Augmentation du niveau de la mer

Élévation du niveau de la mer

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.
Changements du niveau de la mer depuis la fin du dernier épisode de glaciation.

L’élévation du niveau de la mer peut être causée par des facteurs multiples et complexes.

Le niveau de la mer s'est élevé d'environ 120 mètres depuis le pic de la dernière glaciation, il y a environ 18 000 ans. L'augmentation a surtout eu lieu jusqu'à 6 000 ans avant aujourd'hui. Depuis 3 000 ans avant aujourd'hui, et ce jusqu'au début du XIXe siècle, le niveau de la mer n'a pratiquement pas bougé, n'augmentant que de 0,1 à 0,2 millimètre par an. Depuis 1900, il augmente de 1 à 3 mm par an[1]. Depuis 1992, l'altimétrie satellite à partir de TOPEX/Poseidon indique un taux d'élévation d'environ 3 mm par an[2].

L'élévation du niveau de la mer peut être une conséquence du réchauffement climatique à travers deux processus principaux : la dilatation de l'eau[3], de la mer (puisque les océans se réchauffent), et la fonte des glaces terrestres. D'après le rapport du GIEC de 2007, l'élévation du niveau des mers d'ici 2100 pourrait être comprise entre 18 et 42 cm..

L'élévation n'est pas uniforme, mais présente d'importantes différences régionales liées aux courants et à la configuration des fonds et des côtes (Les surcotes sont plus importantes dans les détroits exposés à des courants forts, en raison d'un effet "goulot d'étranglement" face à l'onde de marée)

Sommaire

Aperçu général

Niveau local et niveau eustatique

Cycles de l'eau entre l'océan, l'atmosphère 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 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 rebondit (rebond post-glaciaire). La pression atmosphérique, les courants océaniques et les changements de température des océans 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.

Changements à court terme et périodiques

Il y a de nombreux facteurs qui peuvent produire des changements à court terme (de quelques minutes à 14 mois) sur le niveau de la mer.

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 0,2–16
Marées à longue période[4] > 14 j < 0,01
Variations de la rotation de la Terre (balancement de Chandler) 427-448 j[5]
Fluctuations météorologiques et océanographiques
Pression atmosphérique Qqs heures à qqs 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) Qqs jours à qqs semaines  
Topographie de la surface de l'océan (changements dans la densité de l'eau et courants) Qqs jours à qqs semaines Jusqu'à 1 m
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 1 m
Changements de densité saisonnières de l'eau (température et salinité) 6 mois 0,2 m
Seiches
Seiches (vagues stagnantes) Qqs minutes à qqs 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 lequel 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 la montée des océans induite par le réchauffement climatique[6] Selon l'IRD, là où l'amplitude des marées est naturellement forte (ex : Baie du Mont Saint-Michel) ce cycle contribuera dans les années 2008-2015 proportionnellement plus 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 proablement de l'érosion du trait de côte qui lui est généralement lié.

Changements à plus long terme

Changements du niveau de la mer et températures relatives

Des facteurs variés peuvent affecter le volume et la masse des océans, menant à des changements à long terme du niveau eustatique de la mer. Les deux influences primaires sont la température (car le volume de l'eau dépend de la température, d'après les lois de la thermodynamique), et la masse des eaux prisonnières des terres telles que l'eau douce des rivières, les lacs, les glaciers, la calotte glaciaire des pôles. Sur des échelles de temps géologiques, des changements de forme des bassins océaniques et de la distribution terres/mers affectent le niveau de la mer.

Des estimations par l'observation donnent que l'élévation du niveau de la mer due à l'augmentation de la température, dans les décennies récentes, est d'environ 1 mm/an. Des études par l'observation et par les modèles de la perte de masse des glaciers et de la calotte polaire indiquent une contribution de l'élévation du niveau de la mer, en moyenne sur le XXe siècle, de 0,2 à 0,4 mm/an.

Glaciers et calottes glaciaires

Chaque année, environ 8 mm d'eau, provenant de la surface des océans, retombe sur l'Antarctique et sur les inlandsis du Groenland sous forme de chutes de neige. Si aucune glace ne retournait dans les océans, le niveau de la mer perdrait donc 8 mm par an. Bien que la même quantité d'eau, approximativement, retourne à l'océan sous forme d'icebergs et de fonte de la glace des côtes, les scientifiques ne savent pas laquelle de ces quantités d'eau - partant vers les pôles ou en revenant - est la plus grande. 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.

Les barrières de glace flottant à la surface de la mer ne changent pas, quand elles fondent, le niveau de la mer. De la même manière, la fonte de la glace du pôle Nord (calotte glaciaire) qui est constituée de glace flottante ne contribue pas à l'augmentation du niveau des mers. Cependant, comme c'est de l'eau douce, sa fonte ne cause qu'une toute petite augmentation du niveau des mers, et qui est si petite qu'elle est en général négligée. On peut cependant affirmer que si les barrières de glace fondent, il y a de bonnes chances que les inlandsis du Groenland et de l'Antarctique fondent aussi[réf. nécessaire].

Les scientifiques manquent d'information sur les stocks d'eau de la Terre et de leur évolution. Entre 1910 et 1990, leurs changements ont contribué à –1,1 à +0,4 mm/an. Si tous les glaciers et la calotte glaciaire fondaient, l'élévation du niveau de la mer serait d'environ 0,5 m. 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.[7]. L'effondrement du réservoir intérieur immobilisé de l'inlandsis de l'Antarctique Ouest augmenterait le niveau de 5 à 6 m.[8].

La limite des neiges éternelles est l'altitude la plus basse pour laquelle la couche de neige minimum dans l'année couvre plus de 50% de surface. Cela varie d'environ 5 500 mètres au-dessus du niveau de la mer à l'équateur jusqu'au niveau même de la mer à 70 degrés de Latitude Nord ou Sud (selon les effets de l'amélioration régionale de la température). Le pergélisol apparaît alors au niveau de la mer et s'étend plus profondément sous la mer en direction du pôle. Comme la plupart des inlandsis du Groenland et de l'Antarctique se trouvent au-dessus de la limite des neiges éternelles et/ou de la base de la zone du pergélisol, elles ne peuvent pas fondre en une période de temps inférieure à plusieurs millénaires ; par conséquent, il est probable qu'elles ne contribueront pas significativement à l'élévation du niveau de la mer dans le siècle qui vient. Elles peuvent cependant le faire par l'accélération du flux et l'augmentation du vêlage des icebergs.

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.

L'augmentation actuelle du niveau de la mer observée par les marégraphes, d'environ 1,8 mm/an, se situe dans l'intervalle d'estimation à partir des facteurs ci-dessus[9] mais des recherches actives continuent dans ce domaine. L'incertitude en termes de stocks d'eau terrestres est particulièrement grande.

Depuis 1992, les programmes satellites TOPEX et JASON ont fourni des mesures du changement du niveau de la mer. Les données courantes sont disponibles[10]. Ces données montrent une élévation moyenne de 2,9±0,4 mm/an. Cependant, à cause de la grande variabilité à court terme du niveau de la mer, cette augmentation récente ne signifie pas forcément une accélération à long terme.

Influences géologiques

Comparaison de deux reconstructions de niveaux de mer pendant les 500 derniers millions d'années. L'échelle des changements durant la dernière transition glaciaire/interglaciaire est indiquée par la barre verticale noire. Pendant la plus grande partie de l'histoire géologique, le niveau moyen à long terme de la mer était significativement plus haut qu'aujourd'hui.

À certaines époques de la longue histoire de la Terre, la dérive des continents avait disposé les terres suivant des configurations très différentes de celle d'aujourd'hui. Quand une grande partie de la croûte terrestre était près des pôles, l'étude des roches montrait, pendant les âges glaciaires, des niveaux de mer inhabituellement bas, parce qu'il y avait beaucoup de terres polaires sur lesquelles la neige et la glace pouvaient s'accumuler. À l'inverse, pendant les périodes où les terres émergées se regroupaient autour de l'équateur, les âges glaciaires avaient beaucoup moins d'effet sur le niveau de la mer. Cependant, pendant la plus grande partie du temps géologique, le niveau à long terme de la mer était plus haut qu'aujourd'hui (voir le graphique ci-contre). C'est seulement à la frontière du Permien et du Trias, il y a environ 250 millions d'années, que le niveau à long terme de la mer était plus bas qu'aujourd'hui.

Une hypothèse basée sur la tectonique des plaques pourrait expliquer des fluctuations du niveau des océans de grande amplitude sur le très long terme. En effet, on sait que la lithosphère continentale (qui se forme au niveau des zones de subduction) s'accroît depuis l'origine des temps géologiques à cause de sa faible densité qui ne lui permet pas de disparaître dans les profondeurs de l'asthénosphère. Ainsi, les continents s'accroissant, les surfaces océaniques s'amenuisent, ce qui tend à augmenter le niveau des océans depuis le début de l'histoire de la Terre. D'autre part, lorsqu'il se produit une orogenèse (par collision), l'encombrement continental se réduit car la lithosphère continentale se retrouve compressée (en s'élevant), et non étalée. Cela amène logiquement à l'extension des surfaces océaniques, donc à une régression marine généralisée. Par la suite, une fois l'orogenèse achevée (fin de collision de plaques), c'est l'érosion qui devient prépondérante. La matière continentale arrachée aux nouvelles montagnes est alors entraînée au fond des océans, provoquant la lente montée du niveau de ceux-ci et l'envahissement des surfaces continentales littorales (transgression marine généralisée).

Cette hypothèse permettrait d'expliquer les cycles sédimentaires de grande durée qui se sont produits au niveau de bassins sédimentaires situés actuellement à une altitude trop élevée (> 100 m) pour être due à des causes climatiques. On peut prendre en exemple le bassin parisien dont l'essentiel de la sédimentation s'est produite au Mésozoïque, entre l'orogenèse hercynienne (frontière Permien / Trias) et l'orogenèse alpine. Dans le cadre de cette hypothèse, chaque orogenèse (précambrienne, calédonienne, hercynienne et alpine) correspondant à des collisions de plaques aurait entraîné des regroupements compressifs continentaux et, par voie de conséquence, la baisse du niveau océanique et des régressions marines généralisées, alors que les périodes intermédiaires (correspondant à des fractionnements de plaques) auraient permis aux phénomènes érosifs d'entraîner de grandes quantités de matière continentale au fond des océans, provoquant la montée de leur niveau et des transgressions marines généralisées. Ces dernières auraient alors permis les cycles sédimentaires observés dans les bassins situés actuellement à des altitudes très supérieures à 100 m.

Pendant les cycles glaciaires/interglaciaires sur les quelques millions d'années avant le présent, le niveau de la mer a varié d'à peu près cent mètres. Cela est dû principalement à la croissance et à la décroissance des inlandsis (majoritairement dans l'hémisphère nord) alimentés par l'eau évaporée de la mer. Le dégel des inlandsis du Groenland et de l'Antarctique conduisait à une élévation du niveau de la mer d'environ 70 mètres[7].

La croissance graduelle du bassin méditerranéen, ainsi que du bassin Néotéthys (un des océans issus du démantèlement de la Pangée, qui longeait l'ensemble de la bordure nord du continent Africain et des plaques Arabe, indienne et australienne), commencée pendant le Jurassique, n'a pas affecté les niveaux des océans. Pendant que la Méditerranée était en train de se former, durant les 100 derniers millions d'années, le niveau moyen des océans était en général de 200 mètres au-dessus du niveau actuel. Cependant, le plus grand exemple connu d'inondation marine a été quand l'Atlantique a eu ouvert la brèche du détroit de Gibraltar à la fin de la crise de salinité du Messinien il y a environ 5,2 millions d'années. Cela a restauré les niveaux de la Méditerranée, mettant une fin soudaine à une période d'assèchement. Cette brèche s'est apparemment ouverte à cause de forces géologiques dans la zone du détroit.

Causes à long terme Amplitude de l'effet Effet vertical
Changement de volume des bassins océaniques
Tectonique des plaques et étalement du fond de la mer (divergence/convergence des plaques) et changement de la hauteur du fond de la mer (volcanisme au milieu de l'océan) Eustatique 0,01 mm/an
Sédimentation marine Eustatique < 0,01 mm/an
Changement de la masse de l'eau des océans
Fonte ou accumulation de la glace continentale Eustatique 10 mm/an
Changements de climat pendant le XXe siècle
•• Antarctique (résultats de l'augmentation des précipitations) Eustatique -0,2 à 0,0 mm/an
•• Groenland (à partir des changements des précipitations et du trop-plein) Eustatique 0,0 à 0,1 mm/an
Ajustement à long terme à la fin de la dernière glaciation
•• Contribution du Groenland et de l'Antarctique pendant le XXe siècle Eustatique 0,0 à 0,5 mm/an
Libération d'eau de l'intérieur de la Terre Eustatique
Libération ou accumulation des réservoirs hydrologiques Eustatique
Surrection ou effondrement de la surface de la Terre (Isostasie)
Isostasie thermale (changements de température/densité à l'intérieur de la Terre) Effet local
Isostasie glaciaire (chargement ou libération de glace) Effet local 10 mm/an
Isostasie hydrologique (chargement ou libération d'eau) Effet local
Isostasie volcanique (extrusions magmatiques) Effet local
Isostasie sédiment (dépôt et érosion de sédiments) Effet local < 4 mm/an
Surrection/effondrement tectonique
Mouvements verticaux et horizontaux de la croûte terrestre (en réponse aux mouvements des failles) Effet local 1-3 mm/an
Compression des sédiments
Compression des sédiments dans des matrices plus denses (particulièrement significatif dans et près des deltas) Effet local
Perte de fluides interstitiels (retrait de la nappe phréatique ou du pétrole) Effet local 55 mm/an
Vibration induite par un séisme Effet local
À partir du géoïde
Déplacement de l'hydrosphère, de l'asthénosphère, de l'interface noyau-manteau Effet local
Déplacement de la rotation de la Terre, de l'axe, et précession des équinoxes Eustatique
Changement gravitationnels externes Eustatique
Évaporation et précipitations (si dus à un motif à long terme) Effet local

Changements du niveau de la mer dans le passé

Changements du niveau de la mer pendant les 9 000 dernières années.

Trace des sédimentations

Depuis des générations, les géologues essaient d'expliquer pourquoi les dépôts sédimentaires observés partout sont indéniablement cycliques. La théorie prédominante est que cet aspect cyclique représente principalement la réponse des processus de déposition à l'élévation et à la baisse du niveau de la mer. Sur les roches, les géologues voient l'enregistrement des époques où le niveau de la mer était étonnamment bas, alternant avec des époques où il était bien plus haut qu'aujourd'hui, et ces anomalies apparaissent partout sur la terre. Par exemple, à la dernière glaciation, il y a 18 000 ans, quand les centaines de milliers de kilomètres-cube de glace étaient empilés sur les continents en formant des glaciers, le niveau de la mer était 120 m plus bas ; les endroits qui, aujourd'hui, supportent des récifs de corail, étaient en hauteur et secs, et le littoral était à des kilomètres plus loin dans les bassins, par rapport à aujourd'hui. C'était durant cette période de niveau très bas de la mer qu'il était possible de passer à pied sec de l'Asie à l'Alaska, ce qu'on pense que les humains ont fait pour migrer en Amérique (voir Béringie).

Cependant, pendant les 6 000 ans passés (bien avant que l'humanité ait commencé à garder des traces écrites), le niveau de la mer s'est approché graduellement de celui qu'il a actuellement. À l'époque interglaciaire précédente, il y a environ 120 000 ans, le niveau de la mer a été pendant peu de temps 6 mètres plus haut (environ) qu'aujourd'hui, comme le montrent à l'évidence les entailles faites par les vagues le long des falaises dans les Bahamas. Il y a aussi les récifs coralliens du Pléistocène isolés à 3 mètres au-dessus du niveau actuel de la mer le long du littoral sud-ouest de l'île de West Caicos dans les Antilles. Ces récifs, qui ont été submergés une fois, et les dépôts à proximité des plages paléolithiques sont des témoins silencieux que la mer a passé suffisamment de temps à un niveau plus élevé pour permettre à ces récifs de croître (il n'a pas encore été déterminé d'où, exactement, cette eau supplémentaire venait, de l'Antarctique ou du Groenland). Des preuves similaires des positions des niveaux de la mer, géologiquement récentes, sont abondantes partout dans le monde.

La dernière invasion marine marquée en Europe date d'un petit réchauffement climatique. Il a été maximal vers l'an 800 après JC, à l'époque de Charlemagne, alors que des arbres et de la végétation poussaient en limite du Groenland. Une grande partie des Pays-Bas, de la Belgique et une partie de l'actuel nord de la France étaient alors submergées sous la mer.

Évaluations

Le Troisième Rapport d'Évaluation (TRE) du Groupe d'experts intergouvernemental sur l'évolution du climat (GIEC ; en anglais : IPCC TAR), figure 11.4, montre un graphique des changements du niveau de la mer à travers les 140 000 dernières années[11].

Les évaluations de l'élévation du niveau de la mer à partir de l'altimétrie par satellite depuis 1992, donnent environ 2,8 mm/an. Elles excèdent celles obtenues par les marégraphes. On ne sait pas si cela représente une augmentation sur les dernières décennies, si c'est de la variabilité normale, ou bien, s'il y a des problèmes de calibration des satellites. En 2001, le TRE déclarait que les mesures avaient détecté une accélération non significative de la vitesse actuelle d'élévation du niveau de la mer. Des travaux plus récents peuvent remettre cela en question ; par exemple Church et White, 2006[12].

Basé sur les données obtenues par les marégraphes, la vitesse de l'élévation du niveau de la mer moyen global pendant le XXe siècle se trouve dans une fourchette qui va de 0,8 à 3,3 mm/an, avec une vitesse moyenne de 1,8 mm/an[13]. Des études récentes des puits romains à Caesarea et des piscinae romaines en Italie indiquent[réf. nécessaire] que le niveau de la mer était resté assez constant depuis quelques centaines d'années avant notre ère jusqu'à il y a quelques centaines d'années.

Basé sur des données géologiques, le niveau moyen global de la mer peut avoir augmenté avec une vitesse moyenne d'environ 0,5 mm/an pendant les 6 000 dernières années et avec une vitesse moyenne de 0,1 à 0,2 mm/an pendant les 3 000 dernières années. Depuis le dernier maximum glaciaire, il y a environ 20 000 ans, le niveau de la mer s'est élevé de 120 m (avec une moyenne de 6 mm/an) résultant de la fonte d'importants inlandsis. Une augmentation rapide a eu lieu entre 15 000 et 6 000 ans avant le présent à une vitesse moyenne de 10 mm/an qui a causé une augmentation de 90 m ; par conséquent, dans la période depuis 20 000 ans avant le présent (en excluant l'augmentation rapide entre 15 et 6 mille ans), la vitesse moyenne était de 3 mm/an.

Un événement significatif a été l'Impulsion de Fonte 1 A, quand le niveau de la mer a augmenté de 20 m sur 500 ans il y a environ 14 200 ans. C'est une vitesse de 40 mm/an. Des études récentes suggèrent que la source principale de la glace fondue était l'Antarctique, et c'est peut-être ce qui a causé l'impulsion de froid sud → nord marquée par le Renversement du Froid d'Huelmo/Mascardi de l'hémisphère Sud, qui a précédé le Dryas récent de l'hémisphère Nord. L'élévation relative du niveau de la mer à des endroits spécifiques est souvent de 1 à 2 mm/an supérieure ou inférieure à la moyenne globale. Le long des côtes états-uniennes mi-atlantiques et du Golfe, par exemple, le niveau de la mer s'élève d'approximativement 3 mm/an.

Élévation du niveau de la mer dans le futur

En 2001, Le Troisième Rapport d'Évaluation du GIEC a prédit que, d'ici 2100, le réchauffement climatique va conduire à une élévation du niveau de la mer de 9 à 88 cm. Jusqu'ici, aucune accélération significative de la vitesse d'élévation du niveau de la mer n'a été détecté au XXe siècle[14] Par la suite, J. A. Church et N. J. White ont trouvé une accélération de 0,013 ± 0,006 mm/an².[12].

Ces élévations du niveau de la mer peuvent conduire à des difficultés pour les communautés installées près des côtes : par exemple, des villes importantes telles que Londres et La Nouvelle Orléans ont déjà besoin de défenses contre les tempêtes, et auront besoin de défenses supplémentaires si le niveau de la mer s'élève, quoiqu'elles affrontent aussi des problèmes tel que l'enfoncement des terres[15].

On ne s'attend pas à ce que l'élévation future du niveau de la mer, comme l'augmentation récente, soit globalement uniforme (détails ci-dessous). Certaines régions montrent une élévation substantiellement plus importante que la moyenne globale (et dans beaucoup de cas, plus que deux fois la moyenne), et d'autres une chute[16]. Cependant, les modèles divergent en ce qui concerne les probabilités de changement du niveau de la mer.[17]

Adaptation : Certains pays (Allemagne, Belgique, Danemark, Pays-Bas, Royaume-Uni ont des plans préparant le pays à limiter les risques et/ou à s'y adapter. L'Union Européenne a produit une directive[18] sur les inondations, incluant la préparation à l'aléa submersion marine (« inondations par la mer des zones côtières »)

Panel intergouvernemental sur les conséquences du changement climatique

Les résultats du chapitre sur le niveau de la mer du Troisième Rapport d'Évaluation du GIEC (TRE) (auteurs John A. Church et Jonathan M. Gregory) sont donnés ci-dessous.

Facteurs de changement GIEC 1990-2100 Prédiction IS92a Prédiction SRES
Expansion thermale 110 à 430 mm
Glaciers 10 à 230 mm[15]
(ou 50 à 110 mm)[19]
Glaces du Groenland –20 à 90 mm
Glaces de l'Antarctique –170 à 20 mm
Stocks terrestres –83 à 30 mm
Contributions actuelles des inlandsis en réponse au changement climatique passé 0 à 0,05 m
Décongélation du pergélisol 0 à 5 mm
Dépôts des sédiments non spécifié
Élévation totale moyenne globale du niveau de la mer
(résultats du GIEC, pas la somme des éléments ci-dessus)[15]
110 à 770 mm 90 à 880 mm
(valeur centrale de 480 mm)

La somme de ces composants indique une vitesse d'élévation du niveau eustatique de la mer (correspondant à un changement du volume de l'océan) depuis 1910 jusqu'en 1990 qui va de –0,8 à 2,2 mm/an, avec une valeur centrale de 0,7 mm/an. La borne supérieure est proche de la borne supérieure observée (2,0 mm/an), mais la valeur centrale est plus petite que celle observée (1,0 mm/an), c'est-à-dire que la somme des composants est biaisée vers le bas en comparaison avec les évaluations observationnelles. La somme des composants indique une accélération de seulement 0,2 (mm/an)/siècle, dans une fourchette de –1,1 à +0,7 (mm/an)/siècle, en accord avec la conclusion observationnelle de la non accélération de l'élévation du niveau de la mer pendant le XXe siècle. La vitesse estimée de cette élévation du fait des changements climatiques anthropogéniques depuis 1910 jusqu'en 1990 (à partir d'études de modèles d'expansion thermale, de glaciers et des inlandsis) va de 0,3 à 0,8 mm/an. Il est très probable que le réchauffement du XXe siècle contribue significativement à l'élévation observée, à travers l'expansion thermale de l'eau de la mer et la perte considérable des glaces des terres.[15]

Une perception commune est que la vitesse d'élévation du niveau de la mer aurait dû s'accélérer pendant la dernière moitié du XXe siècle, mais les données des marégraphes ne montrent cependant pas d'accélération significative. Nous avons obtenu des évaluations basées sur le Modèle global du climat pour les éléments directement reliés au changement anthropogénique du climat pendant le XXe siècle, c'est-à dire l'expansion thermale, les inlandsis, les glaciers et les calottes glaciaires... L'élévation totale calculée[2] indique une accélération de seulement 0,2 (mm/an)/siècle, avec une variation de -1,1 à +0.7 (mm/an)/siècle, en accord avec la conclusion observationnelle de non accélération de l'élévation du niveau de la mer pendant le XXe siècle. La somme des éléments non reliés au récent changement climatique est de -1,1 à +0.9 mm/an (c'est-à-dire en excluant l'expansion thermale, les glaciers et les calottes glaciaires, ainsi que les changements des inlandsis dus au changement du climat du XXe siècle). Cet intervalle est inférieur à la borne inférieure observée de l'élévation du niveau de la mer. Donc, il est très probable que ces éléments seuls sont une explication insuffisante, ce qui implique que le changement du climat du XXe siècle a effectivement contribué à l'élévation du niveau de la mer du XXe siècle.[9]

Incertitudes et critiques concernant les résultats du GIEC

Les records des marées, avec une vitesse de 180 mm/siècle en revenant au XIXe siècle ne montrent pas d'accélération mesurable tout au long du XIXe siècle et dans la première moitié du XXe siècle. Le GIEC attribue environ 60 mm/siècle à la fonte des glaces et autres processus eustatiques, laissant un résidu de 120 mm à prendre en compte pour le XXe siècle. Les températures globales des océans, selon Levitus et autres, sont en accord avec les modélisations couplées océan/atmosphère de l'effet de serre, avec un changement de 30 mm dû à la chaleur. La fonte des inlandsis polaires à la limite supérieure des évaluations du GIEC pourrait combler le vide, mais de sévères limites sont imposées par les perturbations observées de la rotation de la Terre. (Munk 2002)

À l'époque du TRE du GIEC, il restait, pour l'attribution des changements du niveau de la mer, un grand vide inexpliqué entre les estimations directes et les estimations indirectes de l'élévation globale du niveau de la mer. La plupart des évaluations directes, à partir des marégraphes, donnaient 1,5-2,0 mm/an, tandis que les évaluations indirectes basées sur les deux processus responsables de l'élévation du niveau de la mer, en l'occurrence le changement de volume et de masse, étaient très significativement en dessous de cet intervalle. Des évaluations de l'augmentation du volume due au réchauffement de l'océan donnaient une vitesse d'environ 0,5 mm/an et la vitesse due à l'augmentation de la masse, provenant principalement de la fonte de la glace continentale, était encore plus petite. Une étude a confirmé que les données des marégraphes étaient correctes, et on conclu qu'il devait y avoir une source continentale d'eau douce de 1,4 mm/an. (Miller 2004)

Selon Douglas (2002) : « Dans les douze dernières années, les valeurs publiées de l'élévation du niveau global de la mer du XXe siècle étaient entre 1,0 et 2,4 mm/an. Dans son Troisième Rapport d'Évaluation, le GIEC examine longuement cette absence de consensus et prend soin de ne pas présenter de meilleure estimation de l'élévation du niveau global de la mer du XXe siècle. Le panel présente à dessein un instantané des analyses publiées pendant la décennie précédente, et interprète le large intervalle des évaluations comme reflétant l'incertitude de nos connaissances sur l'élévation du niveau global de la mer. Nous ne sommes pas d'accord avec l'interprétation du GIEC. Selon nous, les valeurs qui sont très en deçà des 2 mm/an ne cadrent pas avec les observations régionales de l'élévation du niveau de la mer ni avec la réponse physique continue de la Terre depuis le plus récent épisode de déglaciation. »

Le El Niño puissant de 1997-1998 a causé des variations régionales et globales du niveau de la mer, dont une augmentation temporaire globale de peut-être 20 mm. L'examen du TRE du GIEC concernant les tendances données par les satellites est le suivant : « l'oscillation méridionale du puissant El Niño de 1997/98 pourrait biaiser les évaluations ci-dessus de l'élévation du niveau de la mer et aussi indiquer la difficulté de séparer les tendances à long terme de la variabilité climatique »[2].

Depuis la publicaton du 3e rapport du GIEC, des études de plus en plus nombreuses tendent à réviser à la hausse les prévisions, avec la prise en compte de nouveaux paramètres tels que

  • la dynamique d'écoulements de glacier au Groenland en accélérant la fonte.
  • le dégagement de méthane du permafrost de Sibérie,
  • la diminution de la fixation du carbone par les organismes marins
  • la perte de carbone contenu dans les sols du fait de la déforestation et de l'épuisement des sols cultivés
  • l'exploitation des schistes bitumineux et la non réduction de la consommation de charbon.

Des prévisions de 150 cm à 10 mètres d'élévation du niveau des mers pour la fin du XXIe siècle sont avancés d'une façon non officielle par des organismes indépendants.[20]

Les conséquences d'une telle élévation seraient le déplacement de 600 millions à 2 milliards de personnes et aurait un coût économique se chiffrant en dizaines de milliers de milliards de dollars.

Contribution des glaciers

Il est bien connu que les glaciers sont sujets à des surtensions dans leur vitesse de mouvement, avec des fontes conséquentes quand ils atteignent les altitudes plus basses et/ou la mer. Les contributeurs à Ann. Glac. 36 (2003) ont énormément discuté au sujet de ce phénomène et il apparaît que cette avance lente et ce recul rapide persistent depuis le milieu de l'Holocène chez presque tous les glaciers de l'Alaska. Des rapports historiques d'apparition de surtensions dans les glaciers d'Islande remontent à plusieurs siècles. Par conséquent, le recul rapide peut avoir d'autres causes que l'augmentation du CO2 dans l'atmosphère.

Les résultats de Dyurgerov montrent une nette augmentation de la contribution des montagnes et des glaciers subpolaires à l'élévation du niveau de la mer depuis 1996 (0,5 mm/an) jusqu'en 1998 (2 mm/an) avec une moyenne d'environ 0,35 mm/an depuis 1960.[21]

Un article également intéressant est celui de Arendt et al.[22] qui estime la contribution des glaciers d'Alaska à 0,14±0,04 mm/an entre le milieu des années 1950 et le milieu des années 1990 avec une augmentation de 0,27 mm/an dans le milieu et la fin des années 1990.

Contribution du Groenland

Krabill et al.[23] estiment la contribution totale du Groenland à au moins 0,13 mm/an dans les années 1990. Joughin et al.[24] ont mesuré un doublement de la vitesse de Jakobshavn Isbræ entre 1997 et 2003. Il s'agit du plus grand glacier d'exutoire du Groenland ; il draine à lui seul 6,5% de l'inlandsis, et on pense qu'il est responsable de l'augmentation de la vitesse d'élévation du niveau de la mer de 0,06 mm/an, ou, grosso modo, de 4% de l'augmentation de cette vitesse pendant le XXe siècle[25]. En 2004, Rignot et al.[26] estimaient la contribution du sud-ouest du Groenland à 0,04±0,01 mm/an.

Rignot et Kanagaratnam[27] ont produit une étude complète et une carte des glaciers d'exutoire et des bassins du Groenland. Ils ont trouvé une accélération glaciaire considérable en-dessous de 66 ° N en 1996 qui s'est propagée jusqu'à 70 ° N en 2005 ; et que la vitesse de pertes de l'inlandsis pendant cette décennie a augmenté de 90 à 200 km³/an ; cela correspond à une élévation du niveau de la mer de 0,25 à 0,55 mm/an supplémentaires.

En juillet 2005, il a été rapporté que le glacier Kangerdlugssuaq, sur la côte est du Groenland, se déplaçait vers la mer trois fois plus rapidement que dans la décennie précédente. Kangerdlugssuaq a environ 1 000 m d'épaisseur, 7,2 km de large, et draine environ 4% de l'inlandsis du Groenland. Des mesures de Kangerdlugssuaq en 1988 et en 1996 l'ont montré se déplaçant à une vitesse entre 5 et 6 km/an. En 2005 il bougeait à 14 km/an.

D'après l'Évaluation de l'Impact du Climat de l'Arctique de 2004, les modèles climatiques prévoient que le réchauffement local au Groenland excédera 3 degrés Celsius pendant ce siècle. De même, les modèles d'inlandsis prévoient qu'un tel réchauffement amorcera le dégel à long terme de l'inlandsis, conduisant au dégel complet de l'inlandsis du Groenland sur plusieurs millénaires, d'où en résultera une élévation du niveau de la mer d'environ sept mètres.[28]

En 2007 et 2008, l'accélération de la fonte des glaciers du Groenland s'est confirmée. Ce phénomène s'explique par les écoulement d'eau de fonte superficelle vers la base des glaciers. La couche d'eau infiltrée agissant comme lubrifiant, provoque l'accélération du déplacement du glacier. Des vitesses de 18 km/an ont été notées en 2008.

D'autre part le Groenland central est sur une assise située en dessous du niveau océanique et par conséquent les eaux océaniques sont suceptibles de provoquer la fonte de l'inlandsis par sa base et d'agraver le phénomène de lubrification et la déstabilisation des glaciers, voir leur fragmentation en iceberg.

Ce phénomène d'accélération, non pris en compte dans les études du GIEC de 2004, laisse craindre que la fonte des glaces du Groenland sera plus brutale que prévu avec comme conséquence un risque de montée du niveau des océans de plusieurs metres d'ici la fin du 21e siècle.

Effets de la limite des neiges éternelles et du pergélisol

La limite des neiges éternelles est l'altitude la plus basse pour laquelle la couche de neige minimum dans l'année couvre plus de 50% de surface. Cela varie d'environ 5 500 mètres au-dessus du niveau de la mer à l'équateur jusqu'au niveau même de la mer à 65 degrés de Latitude Nord ou Sud (selon les effets de l'amélioration régionale de la température). Le pergélisol apparaît alors au niveau de la mer et s'étend plus profondément sous la mer en direction du pôle. L'épaisseur du pergélisol et la hauteur des banquises du Groenland, comme de l'Antarctique, signifient qu'ils sont largement invulnérables à une fonte rapide. Le Groenland culmine à 3 200 mètres, la température moyenne annuelle y est de moins 32 °C. Donc, même une augmentation projetée de 4 °C le laisse bien en dessous du point de fusion de la glace. Le numéro 28 de décembre 2004 de la revue Frozen Ground contient un plan très significatif des zones affectées du pergélisol de l'Arctique. La zone continue du pergélisol inclut tout le Groenland, le nord du Labrador, les Territoires du Nord-Ouest, le nord de Fairbanks en Alaska, et la plus grande partie du nord est de la Sibérie au nord de la Mongolie et du Kamtchatka. La glace continentale au-dessus du pergélisol a peu de chances de fondre rapidement. Comme la plus grande partie des inlandsis du Groenland et de l'Antarctique s'étend au-dessus de la limite des neiges éternelles et/ou à la base de la zone du pergélisol, elles ne peuvent pas fondre en un temps beaucoup plus court que plusieurs millénaires ; donc il est peu probable qu'elles contribuent significativement à l'élévation du niveau de la mer dans le siècle qui vient.

Glace polaire

Le niveau de la mer pourrait augmenter si davantage de glace polaire fondait. Cependant, en comparaison avec les hauteurs des âges glaciaires, il y a aujourd'hui très peu d'inlandsis continentaux qui reste à fondre. On estime que si toute l'Antarctique fondait, cela contribuerait à plus de 60 mètres d'élévation du niveau de la mer, et si c'était le Groenland, cela ferait plus de 7 mètres. Les petits glaciers et les calottes glaciaires pourraient contribuer à environ 0,5 mètres. Bien que ce dernier chiffre soit beaucoup plus petit que pour l'Antarctique ou le Groenland, ce dégel pourrait arriver relativement vite (pendant le siècle qui vient), tandis que la fonte du Groenland serait lente (peut-être 1500 ans, s'il dégelait complètement à la vitesse la plus rapide) et la fonte de l'Antarctique encore plus lente[7]. Cela ne présage pas de la possibilité que des inlandsis plus larges se mettent à bouger encore plus rapidement puisque de l'eau coule en dessous et les lubrifie[29].

En 2002, Rignot et Thomas[30] ont trouvé que les inlandsis de l'Antarctique Ouest et du Groenland perdaient de la masse, alors que l'inlandsis de l'Antarctique Est était probablement en équilibre (bien que, pour ce qui est de l'inlandsis de l'Antarctique Est, ils ne soient pas capables de déterminer si le bilan de masse était positif ou négatif). Kwok et Comiso[31] ont découvert aussi que les anomalies de température et de pression autour de l'Antarctique Ouest et de l'autre côté de la Péninsule de l'Antarctique étaient corrélés avec le El Niño récent.

En 2004, Rignot et al.[26] estimaient une contribution de 0,04±0,01 mm/an à l'élévation du niveau de la mer provenant du Sud Est du Groenland. Dans la même année, Thomas et al.[32] trouvèrent une preuve d'une contribution accélérée à l'élévation du niveau de la mer provenant de l'Antarctique Ouest. Les données montraient que l'inlandsis de l'Antarctique Ouest du secteur de la mer d'Amundsen perdait 250 kilomètres cube de glace chaque année, qui avait 60% de plus que d'accumulation de précipitations dans les zones de captage. Cela seulement était suffisant pour élever le niveau de la mer de 0,24 mm/an. De plus, les vitesses de dilution des glaciers étudiés en 2002 et 2003 avaient dépassé les valeurs mesurées au début des années 1990. Le soubassement des glaciers se trouvait plusieurs centaines de mètres plus en profondeur que ce qu'on avait connu avant, indiquant des routes d'évacuation de la glace venant de plus loin dans les terres du bassin subpolaire de Byrd. Ainsi l'inlandsis de l'Antarctique occidental pouvait ne pas être aussi stable qu'on l'avait supposé.

En 2005, on a signalé que, entre 1992 et 2003, l'Antarctique oriental s'était épaissi à une vitesse moyenne de 18 mm/an, tandis que l'Antarctique occidental montrait un amincissement global de 9 mm/an, associé avec une précipitation accrue. Un gain de cette grandeur est suffisant pour ralentir l'élévation du niveau de la mer de 0,12±0,02 mm/an[33].

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

Zones à risques de submersion, pour l'Europe

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[34] ; 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.

Les données statistiques prospective sur les impacts sur l'Homme de l'élévation des mers sont rares. Une étude [35] 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, don en France, selon l'Observatoire du littoral de l'IFEN.
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'Enewetak...)
Ce sont aussi 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 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[36]. Toutes ces ressources sont menacées par la montée des océans.

Le cas des îles

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[37]. 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 de 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[38],[39]. 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[40] 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 évaluer la menace exacte qui pèse sur les îles en utilisant un enchaînement à si court terme. Selon Patrick J. Michaels, sceptique sur le réchauffement climatique : « en fait, les secteurs tels que l'île de Tuvalu montrent des déclins substantiels du niveau de la mer pendant cette période »[41].

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.[42]

Mesures du niveau de la mer par satellite

Les évaluations d'élévation du niveau de la mer par altimétrie de satellite donnent 3,1 +/- 0,4 mm/an pour la période 1993-2003 (Leuliette et autres, 2004). Cela est supérieur à celles obtenues par les marégraphes. Il est peu clair de savoir si cela représente une augmentation pendant les dernières décennies : variabilité, réelles différences entre les satellites et marégraphes, ou problèmes de calibrage des satellites[2].

Depuis 1992, 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. Les données actuelles sont disponibles en ligne[43]. 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[44]. Les satellites ERS-1 (17 juillet 1991-10 mars 2000)[45], ERS-2 (21 avril 1995-)[46], et Envisat (1er mars 2002-) ont aussi des composants de calcul de surface de la mer mais d'usage limité pour la mesure du niveau global de la mer dû à une couverture moins détaillée.

  • TOPEX/Poseidon ont commencé leurs séries de mesures en 1992, et la mission scientifique a été finie en octobre 2005.
  • Jason-1, lancé le 7 décembre 2001, a maintenant repris sa mission, et suit la même trace au sol.

Puisque de la variabilité significative à court terme du niveau de la mer peut se produire, extraire l'information moyenne globale de niveau de la mer est complexe. En outre, les données satellites ont une capacité d'enregistrement beaucoup plus courte que les marégraphes, qui se sont avérées réclamer des années d'opérations pour extraire des tendances.

Il y a là une gamme de distances qui s'appliquent :

  • de 140 à 320 mm : Augmentation du niveau de la mer dans la région du Pacifique de El Niño pendant la période 1997-1998[47].
  • 140 mm : Intervalle de variations typiques du niveau de la mer (±70 mm)[48].
  • 100 mm: Précision de l'altimètre radar ERS-1 radar[49].
  • 43 mm : Précision des calculs de la hauteur de surface de l'océan avec T/P[50].
  • de 30 à 40 mm : Précision de l'altimètre radar de TOPEX et POSEIDON-1 qui mesure la distance à la surface de l'océan.
  • de 20 à 30 mm : Précision de la détermination de la hauteur de l'orbite du satellite T/P (amplitude de laser, effet doppler, GPS).
  • 20 mm : Précision de l'altimètre radar de Jason-1 POSEIDON-2[51].
  • de 7 à 14 mm : Montée subite moyenne globale du niveau de la mer pendant la période 1997-1998 d'EL Niño[52].
  • Quelques mm : Précision de la mesure moyenne globale du niveau de la mer après avoir fait la moyenne de la couverture sur dix jours[53].
  • 10 mm : Stabilité des hauteurs orbitales de T/P sur 4 ans[54].
  • 2,8 ±0,4 mm : Élévation globale annuelle moyenne du niveau de la mer depuis 1992 selon T/P.

Il y a apparemment un problème avec l'altimètre ERS-2. Des changements moyens de niveau de la mer ont été comparés entre les satellites, entre 60 °N et 60 °S, de mai 1995 à juin 1996[55] :

  • -4,7 ±1,5 mm/an pour ERS-1
  • -5,6 ±1,3 mm/an pour TOPEX
  • +9,0 ±2,1 mm/an pour ERS-2

Des comparaisons continues d'altimètre sont disponibles sur http://www7300.nrlssc.navy.mil/altimetry/intercomp.html
Les diverses lectures sont des variations courantes du niveau de la mer, pas du niveau global, et donc la comparaison s'applique seulement sur les différences entre les valeurs. Ces données sont des variations en centimètres ; une transformation ultérieure est faite pour atteindre une résolution d'1 millimètre, résolution nécessaire pour les études moyennes du niveau de la mer.

Les comparaisons de T/P avec des données des marégraphes des îles du Pacifique prouvent que les déviations moyennes mensuelles ont une précision 20 mm[56].

En outre, il convient de noter que, comme les résultats satellites sont partiellement calibrés par rapport aux lectures des marégraphes, ce ne sont pas des sources entièrement indépendantes[57].

Le fort El Niño de 1997-1998 "a imprimé une signature forte sur la hauteur de surface de la mer à mi-latitude du Pacifique oriental. Ce signal sera suivi à l'ouest pendant la décennie suivante comme manifestation orientale de la frontière des propagations de cet événement en direction de l'extension du Courant de Kuroshio[58]."

Autres satellites :

  • Geosat Follow-On est une mission d'altimétrie de la marine américaine qui a été lancée le 10 février 1998. Le 29 novembre 2000, 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.
    • Geosat Follow-On @ NOAA/LSA[59]
    • NAVY GEOSAT FOLLOW-ON (GFO) ALTIMETRY MISSION[60]
    • NASA WFF Geosat Follow-On[61]

Autres analyses du niveau de la mer :

  • Analyse du Niveau de la Mer à partir de l'altimétrie de ERS[62]
  • Produits altimétriques de la multimission Ssalto/Duacs[63] : Données courantes combinées de Topex/Poseidon, Geosat Follow On, Jason-1 et Envisat.

Annexes

Traduction

  • (en) Cet article est partiellement ou en totalité issu d’une traduction de l’article de Wikipédia en anglais intitulé « Sea level rise ».

Notes et références

  1. (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.3.2.2 « Long-term mean sea level accelerations » [lire en ligne]
  2. a , b , c  et d (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.3.2.3 « Mean sea level change from satellite altimeter observations » [lire en ligne]
  3. (fr) Voir sur le site du CNRS variations
  4. (en)Carl Wunsch, « The Long-Period Tides », dans Review of Geophysics, vol. 5, no 4, 1967 [texte intégral] 
  5. (en) Cheh Pan, « Observed multiple frequencies of the Chandler wobble », dans Journal of Geodynamics, vol. 44, 2007, p. 47­ , p. 61
  6. 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.
  7. a , b  et c (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.2.1.2 « Models of thermal expansion » [lire en ligne]
  8. (en) Michael Studinger, Geological Influence on the Onset of Fast Moving Ice [lire en ligne]
  9. a  et b (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.4 « Can 20th Century Sea Level Changes be Explained? » [lire en ligne]
  10. (en) University of Colorado, Sea level change [lire en ligne]
  11. (en) IPCC, Climate Change 2001, [détail des éditions], figure 11.4 [lire en ligne]
  12. a  et b (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]
  13. (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.2.6 « Tectonic Land Movements » [lire en ligne]
  14. (en) IPCC, Climate Change 2001, [détail des éditions], Technical Summary [lire en ligne]
  15. a , b , c  et d (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions] [lire en ligne]
  16. (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.5.2 « Regional Sea Level Change » [lire en ligne]
  17. (en) IPCC, Climate Change 2001, [détail des éditions], figure 11.13 [lire en ligne]
  18. Télécharger la directive 2007/60/CE du 23 octobre 2007 relative à l’évaluation et à la gestion des risques d’inondation(« considérant » n° 10, et paragraphe 1 de l'article 2)
  19. (en) IPCC, Climate Change 2001, chap. 11 : Changes in Sea Level [détail des éditions], partie 11.5.4 « Longer Term Changes » [lire en ligne]
  20. L’augmentation du niveau des océans sera plus importante que prévue, Climat CO2
  21. (en) Mark Dyurgerov, Glacier Mass Balance and Regime: Data of Measurements and Analysis, INSTAAR Occasional Paper no 55, éd. M. Meier and R. Armstrong. Boulder, CO: Institute of Arctic and Alpine Research, University of Colorado, 2002. [présentation en ligne]
  22. (en)Arendt, « Rapid Wastage of Alaska Glaciers and Their Contribution to Rising Sea Level », dans Science, vol. 297, juillet 2002, p. 382 [texte intégral] 
  23. (en)Krabill, « Greenland Ice Sheet: High-Elevation Balance and Peripheral Thinning », dans Science, vol. 289, no 5478, 21 July 2000, p. 428-430 [texte intégral] 
  24. (en)Joughin, « Large fluctuations in speed on Greenland's Jakobshavn Isbræ glacier », dans Nature, vol. 432, December 2004, p. 608 [texte intégral] 
  25. (en) University of New Hampshire, Report shows movement of glacier has doubled speed [lire en ligne]
  26. a  et b (en)« Rapid ice discharge from southeast Greenland glaciers last=Rignot », dans Geophysical Research Letters, vol. 31, 2004, p. L10401 [texte intégral] 
  27. (en)Rignot, « Changes in the Velocity Structure of the Greenland Ice Sheet », dans Science, vol. 311, 2006, p. 986 et seq. [texte intégral] 
  28. (en) Jason E. Lowe et al., The Role of Sea-Level Rise and the Greenland Ice Sheet in Dangerous Climate Change: Implications for the Stabilisation of Climate [lire en ligne].
  29. H. Jay Zwally et al., « Surface Melt-Induced Acceleration of Greenland Ice-Sheet Flow » dans Science, vol. 297 no 5579, pp. 218 - 222, 12 juillet 2002 [lire en ligne]
  30. (en)Rignot, « Mass Balance of Polar Ice Sheets », dans Science, vol. 297, 2002, p. 1502-1506 [texte intégral] 
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  62. (en) Sea Level Analysis from ERS Altimetry. Consulté le 19 décembre 2005
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Pour aller plus loin

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  • Directive 2007/60/CE du 23 octobre 2007 relative à l’évaluation et à la gestion des risques d’inondation
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