatoires du Niveau des Mers (RONIM) comptait 32 marégraphes[17]. Il existe aussi le réseau d’Observation Subantarctique et Antarctique du niveau de la Mer[18], dont les données sont traitées par le Laboratoire d'études en géophysique et océanographie spatiales (LEGOS).

En mars 2015, un rapport d’experts[19] fait le point sur les données historiques disponibles, soulignant que la hausse du niveau marin sera vraisemblablement la cause principale de l'aggravation de l'aléa de submersion marine ; des effets érosifs majeurs sont aussi prévus pour les prochaines décennies.

Limites des marégraphesModifier

La couverture géographique des marégraphes, et surtout des plus anciens, n'est pas homogène. Très peu de jeux de données peuvent être utilisés pour des études sur plus de cinquante ans. En particulier, il existe un net déséquilibre entre les deux hémisphères : l'hémisphère nord possède environ 90 % des marégraphes de la planète. Nombre d'entre eux fournissent des enregistrements remontant au XIXe siècle, les marégraphes de l'hémisphère sud sont à la fois moins nombreux et moins anciens.[20],[21],[22].

Outre leur répartition géographique limitée, les marégraphes sont vulnérables aux mouvements verticaux du sol sur lequel ils sont construits. Il s'agit des phénomènes de subsidence (tassement vertical du sol), des mouvements tectoniques, et de l'affaissement ou du rebond du sol, lorsqu'il est confronté à un changement de la masse de sédiments ou de glace qu'il supporte. De nombreux travaux visent à quantifier et corriger ces sources de biais de mesure[22].

Mesures par satelliteModifier

 
Le satellite Jason-1

Principe de mesureModifier

Les satellites chargés de la mesure du niveau de la mer emportent un altimètre radar travaillant le plus souvent en Bande Ku, c'est-à-dire entre 12 et 18 Ghz. Cet altimètre est pointé vers le nadir, les données suivent donc la trace au sol du satellite. Le radar envoie des impulsions (quelques centaines de fois par seconde), brêves (de l'ordre de 100 µs) et d'une grande bande passante. La mesure du temps d'aller-retour du signal radar permet de mesurer la distance séparant le satellite de la surface de l'eau[23].

Cette information n'est pas suffisante : il faut aussi connaître l'altitude du satellite lui-même, par rapport à un référentiel terrestre, avec une précision de l'ordre du centimètre. Les satellites sont placés sur une orbite circulaire, plus stable et plus facile à caractériser. La caractérisation extrêmement précise de l'orbite est obtenue par positionnement GPS, par Système DORIS qui fonctionne comme un GPS inversé (émetteurs au sol, récepteur sur le satellite), par télémétrie laser, ou par des combinaisons de ces techniques[23]. Pour un satellite comme Topex/Poseidon, la stabilité des hauteurs orbitales de T/P sur 4 ans est de 10 mm[24]

Liste des satellitesModifier

Les satellites suivants emportent des instruments dédiés à la mesure du niveau de la mer[23],[25].

  • Les premières expérimentations d'altimétrie radar ont eu lieu à bord de Skylab à partir de 1974, puis sur le satellite Seasat
  • Geosat de la marine américaine, opérationnel de 1985 à 1990, le premier à fournir des données réellement exploitables
  • ERS-1 et ERS-2, satellites européens, dont les missions ont duré, respectivement, de 1991 à 2000 et de 1995 à 2011.
  • TOPEX/Poseidon (franco-américain), lancé en 1992, a fonctionné jusqu'en 2006.
  • Geosat Follow-On est une mission d'altimétrie de la Marine américaine qui a été lancée le . Le , la Marine a validé le satellite comme opérationnel. Pendant sa mission, le satellite sera maintenu dans l'orbite de la Mission Exacte de Répétition de GEOSAT (MER) (800 km d'altitude, 108 degrés d'inclinaison, 0,001 d'excentricité, et période de 100 minutes). Cette Orbite Exacte de Répétition de 17 jours (OER) suit la trace au sol de MER +-1 km. Comme pour le GEOSAT original MER, les données seront disponibles pour la science océanique par NOAA/NOS et NOAA/NESDIS. Altimètre de radar - à fréquence unique (13,5 gigahertz) avec 35 mm de précision sur la hauteur. Le récepteur du GPS n'est pas fonctionnel.
  • La famille Jason : Jason-1 lancé le , a ensuite repris la mission de T/P en suivant la même trace au sol. Jason-2 est lancé en 2008, et Jason-3 en 2016.
  • ENVISAT (ESA), lancé en 2002.
  • HY-2A (chinois), lancé en 2011.
  • Sentinel-3, deux satellites européens lancés en 2018 et 2020.
  • SARAL (franco-indien), lancé en 2013, qui offre une résolution améliorée grâce à son altimètre radar en bande Ka nommé Altika, qui prend la suite de la partie altimétrique de la mission Envisat[26],[27]
  • Sentinel-6, programme européen comprenant deux satellites. Le premier a été lancé en 2020, le deuxième soit suivre en 2026
  • Surface Water Ocean Topography Mission, satellite franco-américain qui doit être lancé en 2022.

Exploitation des donnéesModifier

Des mesures d'une précision extrême étant nécessaire, il existe de complexes phase de calibrations visant à corriger les différentes erreurs de mesure possible. Les résultats satellites étant partiellement calibrés sur les résultats des marégraphes, ce ne sont pas des sources entièrement indépendantes[28]. Des lacs sont aussi utilisés pour la calibration des mesures : leur niveau de varie pas sur les courtes périodes de temps : les vagues sont minimes, il n'y a pas d'effet baromètre inverse ni de marées. Le lac kirghize Yssyk Koul est devenu un site de référence[29].

Les programmes satellite TOPEX/Poseidon (T/P) et Jason-1 de la NASA et du CNES, fournissent des mesures du changement du niveau de la mer depuis 1992. Les données sont disponibles en ligne[30]. Ces données montrent une augmentation moyenne du niveau de la mer de 2,8±0,4 mm/an. Cela inclut une augmentation apparente de 3,7±0,2 mm/an pendant la période de 1999 à 2004[31].

Évolution du niveau de la mer à l'échelle des temps géologiquesModifier

 
Changements du niveau de la mer depuis la fin de la dernière période glaciaire.

A l'échelle de la centaine de milliers d'années, le niveau de la mer a varié avec les glaciations. Il était proche de son niveau actuel durant les périodes interglaciaires et une centaine de mètres plus bas durant les périodes glaciaires.

Les variations du niveau de la mer aux échelles de temps géologiques sont désignées sous les termes de transgression marine (hausse du niveau) et régression marine (baisse du niveau).

Depuis le dernier maximum glaciaire in y a 20 000 ans le niveau de la mer a augmenté de plus de 125 m, en conséquence de la fonte des inlandsis d'Amérique du Nord et d'Eurasie. La vitesse d'élévation du niveau de la mer a alors variée de moins de 1 mm/an à plus de 40 mm/an. Une vitesse très rapide a eu lieux durant l'impulsion de fonte 1A il y a environ 14 600 ans, au cours de laquelle le niveau de la mer a augmenté de 20 m sur 500 ans (40 mm/an)[32]. L'élévation du niveau des océans commence ralentir il y a environ 8 200 ans (première partie de l'Holocène), et deviens très faible à partir de 6 700 ans. Le niveau de la mer n'est alors que d'environ 4 m en dessous du niveau actuelle. Il augmente encore légèrement jusqu'il y a 4 200 ans et est alors moins d'un 1 m sous le niveau du début de XXe siècle[33]. Le niveau de la mer est pratiquement constant au cours des derniers 4 200 ans (seconde moitiée de l'Holocène), jusqu'à la reprise contemporaine de de l'élévation qui commence au début de XXe siècle[33]. Durant cette période, la variation du niveau de la mer est de l'ordre de 0,1 mm/an[6].

Évolution récente du niveau de la merModifier

 
Niveau eustatique depuis 1993, données satellite NASA[34]

L'évaluation de l'élévation du niveau eustatique se fait par synthèse des mesures des marégraphes et des satellites.

Le niveau de la mer a augmenté de 0,16 m (intervalle de confiance probable 0,12 à 0,21 m) entre 1902 et 2015[3].

Le rythme de hausse de niveau de la mer s'est accru depuis les années 1990. Les données des satellites tendent à indiquer une accélération de l'élévation du niveau de la mer plus importante que celles des marégraphes[35]. La mesure de l'accélération de la hausse du niveau de la mer est complexe, car les mesures, que ce soient celles des marégraphes ou des satellites, sont perturbées par de nombreux paramètres[36]. Entre 1901 et 1990 le niveau de la mer a augmenté d'environ 1,4 mm/an[4]. Selon la synthèse 2019 du GIEC, la vitesse d'augmentation du niveau de la mer était de 3,2 mm/an entre 1993 et 2015[4] et 3,6 mm/an entre 2006 et 2015[4].


Contributions à l'élévation contemporaine du niveau de la merModifier

 
Principales contributions à l'élévation du niveau de la mer, 2006-2015[37]

La hausse du niveau de la mer observée depuis la fin du XXe siècle et anticipée dans le futur est, pour l'essentiel une conséquence du réchauffement climatique, dont l'étude ne peut être séparée de celui-ci. Selon la synthèse 2019 du GIEC[4], au cours de la période 2006-2015, le niveau de la mer a augmenté de 3,58 mm/an en moyenne, tandis que la somme des contributions, estimées à partir de la synthèse de nombreuses publications scientifiques, est de 3 mm/an. Le figure ci-contre présente les principales contributions, que son la dilatation thermique de l'eau et la fonte des glaciers. La contribution e, négative, correspond au changement de la quantité d'eau stockée sur les continents à l'état liquides : lacs de retenues et nappes phréatiques.

Contribution de la dilatation thermiqueModifier

 
(haut) Volume occupé par un kg d'eau entre 0 et 30°c. (bas) coefficient de dilatation thermique en ppm/K.

L’eau liquide se dilate à mesure qu’elle monte en température, son volume augmentant en même temps que sa température[38]. Cette dilatation de l’eau est responsable, selon les études de la NASA, d'environ un tiers de l'élévation en cours du niveau de la mer, et d'une élévation de sept millimètres du niveau des océans entre 2003 et 2018[39]. La même proportion est déterminée par la synthèse du GIEC de 2019, d'après laquelle la contribution de la dilatation thermique des océans est de 1,40 mm/an (très probablement entre 1,08 à 1,72 mm/an) entre 2006 et 2015[2].

Les océans absorbent 90 % de la chaleur supplémentaire due à l’effet de serre[39]. La capacité thermique des océans est environ 1000 fois supérieure à celle de l'atmosphère, c'est à dire que la même quantité de chaleur qui élèverait d'un degré la température de l'atmosphère, l'élèverait que de un millième de degré celle des océans[40].

L'étude précise de ce phénomène nécessite la connaissance non seulement des températures en surface, mais aussi en grande profondeur[incompréhensible]. Les sondes de mesure - avant 2014 - n'enregistraient pas la température aux très grandes profondeurs (sous 6 000 m), la plupart des bouées ne descendant pas à moins de 2 000 m alors que la profondeur moyenne est de 3 800 m, avec des fosses à plus de 12 000 m[38]. En 2014, des bouées dites Deep Argo ont commencé à faire des mesures à 6 000 m de fond[38].

La température de l'océan évolue avec le climat, mais de façon différée : la chaleur ne se diffuse dans les profondeurs océaniques qu'à l'échelle des siècles. Par conséquent, l'élévation du niveau de la mer causé par la dilation thermique de l'eau est, elle aussi, très étalée dans le temps. Ainsi, une étude de 2017[41] étudie un scénario dans lequel les émissions de gaz à effet de serre s'arrêtent brutalement en 2050. La température moyenne de l'air cesse d'augmenter au même moment, en revanche, le niveau de la mer (plus exactement, la composante de sa variation dûe à la dilation thermique) ne cesse pas : la variation est de 30 cm avant 2050, et plus du double pendant les siècles suivant, l'équilibre n'étant pas atteint en 2800. Même dans des scénarios ou les gaz à effet de serre sont retirés de l'atmosphère (émissions négatives, captures), une partie de l'élévation est irréversible à l'échelle des siècles. Cela signifie que l'expansion thermique de l'océan a en fait à peine commencé à réagir au réchauffement climatique[42].

Contribution des Glaciers et calottes glaciairesModifier

Les barrières de glace, et les banquises flottant à la surface de la mer ne changent pas, quand elles fondent, son niveau. En effet, en vertu du principe d'Archimède, les glaces flottantes occupent sous la ligne de flottaison un volume identique à celui de la masse d'eau équivalente. C'est donc la fonte des masses de glace continentale qui est en cause, comme le note une étude de la NASA d'octobre 2015[39],[43]. Cela comprend les immenses inlandsis d'Antarctique et du Groenland, ainsi que les glaciers et calottes glaciaires (massifs montagneux, Alaska, Islande...), qui, si ils représentent une masse d'eau bien moindre, peuvent fondre plus rapidement[44], tandis que la fonte du Groenland serait bien plus lente (peut-être 1 500 ans, pour le scenario le plus rapide) et l'Antarctique fondrait encore plus lentement[45].

Si tous les glaciers et calottes glaciaires (hors des régions polaires) fondaient, l'élévation du niveau de la mer serait d'environ 0,32 m[46]. La fonte de l'inlandsis du Groenland produirait 7,2 m d'élévation du niveau, et la fonte de l'inlandsis de l'Antarctique en produirait 61,1 m[45]. L'effondrement du réservoir intérieur immobilisé de l'inlandsis de l'Antarctique Ouest augmenterait le niveau de 5 à 6 m[47].

Inlandsis polairesModifier

Les précipitations sous forme de neige sur les inlandsis d'Antarctique et du Groenland s'élèvent, respectivement, à 1 637 Gt et 399 Gt par an. Si toute cette neige s'accumulait et aucune glace ne retournait à l'océan, cela correspondrait à une baisse de 5,6 mm par an du niveau des océans. La différence entre la glace entrante et la glace sortante est appelée le bilan de masse et est importante car c'est elle qui cause les changements dans le niveau global de la mer. L'évaluation précise de ce bilan est un enjeu majeur[48].

En comparaison avec les hauteurs des âges glaciaires, il reste aujourd'hui peu d'inlandsis continentaux à fondre. Les changements de climat du XXe siècle, à partir des modèles étudiés, contribueraient de −0,2 et 0,0 mm/an pour l'Antarctique (résultat de l'augmentation des précipitations) et de 0,0 à 0,1 mm/an pour le Groenland (du fait du changement aussi bien des précipitations que du trop-plein). Les estimations suggèrent que le Groenland et l'Antarctique ont contribué à une élévation de 0,0 à 0,5 mm/an pendant le XXe siècle et que ce serait le résultat d'un ajustement à long terme depuis la fin de la dernière glaciation[réf. nécessaire].

Entre 2006 et 2015, la fonte de l’inlandsis Antarctique (et de ses glaciers périphériques) à contribué à la hausse du niveau de la mer à hauteur de 0,43 mm/an (très probablement entre : 0,34 et 0,52 mm/an)[2]. La Contribution de l’inlandsis du Groenland (et de ses glaciers périphériques) sur la même période et de 0,77 mm/an (très probablement entre : 5 et 95 %: 0,72 à 0,82 mm/an)[2]. Les deux inlandsis polaires ont donc contribués à hauteur de 1,20 mm/an (très probablement entre 1,06 et 1,34 mm/an).

Glaciers et calottes glaciairesModifier

 
Evolution de la masse des glaciers subpolaires et de montagnes, 2003-2018[49]

L'Antarctique et le Groenland représentent, respectivement, 88.2% et 11.3% des glaces non-flottantes sur Terre. Les 0.5% restant correspondent aux glaciers et calottes glaciaires du reste de la planète. Malgré cette réserve beaucoup plus faible en masse, ces glaciers sont très importants dans l'évolution du niveau de la mer au cours du siècle écoulé, et dans le futur proche : étant bien plus petits et situés dans des régions où la température est bien plus proche de zéro, ils fondent beaucoup plus rapidement que les énormes Inlandsis polaires. Leur fonte totale élèverait le nibeau de la mer d'environ 32 cm. Entre 1884 et 1975, ils ont contribué pour au moins le tiers de l'élévation du niveau de la mer qui a été observée[46],[50].

En 2019, sur la base des mesures satellitaires du programme GRAC, Ciracì et Al estiment les pertes de masse des glaciers et calottes glaciaires (hors Groenland et Antarctique), de 2003 à 2018, à 285,5 ± 30 Gt/an. Ceci correspond à environ 0,8 mm par an d'élévation du niveau de la mer. La distribution géographique de cette perte est représentés ci-contre. Cette fonte tend à s'accélérer dans toutes les régions étudiées, à l'exception de l'Islande et du nord de la Cordillière des Andes, l'accélération globale étant évaluée 5 ± 2 Gt/an2[49].

Autres contributionsModifier

A coté de ces deux causes principales que sont la fonte des glaces et la dilatation thermique, d'autres phénomènes, qui n'ont pas forcément de lien direct avec le réchauffement climatique, contribuent aussi à l'élévation des océans, comme l’exploitation des aquifères terrestres.

Contribution de l'exploitation des aquifèresModifier

De nombreux aquifères dans le monde sont exploités au-delà de leur capacité de renouvellement, ou ne se renouvellent pas du tout (eau fossile). Cette surexploitation des ressources d'eau souterraine contribue à l'élévation du niveau de la mer, en transférant de l'eau vers l'océan. Une étude de 2011 s'est attachée à quantifier cette contribution : il en ressort qu'au cours des années 2000 145 km3 d'eau ont ainsi été ajoutés annuellement à l'océan de cette façon, contribuant pour 13 % à la hausse observée du niveau des océans[51].

Assèchement des marais et des lacsModifier

L'assèchement délibérais des marais est un autre processus de réduction de la quantité d'eau stockée sur les continents. Selon une estimation, l'assèchement des marais contribue pour 0,067 mm par an à l'élévation du niveau de la mer, soit en ordre de grandeur, 2% du total.[52]. L'assèchement de mers et lacs endoréiques comme le Lac Tchad et la mer d'Aral a une contribution du même ordre de grandeur[53].

Contribution de la sédimentationModifier

L'érosion des sols contribue à l'élévation du niveau de la mer. Environ 60 milliards de tonnes de sols sont érodés par an, dont 25 milliards finissent par se sédimenter au fond des océans. L'espace ainsi occupé fait monter d'autant le niveau de la mer[54]. Le rapport d'évaluation 2011 du GIEC mentionne cet effet sans le quantifier[55].

Contribution non-climatique des produits de combustionModifier

La combustion de pétrole, de gaz naturel ou de charbon produit de l'eau et du dioxyde de carbone. Outre leur effet sur le climat, ces produits de combustion contribuent directement, par leur simple volume, à élever le niveau des océans. Cette eau nouvelle s'ajoute au cycle de l'eau, et environ 25% du CO2 finit dissout dans les océans. Cette contribution est cependant minime: un article de 2014 estime que l'eau et le CO2 produits par les combustibles fossiles font monter l'océan de 0,033 ± 0,005 mm et 0,011 ± 0,003 mm par an respectivement par cet effet (en ordre de grandeur, 1 à 1.5% de l'élévation totale mesurée)[56].

Contribution négative des retenues d'eauModifier

La construction de barrages, avec la création de lacs de retenue, tend à faire baisser le niveau de la mer. En effet, le volume d'eau contenu dans ces lacs est retranché à celui des océans. Un article de 2008[57] estime ainsi qu'en 80 ans, les lacs de retenue créés dans le monde ont accumulé 10 800 km3 d'eau, faisant baisser le niveau de la mer de 30 mm au total. Une fraction de cet effet devrait être annulé à long terme, car l'envasement des lacs de barrage réduit leur capacité[58].

Évaluation de l'évolution future du niveau de la merModifier

Prévisions jusqu’à 2100Modifier

D'après la synthèse des connaissances scientifiques réalisée par le GIEC dans le cadre du rapport spécial océans et cryosphère de 2019, le niveau moyen de la mer augmentera d'ici à 2100 d'environ 0,43 m (probablement entre 0,29 et 0,59 m) dans un scénario de faible émission de gaz à effet de serre (RCP2.6) et d'environ 0,84 m (probablement entre 0,61 et 1,10 m) dans un scénario de forte émission de gaz à effet de serre (RCP8.5)[5]. Ce rapport souligne qu'il existe de fortes incertitudes quant à la vitesse de fonte de l'inlandsis de l'Antarctique et que sa contribution pourrait être sous-estimée dans les intervalles de confiance probables, estimés statistiquement. La contribution de l'Antarctique pourrait conduire à une hausse du niveau des mers de 2,3 à 5,4 m d'ici 2100 pour le scénario RCP8.5[5].

Prévisions à très long termeModifier

Si les résultats sont souvent présentés à l'échelle du siècle, la montée des eaux ne s'arrêtera pas en 2100. Selon le Pr Kenneth G. Miller[59] (Université de Rutgers), si l'on compare la situation de la terre du XXIe siècle à celle du Pliocène (période marquée par une eustasie importante[60]), ce sont 12 à 22 m de hauteur d’eaux marines qui auront recouvert les terres les plus basses au tout début du prochain millénaire[61], si la température moyenne de la terre n'augmente effectivement pas de plus de 2 °C (scénario bas retenu par la communauté internationale). À cause de la fonte des glaces et de l’expansion thermique des mers, les océans engloutiraient alors les terres aujourd’hui (2010) occupées par environ 70 % de la population humaine. Il se base notamment sur des données paléoenvironnementales collectées en Virginie, dans l'Océan Pacifique et en Nouvelle-Zélande. Le taux de CO2 atmosphérique actuel (2012) tend à se rapprocher de celui du Pliocène (- 3 millions d’années). Or il était à cette époque associé à un climat moyen plus chaud de °C, et à un niveau marin plus élevé de 12 à 22 mètres qu'aujourd'hui.
« Cette montée des océans inondera les côtes du monde entier et affectera environ 70 % de la population mondiale » dit H. Richard Lane (Directeur de programme à la division Géologie de la National Science Foundation, qui finance cette recherche). Shanghai, Le Caire, Londres ou La Nouvelle-Orléans seraient alors totalement sous les eaux, et le Bangladesh, le Cambodge ou les Pays-Bas, une grande partie de la Belgique et du nord de la France effacée des cartes. La réalisation de ce scénario (qui, avec + 2 °C n'est pas le plus alarmant) obligerait l’humanité à densifier ses populations sur des territoires toujours plus petits.

Effets et enjeux de l'élévation du niveau de la merModifier

Sur la base des projections rappelées ci-dessus, le rapport TRE du GIEC (IPCC TAR) WG II note qu'on peut s'attendre à ce que le changement actuel et futur du climat ait divers impacts sur les systèmes côtiers[62] ; incluant une érosion côtière accélérée, une exacerbation de l'occurrence et de l'ampleur des inondations, des invasions marines dues aux tempêtes, l'inhibition de processus de production élémentaires, des changements dans les caractéristiques et dans la qualité de l'eau de surface et des eaux souterraines (salinisation), davantage de pertes de propriétés et d'habitats littoraux, des pertes de ressources et de valeurs culturelles et sociales, déclin de la qualité du sol et de l'eau, pertes économiques (agriculture, aquaculture, tourisme, loisirs) et liées et les services de transports (les littoraux sont souvent bordés d'infrastructures importantes ou vitales pour les transports nationaux). Des pertes potentielles de vie font partie des impacts cités par le GIEC.

Les modèles projettent des différences régionales et locales importantes dans les changements relatifs du niveau marin. Les impacts varieront aussi selon les capacités de résilience écologique des écosystèmes et donc selon les zones biogéographiques et leur état de santé (Alors que l'objectif de bon état écologique et physico-chimique des masses d'eau, poursuivi par la directive cadre européenne sur l'eau semble ne pas pouvoir être partout atteint en 2015 comme prévu (au rythme des progrès actuels). Des changements floristiques, fauniques, trophiques et de biomasse sont déjà observés, mais dont les causes sont difficiles à démêler (le réchauffement ou des perturbations induites par la surpêche sont probablement aussi en cause).
La biodiversité et biomasse de la zone intertidale moyenne et basse (là où elle est la plus riche) pourraient être affectées si l'eau monte trop rapidement[63].

Cas des littorauxModifier

Ils sont plus ou moins exposés, selon leur altitude ou leur degré de poldérisation, mais aussi selon la nature des substrats, leur orientation, le climat local, leur position dans un détroit, etc. Les données statistiques prospectives sur les impacts sur l'Homme de l'élévation des mers sont rares, mais certaines données paléoclimatiques et sur les paléopaysages peuvent renseigner sur la manière dont ils ont été affectés lors des avancées marines précédentes.

Une étude[64] rappelait en 2007 que 634 millions de personnes vivent près des côtes et à moins de 10 mètres au-dessus du niveau marin. Et deux tiers des villes de plus de cinq millions d'habitants sont situées dans des secteurs côtiers de basses terres. Ce sont dans de nombreux pays les littoraux qui s'urbanisent le plus vite et qui sont le plus touchés par la périurbanisation, dont en France, selon l'Observatoire du littoral de l'Institut français de l'environnement.

Une grande partie des usines chimiques, des raffineries, des grands ports stratégiques, des centrales électriques, notamment nucléaires les plus puissantes y sont construites. Ce sont aussi sur des atolls vulnérables à la submersion qu'on a fait de nombreux essais nucléaires (Moruroa, îles Marshall, dont l'atoll d'Eniwetok…).

Un enjeu important de protection de la nature existe aussi, car ce sont sur les littoraux qu'ont subsisté de nombreux milieux naturels précieux et menacés (par exemple coûteusement achetés par le Conservatoire du littoral en France) ; Ils abritent une partie importante des réserves naturelles et de la biodiversité mondiale. De nombreux récifs et mangroves risquent de ne pas pouvoir croître assez vite pour s'adapter à une montée de l'eau, surtout si celle-ci devient plus turbide et polluée en raison d'une augmentation de l'érosion, ce qui semble être déjà le cas[65]. Toutes ces ressources sont menacées par la montée des océans.

Dans le monde, de nombreuses régions littorales ont commencé à consolider ou rehausser leurs digues, à redimensionner leurs systèmes d'écluses ou de protection, sans néanmoins qu'il y ait de consensus sur la hauteur du risque à envisager ou sur les dates butoirs.

Ce n'est pas la hauteur moyenne, mais les maxima qu'il faut prendre en compte, ce qui nécessite d'intégrer les combinaisons possibles de facteurs d'exacerbation que sont les tempêtes, les dépressions et les crues, voire le risque de tsunami. La Flandre belge a par exemple décidé de maintenant prendre en compte le risque de surcote lié à une tempête « millénaire » dans son plan de protection des côtes mis en place par l’État et les dix communes côtières concernées. En effet, sans renforcement des digues et du cordon dunaire sur au moins 1/3 du littoral belge, selon les modélisations, presque toute la côte et les villes des zones arrière dunaires et de polders seraient inondées, jusqu'à Bruges[66].

Cas des îlesModifier

 
L'atoll de Baa aux Maldives.

Le GIEC a suggéré que les deltas et les petits États insulaires pourraient être particulièrement vulnérables à la montée des mers. Des phénomènes de compensation isostatique pourraient toucher la Baltique et certaines îles. L'élévation relative du niveau marin pourra être exacerbée par des affaissements ou pertes substantielles de terres dans certains deltas[67]. À ce jour, les changements de niveau marin n'ont pas encore causé de graves pertes environnementales, humanitaires, ou économiques dans les petits États insulaires. L'enfoncement d'une partie des terres des nations insulaires des Tuvalu avait d'abord été attribué à la seule montée de la mer, mais des articles ont ensuite suggéré que des pertes importantes de terre résultaient de l'érosion induite par les cyclones Gavin, Hina, et Keli de 1997[68],[69]. Les îles en question n'étaient pas peuplées. Reuters cite d'autres îles Pacifiques qui font face à un risque grave, dont l'île de Tegua dans Vanuatu. l'Agence affirme que les données de Vanuatu ne montrent aucune élévation nette du niveau de la mer, et ne sont pas corroborées par des données de mesure de marée. Les données de mesure de marée de Vanuatu[70] montrent une élévation nette d'environ 50 millimètres de 1994 à 2004. La régression linéaire de cet enchaînement à court terme suggère une vitesse d'élévation d'environ 7 mm/an, bien qu'il y ait une variabilité considérable et qu'il soit difficile d'évaluer la menace exacte qui pèse sur les îles en utilisant un enchaînement à si court terme.

Pour éviter un afflux supplémentaire de réfugiés climatiques, diverses options ont été proposées pour aider les nations insulaires à s'adapter à l'élévation du niveau marin et à des tempêtes plus fréquentes ou plus graves[71].

Intrusion d'eau salée dans les aquifères côtiersModifier

Certains aquifères côtiers communiquent avec l'océan, ce qui est matérialisé par l'existence d'exsurgences sous-marines. Lorsque le niveau de l'aquifère baisse (surexploitation), le risque est l'intrusion d'eau de mer, augmentant la salinité de l'aquifère, et rendant potentiellement son eau inutilisable. L'élévation du niveau de la mer augmente ce risque. Il est mal connu et doit être évalué au cas par cas. C'est un risque potentiellement considérable, car il peut concerner les aquifères qui alimentent en eau douce des régions côtières très peuplées[72].

Salinité accrue des lagunesModifier

Cas des poldersModifier

Les zones de polders comptent parmi les plus vulnérables. Dans certains cas (Pays-Bas), des polders sont rendus à la mer ou vont l'être. En cas de recul des nappes d'eau douce, l'avancée d'un « biseau salé » sous une digue ou un cordon dunaire est possible. Les régions de polders et de marais sont particulièrement exposées par leur altitude très voisine du niveau moyen de la mer. Si l’augmentation de la profondeur à l’extérieur des digues n’est pas compensée par une sédimentation équivalente, elle provoque une diminution de la réfraction des vagues, d'où une énergie plus grande libérée sur le littoral et une vulnérabilité accrue des ouvrages de défense contre la mer. Par ailleurs, la plus grande profondeur peut entraîner une modification de direction des courants, ce qui soumet le tapis végétal à une plus longue durée de submersion et à une salinité plus élevée, causant son appauvrissement[73]. En plein essor depuis les années 1980, de nouvelles formes de gestion du littoral axées sur la dépoldérisation développent une politique défensive face à la mer. Ce mouvement consiste à rendre à la mer les étendues de terre qui avaient été gagnées sur l’eau. La dépoldérisation permet de se défendre contre la mer sans dommages environnementaux. Elle participe même à reconstituer des milieux naturels. Dépoldériser entraîne une modification du milieu par resalinisation de celui-ci et permet la reconstitution d’un écosystème maritime composé de slikke et de schorre. Sa végétation halophile dense et épaisse est un frein pour la pénétration de la mer puisqu’elle contribue à l’accumulation des sédiments[74].

Les aménagements humains pour protéger l'habitat de la mer impactent les prix et le consentement à payer ; ainsi les prix des loyers semblent évoluer selon le niveau de sécurité ressentie lié à la présence de digues[75].

Conséquences sociales : migrations et conflitsModifier

Les conséquences de l'élévation du niveau de la mer sont nombreuses sur différents plans (social, environnemental, économique, etc.). Sur le plan social, les impacts peuvent varier de pays à pays.

Les populations exposées à un niveau de la mer élevé qui submerge les côtes habitées sont obligées de migrer pour échapper à leur position vulnérable. Au Bangladesh, deux types de migrations peuvent être mises en évidence : premièrement, la migration interne qui pousse les habitants ruraux à se déplacer vers la région urbaine et deuxièmement, la migration internationale qui a surtout lieu vers l'Inde[76]. The State of Environmental Migration 2011 a publié un tableau concernant la présence des migrants bangladais dans différents états indiens[77] :

États

West Bengal

Assam

Bihar

Delhi

Tripura

Rajasthan

Maharashtra

Nombres en millions

5,4

4

0,5

1,5

0,8

0,5

0,5

Au Nigeria, la migration de la population se limite au déplacement interne, population composée de personnes déplacées à l’intérieur de leur propre pays qui ont été forcées à fuir leur lieu de résidence habituel, notamment en raison de catastrophes naturelles, et qui n’ont pas franchi les frontières internationalement reconnues d’un État[78]. Mais le changement climatique est vécu de manière très différente selon les régions et les catégories sociales concernées, car la vulnérabilité à l’égard de l’environnement est le résultat des facteurs socio-économiques et géographiques spécifiques qui façonnent chaque société[79]. C’est ainsi que certains pays, pourtant très exposés à l’élévation de la mer, parviennent à développer des programmes et infrastructures de défense efficace face à la menace des eaux. Se situant dans la partie du monde où les ressources financières sont les plus élevées, les Pays-Bas ont développé depuis la fin du XXe siècle différentes techniques de protection devant cet enjeu climatique majeur. Aujourd’hui, la population néerlandaise n’est plus en permanence directement menacée par les inondations susceptibles de provoquer des migrations.

Le phénomène des migrations climatiques est susceptible de causer des conflits dans les régions déjà sensibles de la planète. Ainsi, au Bangladesh, des conflits externes ont explosé à cause de la migration élevée vers l'Inde qui aggrave la concurrence pour l’accaparement de ressources déjà rares. Cette concurrence entraîne le déclenchement de tensions ethniques à la frontière et à l’intérieur des terres[80].

Adaptations et contre-mesuresModifier

Cartographie des zones touchées selon le niveauModifier

 
Carte des territoires qui seraient submergés en cas d'élévation de la mer de 6 m

La montée de la mer aura des impacts différents et ne se fera pas à la même vitesse partout. De plus, au fur et à mesure de la submersion, l'érosion et de nouveaux cordons dunaires pourront modifier le trait de côte. Cartographier le futur trait de côte et son évolution relève encore du domaine de la prospective et de ses incertitudes.

Enfin, de nombreuses méthodes et représentations visuelles du risque de submersion existent à ce jour (voir John C. Kostelnick, Dave McDermott, Rex J. Rowley, Cartographic methods for visualizing sea level rise[81]) ; leur précision dépend de celle du modèle numérique de terrain, mais pas uniquement (il faut notamment tenir compte des rééquilibrages eustatiques et isostatiques). Il existe des sites (par exemple Flood Maps[82]) calculant en ligne dans le monde, mais assez grossièrement, les zones submergées en fonction la hauteur de la mer selon le MNT (modèle numérique de terrain).

Mesures d'adaptationModifier

Certains pays (Allemagne, Belgique, Danemark, Pays-Bas, Royaume-Uni) ont produit des plans préparant le pays à limiter les risques et/ou à s'y adapter.

L'Union européenne a produit une directive[83] sur les inondations, incluant la préparation à l'aléa submersion marine (« inondations par la mer des zones côtières »).

Propositions de géo-ingénieurieModifier

Différentes propositions ont été formulées en matière de géo-ingénieurie : d'un part, celles visant à ralentir, de façon générale, le réchauffement climatique, d'autre part, celles visant à agir directement sur le niveau de la mer.

Géo-ingénierie sur le climatModifier

De nombreuses idées visant à freiner le réchauffement climatique par une intervention humaine ont été proposées : ensemencement des océans, action sur l'albédo, réflecteurs solaires en orbite, aérosols, etc. Néanmoins, du fait de la lenteur de la réponse du niveau de la mer au changement du climat, même des actions géo-ingénierie qui freineraient considérablement, et rapidement, le réchauffement climatique, n'agiraient sur la courbe du niveau de la mer qu'à très long terme. Certaines pourraient même avoir des effets contre-productifs : ainsi, utiliser des aérosols pour réduire l'ensoleillement pourrait, selon certaines études, accélérer la hausse du niveau de la mer, en réduisait les précipitations (et donc l'accumulation de glace) au Groenland et en Antarctique[84].

Action sur les glaciersModifier

Partant du constant qu'une partie importante de l'élévation du niveau de la mer prévue dans les prochaines décennies vient d'un petit nombre de glaciers bien localisés, plusieurs auteurs ont proposé d'entreprendre des travaux à grande échelle pour ralentir leur fissuration et leur glissement vers la mer, et pour stabiliser ou augmenter leur masse[85].

Une famille de propositions se base sur l'idée d'augmenter l'albédo de la surface de la neige ou de la glace, afin de ralentir sa fonte, et de permettre éventuellement une accumulation d'une année sur l'autre. Une petite expérimentation a été menée sur un lac du Minnesota en 2016 : la fonte de la couche de glace a été ralentie par l'utilisation de microbilles de verre[86]. Dans les Alpes Italiennes, des bâches blanches sont installées chaque été depuis 2008 sur le glacier de Presena, à la fois pour augmenter l'albédo pour pour réduire les échanges thermiques avec l'air ambiant[87]. Il a aussi été proposé de retirer la surface "sale" (débris naturelle ou pollution) de certains glaciers (éventuellement pour en faire des talus freinant l'érosion éolienne), ou de la recouvrir d'une couche de neige[85].

Une autre piste proposée est d'appliquer le principe ensemencement des nuages au dessus des zones les plus froids du Groenland et d'Antarctique, afin d'y augmenter les précipitations et donc l'accumulation de glace, renforçant certains glaciers[85]. Diverses solutions ont été proposées pour freiner mécaniquement le glissement des glaciers vers la mer : construction d'ancrages en béton, utilisation de chaines ou de cables d'acier, murs s'opposant au vêlage[88].

Enfin, d'autres propositions consistent à cibler la couche d'eau liquide séparant les glaciers des substrat rocheux (qui permet le glissement des glaciers vers la mer), par exemple en pompant l'eau via un forage, ou en la réfrigérant sur place[85].

Autres propositionsModifier

Le Sahara présente plusieurs régions sous le niveau de la mer, dont la plus importante, de loin, est la dépression de Qattara, dont le point bas est à −133 m. Construire un canal pour remplir certaines de ces dépressions d'eau de mer est un projet proposé depuis des décennies, principalement pour humidifier le climat local et produire de l'énergie marémotrice. Ce serait aussi un moyen d'agir sur le niveau de la mer, mais très limité : la dépression de Qattara stockerait 1 340 km3 d'eau, avec un abaissement du niveau de la mer de l'ordre de 3 mm[89]

Notes et référencesModifier

  1. selon les mesures faites par les satellites TOPEX/Poseidon, Jason-1 et Jason-2. les variations saisonnières ont été lissées pour rendre la courbe plus claire. Elle révèle ou confirme une montée constante de la mer, à raison de 0,3 ± 0,04 mm/an sur ces près de 20 ans. Graphique préparé par Neil White du CSIRO.
  2. a b c et d (en) Intergovernmental Panel on Climate Change, publisher., Special report on the ocean and cryosphere in a changing climate., (lire en ligne), chap. 4 (« Sea Level Rise and Implications for Low-Lying Islands, Coasts and Communities »), p. 336 : Table 4.1
  3. a et b (en) Intergovernmental Panel on Climate Change, Special report on the ocean and cryosphere in a changing climate., (lire en ligne), Summary for Policymakers, A.3.1
  4. a b c d e et f (en) Intergovernmental Panel on Climate Change, publisher., Special report on the ocean and cryosphere in a changing climate., (lire en ligne), Technical Summary, TS.4 : observations
  5. a b c et d (en) Intergovernmental Panel on Climate Change, publisher., Special report on the ocean and cryosphere in a changing climate., (lire en ligne), Technical Summary, TS.4.Projections, p 56
  6. a et b (en) Intergovernmental Panel on Climate Change, publisher., Special report on the ocean and cryosphere in a changing climate., (lire en ligne), chap. 4 (« Sea Level Rise and Implications for Low-Lying Islands, Coasts and Communities »), p. 334 : 4.2.2.1
  7. Antoine Peillon, « L’Indonésie en première ligne des catastrophes naturelles », La Croix,‎ (lire en ligne, consulté le 7 juin 2020).
  8. H. Langenberga, A. Pfizenmayera, H. von Storcha, J. Sündermannb ; Storm-related sea level variations along the North Sea coast : natural variability and anthropogenic change ; Continental Shelf Research Volume 19, Issue 6, May 1999, Pages 821-842 doi:10.1016/S0278-4343(98)00113-7 (Résumé)
  9. (en) Carl Wunsch, « The Long-Period Tides », Review of Geophysics, vol. 5, no 4,‎ (lire en ligne)
  10. (en) Cheh Pan, « Observed multiple frequencies of the Chandler wobble », Journal of Geodynamics, vol. 44,‎ , p. 47, p. 61
  11. Synthèse d'une étude IRD (N. Gratiot, E. J. Anthony, A. Gardel, C. Gaucherel, C. Proisy, J. T. Wells, Significant contribution of the 18.6 year tidal cycle to regional coastal changes, Nature Geoscience, volume 1, mars 2008 Doi : 10.1038/ngeo127, Letter), ULCO (Université du littoral Côte d'Opale) à Dunkerque.
  12. Ministère de l'écologie (2009) Cratanem : le nouveau centre français d'alerte aux tsunamis
  13. Portail de la base de données GESLA ((Global Extreme Sea Level Analysis))
  14. Menéndez, M., & Woodworth, P. L. (2010). Changes in extreme high water levels based on a quasi‐global tide‐gauge data set. Journal of Geophysical Research: Oceans, 115(C10).
  15. Intergovernmental Panel on Climate Change. Climate Change 2013: The Physical Science Basis (IPCC, 2013).
  16. WOODWORTH P.L., RICKARDS L.J., PEREZ B. (2009). A survey of European sea level infrastructure. Natural Hazards and Earth System Sciences, 9, p. 927-934
  17. Marégraphes (Shom, 2010)
  18. Réseau ROSAME
  19. Planton S. et al. sous la direction de Jean Jouzel (2015), Le climat de la France au XXIe siècle, Volume 5, Changement climatique et niveau de la mer : de la planète aux côtes françaises (= tome 5 de la série climat de la France au XXIe siècle)
  20. Venugopal Vuruputur, Raghu Murtugudde et Rémy Roca, Tropical Extremes : Natural Variability and Trends., Elsevier, (ISBN 978-0-12-809257-6 et 0-12-809257-2, OCLC 1051139404, lire en ligne)
  21. « Climate Data Sets | NCAR - Climate Data Guide », sur climatedataguide.ucar.edu (consulté le 23 février 2021)
  22. a et b (en) Anny Cazenave et William Llovel, « Contemporary Sea Level Rise », Annual Review of Marine Science, vol. 2, no 1,‎ , p. 145–173 (ISSN 1941-1405 et 1941-0611, DOI 10.1146/annurev-marine-120308-081105, lire en ligne, consulté le 23 février 2021)
  23. a b et c Detlef Stammer, Satellite altimetry over oceans and land surfaces, (ISBN 978-1-315-15177-9 et 1-315-15177-4, OCLC 994609617, lire en ligne)
  24. (en) Gary T. Mitchum, « Monitoring the Stability of Satellite Altimeters with Tide Gauges », Journal of Atmospheric and Oceanic Technology, vol. 15, no 3,‎ , p. 721–730 (ISSN 0739-0572 et 1520-0426, DOI 10.1175/1520-0426(1998)0152.0.CO;2, lire en ligne, consulté le 20 février 2021)
  25. (en) Cassandra Normandin, Frédéric Frappart, Adama Telly Diepkilé et Vincent Marieu, « Evolution of the Performances of Radar Altimetry Missions from ERS-2 to Sentinel-3A over the Inner Niger Delta », Remote Sensing, vol. 10, no 6,‎ , p. 833 (ISSN 2072-4292, DOI 10.3390/rs10060833, lire en ligne, consulté le 27 février 2021)
  26. N. Steunou, J. D. Desjonquères, N. Picot, P. Sengenes, J. Noubel et J. C. Poisson, « AltiKa Altimeter: Instrument Description and In Flight Performance », Informa UK Limited, vol. 38, no sup1,‎ , p. 22–42 (ISSN 0149-0419, DOI 10.1080/01490419.2014.988835)
  27. « GP - ALTIKA - Call for proposals until 15 February - CNES », Cnes.fr, (consulté le 29 avril 2011)
  28. (en) « Global mean sea level calibration » (consulté le 19 décembre 2005)
  29. (en) J.-F. Crétaux, M. Bergé-Nguyen, S. Calmant et V.V. Romanovski, « Calibration of Envisat radar altimeter over Lake Issykkul », Advances in Space Research, vol. 51, no 8,‎ , p. 1523–1541 (DOI 10.1016/j.asr.2012.06.039, lire en ligne, consulté le 28 février 2021)
  30. Voir les pages « Mean Sea Level rise », « Sea Level Estimate Coming Soon » et « Ocean surface topography from space »
  31. (en) S. Mukherjee, « Satellite Measurements of Sea Level Rise », sur membrane.com, (consulté le 19 décembre 2005)
  32. (en) Pierre Deschamps, Nicolas Durand, Edouard Bard, Bruno Hamelin, Gilbert Camoin, Alexander Thomas, Gideon Henderson, Jun'ichi Okuno, Yusuke Yokoyama, « Ice sheet collapse and sea-level rise at the Bølling warming 14,600 yr ago », Nature, vol. 483,‎ , p. 559–564 (DOI 10.1038/nature10902).
  33. a et b Kurt Lambeck, Hélène Rouby, Anthony Purcell, Yiying Sun et Malcolm Sambridge, « Sea level and global ice volumes from the Last Glacial Maximum to the Holocene », Proceedings of the National Academy of Sciences of the United States of America, vol. 111, no 43,‎ , p. 15296–15303 (PMID 25313072, PMCID 4217469, DOI 10.1073/pnas.1411762111, Bibcode 2014PNAS..11115296L)
  34. NASA Global Climate Change, « Sea Level | NASA Global Climate Change », sur Climate Change: Vital Signs of the Planet (consulté le 19 février 2021)
  35. (en) J. A. Church et N. J. White, « A 20th century acceleration in global sea-level rise », in Geophys. Res. Lett., vol. 33, 2006 [présentation en ligne]
  36. H. Bâki Iz, C. K. Shum et C. Y. Kuo, « Sea level accelerations at globally distributed tide gauge stations during the satellite altimetry era », Journal of Geodetic Science, vol. 8, no 1,‎ , p. 130–135 (ISSN 2081-9943, DOI 10.1515/jogs-2018-0013, lire en ligne, consulté le 19 février 2021)
  37. « AR6 Climate Change 2021: The Physical Science Basis — IPCC » (consulté le 18 février 2021)
  38. a b et c Eli Kintisch (2014) Past measurements may have missed massive ocean warming 05-10-2014
  39. a b et c Théo Mercadier, « Non, le niveau de la mer n’augmente pas de manière « naturelle » », sur lemonde.fr, (consulté le 26 juin 2019)
  40. (en) Brian Angliss, « Climate Science for Everyone: How much heat can the air and ocean store? », sur Progressive Culture | Scholars & Rogues, (consulté le 21 février 2021)
  41. (en) Kirsten Zickfeld, Susan Solomon et Daniel M. Gilford, « Centuries of thermal sea-level rise due to anthropogenic emissions of short-lived greenhouse gases », Proceedings of the National Academy of Sciences, vol. 114, no 4,‎ , p. 657–662 (ISSN 0027-8424 et 1091-6490, PMID 28069937, PMCID PMC5278445, DOI 10.1073/pnas.1612066114, lire en ligne, consulté le 9 octobre 2020)
  42. (en) Dana Ehlert et Kirsten Zickfeld, « Irreversible ocean thermal expansion under carbon dioxide removal », Earth System Dynamics, vol. 9, no 1,‎ , p. 197–210 (ISSN 2190-4987, DOI 10.5194/esd-9-197-2018, lire en ligne, consulté le 9 octobre 2020)
  43. (en) Maria-José Viñas, « NASA Study: Mass Gains of Antarctic Ice Sheet Greater than Losses », sur nasa.gov, (consulté le 26 juin 2019)
  44. Rai, R. (2035). Retreating the Himalayas Glaciers: Alarming Situation in Nepal
  45. a et b (en) IPCC, Climate Change 2001 [détail des éditions], chap. 11 : Changes in Sea Level, partie 11.2.1.2 « Models of thermal expansion » [lire en ligne]
  46. a et b (en-US) Bethan Davies, « What is the global volume of land ice and how is it changing? », sur AntarcticGlaciers.org (consulté le 28 février 2021)
  47. (en) Michael Studinger, Geological Influence on the Onset of Fast Moving Ice [lire en ligne]
  48. (en) H. Jay Zwally, Mario B. Giovinetto, Jun Li et Helen G. Cornejo, « Mass changes of the Greenland and Antarctic ice sheets and shelves and contributions to sea-level rise: 1992–2002 », Journal of Glaciology, vol. 51, no 175,‎ , p. 509–527 (ISSN 0022-1430 et 1727-5652, DOI 10.3189/172756505781829007, lire en ligne, consulté le 28 février 2021)
  49. a et b (en) E. Ciracì, I. Velicogna et S. Swenson, « Continuity of the Mass Loss of the World's Glaciers and Ice Caps From the GRACE and GRACE Follow‐On Missions », Geophysical Research Letters, vol. 47, no 9,‎ (ISSN 0094-8276 et 1944-8007, DOI 10.1029/2019GL086926, lire en ligne, consulté le 28 février 2021)
  50. (en) M. F. Meier, « Contribution of Small Glaciers to Global Sea Level », Science, vol. 226, no 4681,‎ , p. 1418–1421 (ISSN 0036-8075 et 1095-9203, DOI 10.1126/science.226.4681.1418, lire en ligne, consulté le 28 février 2021)
  51. (en) Leonard F. Konikow, « Contribution of global groundwater depletion since 1900 to sea-level rise », Geophysical Research Letters, vol. 38, no 17,‎ (ISSN 1944-8007, DOI 10.1029/2011GL048604, lire en ligne, consulté le 22 juin 2019)
  52. P. C. D. Chris Milly, Anny Cazenave, James S. Famiglietti et Vivien Gornitz, « Terrestrial Water-Storage Contributions to Sea-Level Rise and Variability », dans Understanding Sea-Level Rise and Variability, Wiley-Blackwell, (ISBN 978-1-4443-2327-6, DOI 10.1002/9781444323276.ch8, lire en ligne), p. 226–255
  53. (en) Yoshihide Wada, John T. Reager, Benjamin F. Chao et Jida Wang, « Recent Changes in Land Water Storage and its Contribution to Sea Level Variations », Surveys in Geophysics, vol. 38, no 1,‎ , p. 131–152 (ISSN 0169-3298 et 1573-0956, PMID 32269399, PMCID PMC7115037, DOI 10.1007/s10712-016-9399-6, lire en ligne, consulté le 2 mars 2021)
  54. (en) Ruibin Zhang, Jun He, Yanwen Zhao et Yao Peng, « Another Important Factor of Rising Sea Level: Soil Erosion », CLEAN - Soil, Air, Water, vol. 41, no 2,‎ , p. 174–178 (DOI 10.1002/clen.201200127, lire en ligne, consulté le 2 octobre 2020)
  55. (en) IPCC, Climate Change 2001 [détail des éditions], chap. 11 : Changes in Sea Level
  56. (en) V. Gornitz, C. Rosenzweig et D. Hillel, « Effects of anthropogenic intervention in the land hydrologic cycle on global sea level rise », Global and Planetary Change, vol. 14, nos 3-4,‎ , p. 147–161 (DOI 10.1016/S0921-8181(96)00008-2, lire en ligne, consulté le 2 octobre 2020)
  57. (en) B. F. Chao, Y. H. Wu et Y. S. Li, « Impact of Artificial Reservoir Water Impoundment on Global Sea Level », Science, vol. 320, no 5873,‎ , p. 212–214 (ISSN 0036-8075 et 1095-9203, DOI 10.1126/science.1154580, lire en ligne, consulté le 2 juillet 2019)
  58. (en) IPCC, Climate change 2013 : Les éléments scientifiques, , 1535 p. (ISBN 978-1-107-66182-0)
  59. présentation de Kenneth G. Miller (CV), consulté 2012-03-22
  60. Dowsett, H. J., and T. Cronin, 1990: High eustatic sea level during the middle Pliocene: Evidence from the southeastern U.S. Atlantic coastal plain, Geology, 18, 435-438.
  61. (en) « Global Sea Level Likely to Rise as Much as 70 Feet for Future Generations », sur news.rutgers.edu (consulté le 25 juin 2018)
  62. (en) IPCC, Climate Change 2001 [détail des éditions], chap. 6 : Radiative Forcing of Climate Change, partie 6.4 « Coastal Systems » [lire en ligne]
  63. J.J Beukema, Expected changes in the benthic fauna of Wadden Sea tidal flats as a result of sea-level rise or bottom subsidence Journal of Sea Research, Volume 47, Issue 1, February 2002, Pages 25-39 (Résumé)
  64. « Environment and Urbanization », avril 2007
  65. Voir l'article Zone morte
  66. Brève du Standard, intitulée Kust wordt beschermd tegen 1.000-jarige storm 03/03/2011
  67. (en) German Advisory Council on Global Change, The Future Oceans – Warming up, Rising High, Turning Sour, Berlin, 2006 (ISBN 3-936191-14-X) [lire en ligne]
  68. (en) Michael J. Field, « Sea Levels Are Rising », Pacific Magazine,‎ (lire en ligne, consulté le 19 décembre 2005)
  69. (en) Mark Levine, « Tuvalu Toodle-oo », Outside Magazine,‎ (lire en ligne, consulté le 19 décembre 2005)
  70. (en) Voir les données brutes.
  71. (en) « Policy Implications of Sea Level Rise: The Case of the Maldives. », Proceedings of the Small Island States Conference on Sea Level Rise. November 14-18, 1989. Male, Republic of Maldives. Edited by Hussein Shihab (consulté le 12 janvier 2007)
  72. (en) J. Klassen et D.M. Allen, « Assessing the risk of saltwater intrusion in coastal aquifers », Journal of Hydrology, vol. 551,‎ , p. 730–745 (DOI 10.1016/j.jhydrol.2017.02.044, lire en ligne, consulté le 11 octobre 2020)
  73. Verger F. (2000), Les risques liés à l'élévation du niveau de lamer dans les marais maritimes et les polders, Actes du Colloque d’Arles « Le changement climatique et les espaces côtiers - L’élévation du niveau de la mer : risques et réponses », p. 21-23
  74. Bawedin V. (2013), L'acceptation de l'élément marin dans la gestion du trait de côte: une nouvelle gouvernance face au risque de submersion?, Annales de géographie 4, no 692, p. 429-430
  75. Jacqueline M. Hamilton, Analysis, Coastal landscape and the hedonic price of accommodation ; Ecological Economics Volume 62, Issues 3-4, 15 May 2007, Pages 594-602 doi:10.1016/j.ecolecon.2006.08.001 (Résumé)
  76. Poncelet A. (2010), Bangladesh, un pays fait de catastrophes, Hommes & Migrations, No 1284, p. 20
  77. Gemenne F., Brucker P., Ionescoi D. (ed.) (2012), The State of Environmental Migration 2011, Institute for Sustainable Development International Relations (IDDRI) et International Organization for Migration (IOM), p. 61
  78. Définition officielle de l'UNHCR.
  79. Piguet E. et al. (2011), Changements climatiques et migrations : quels risques, quelles politiques?, L'Information géographique 4, Vol. 75, p. 103
  80. Giordano A. et al. (2013), Bangladesh à risque entre vulnérabilité et migrations climatiques, Outre-Terre, No 35-36, p. 99-110, p. 110
  81. «Cartographic methods for visualizing sea level rise», Research Gate, janvier 2009, pdf
  82. «Flood Maps», Filter Tree.net
  83. Télécharger la directive 2007/60/CE du 23 octobre 2007 relative à l’évaluation et à la gestion des risques d’inondation(« considérant » no 10, et paragraphe 1 de l'article 2)
  84. (en) John T. Fasullo, Simone Tilmes, Jadwiga H. Richter et Ben Kravitz, « Persistent polar ocean warming in a strategically geoengineered climate », Nature Geoscience, vol. 11, no 12,‎ , p. 910–914 (ISSN 1752-0894 et 1752-0908, DOI 10.1038/s41561-018-0249-7, lire en ligne, consulté le 25 février 2021)
  85. a b c et d (en) Andrew Lockley, Michael Wolovick, Bowie Keefer et Rupert Gladstone, « Glacier geoengineering to address sea-level rise: A geotechnical approach », Advances in Climate Change Research, vol. 11, no 4,‎ , p. 401–414 (DOI 10.1016/j.accre.2020.11.008, lire en ligne, consulté le 23 février 2021)
  86. (en) L. Field, D. Ivanova, S. Bhattacharyya et V. Mlaker, « Increasing Arctic Sea Ice Albedo Using Localized Reversible Geoengineering », Earth's Future, vol. 6, no 6,‎ , p. 882–901 (ISSN 2328-4277 et 2328-4277, DOI 10.1029/2018EF000820, lire en ligne, consulté le 23 février 2021)
  87. « Alpes italiennes : un glacier "emballé" pour le protéger du réchauffement », sur SudOuest.fr (consulté le 23 février 2021)
  88. (en) Robert M. DeConto et David Pollard, « Contribution of Antarctica to past and future sea-level rise », Nature, vol. 531, no 7596,‎ , p. 591–597 (ISSN 0028-0836 et 1476-4687, DOI 10.1038/nature17145, lire en ligne, consulté le 23 février 2021)
  89. (en) Mohamed E. Hereher, « Capacity assessment of the Qattara Depression: Egypt as a sink for the global sea level rise », Geocarto International,‎ , p. 1–9 (ISSN 1010-6049 et 1752-0762, DOI 10.1080/10106049.2014.966159, lire en ligne, consulté le 23 février 2021)

AnnexesModifier

LégislationModifier

  • Directive  2007/60/CE du Parlement et du Conseil relative à l’évaluation et à la gestion des risques d’inondation, 32007L0060, adoptée le 23 octobre 2007, JO du 6 novembre 2007, p. 27-34, entrée en vigueur le 26 novembre 2007 [consulter en ligne, notice bibliographique]


Articles connexesModifier

Liens externesModifier

ModélisationsModifier

BibliographieModifier