Wzrost poziomu morza występuje to zjawisko wywołane podczas XX th wieku wynikające z globalnego ocieplenia . Średni poziom wody jest znacznie zróżnicowana w czasach czwartorzędowego , wkraplając 100 m w każdym wieku z lodem . Bardzo stabilna przez około 2500 lat, poziom morza zaczęły rosnąć pod koniec XX -go wieku . W latach 2006-2015 wzrosła o 3,6 mm/rok . Istnieją dwa główne rodzaje środków pomiaru poziomu morza: pływomierze , instalacje stałe i wysokościomierze satelitarne .
Wzrost ten jest głównie wynikiem dwóch zjawisk, w tym jednego wynikającego z globalnego ocieplenia. Pierwszym z nich jest topnienie lodu części kontynentalnej ( polar ice arkusze i lodowców górskich). Drugim jest zjawisko rozszerzalności cieplnej mas wód oceanicznych pod wpływem wzrostu temperatury. Oprócz tych dwóch głównych przyczyn istnieją inne czynniki, które niekoniecznie mają bezpośredni związek z globalnym ociepleniem. Najważniejszym z nich jest eksploatacja dużej liczby lądowych warstw wodonośnych przekraczająca ich zdolność do odnowy.
Ekspansja termiczna i utrata masy lądolodów polarnych to dwa niezwykle powolne zjawiska, które w pełni reagują na nagłe ocieplenie klimatu dopiero po kilku stuleciach. Oznacza to, że nawet gdyby globalne ocieplenie można było szybko powstrzymać, poziom oceanów nadal rósłby przez całe trzecie tysiąclecie . Ustalenie długoterminowych prognoz ilościowych, nawet dla danego scenariusza klimatycznego, pozostaje bardzo trudne.
Najważniejsze przewidywalne konsekwencje podnoszenia się poziomu morza to cofanie się linii brzegowej, zanikanie nisko położonych terytoriów wyspiarskich, wnikanie słonej wody do słodkowodnych warstw wodonośnych w pobliżu wybrzeży, niszczenie ekosystemów przybrzeżnych oraz utrata dziedzictwa kulturowego i historycznego .
Średni poziom morza na całej Ziemi - poziom eustatyczny - może różnić się od jego średniego poziomu w danym miejscu - Średni Lokalny Poziom Morza (NMLM) -.
Lokalny średni poziom morza (NMLM) definiuje się jako wysokość morza od punktu odniesienia na lądzie i uśrednia się w wystarczająco długim okresie czasu (jeden miesiąc, jeden rok), aby wartość była niezależna od wahań wywołanych przez fale i pływy. Należy również dostosować zmiany NMLM, aby uwzględnić pionowe ruchy Ziemi, które mogą być tego samego rzędu (kilka mm na rok) co zmiany poziomu morza. do izostatycznego regulacji Spośród płaszcza ziemi ze względu na topnienie pokrywy lodowej w końcu ostatniego wieku lodowej : w rzeczywistości, masa pokrywy lodowej powoduje danym terenie spadać, a gdy topi się lód, ziemia wzrasta lub „odbicia” ( odbicia polodowcowe ). Ciśnienie atmosferyczne, prądy oceaniczne i siła Coriolisa, a także zmiany temperatury oceanu (a tym samym jego objętości) również mogą wpływać na NMLM.
Warianty „ eustatyczne ” (w przeciwieństwie do zmian lokalnych) dotyczą zmian globalnego poziomu morza, takich jak zmiany objętości wody oceanicznej i zmiany objętości basenów oceanicznych.
Wszystkie te elementy razem wzięte wyjaśniają również, że rzeczywisty lub pozorny wzrost poziomu morza zmienia się geograficznie, gdy średni poziom oceanu (na przykład Atlantyku) wzrasta. Poziom oceanu może nawet wzrosnąć na całym świecie, a poziom smyczy morskich nieznacznie spadłby na niektórych wybrzeżach, a na innych wzrósłby bardziej niż przeciętnie, nawet na pobliskich obszarach, takich jak Anglicy i wybrzeża kontynentalne.
W skali setek tysięcy lat poziom morza zmieniał się wraz ze zlodowaceniami . W okresach interglacjalnych był zbliżony do obecnego poziomu, aw epokach lodowcowych był o sto metrów niższy .
Zmiany poziomu morza w geologicznych skalach czasowych określane są jako transgresja morska (wzrost poziomu) i regresja morska (spadek poziomu).
Od ostatniego maksimum lodowcowego 20 000 lat temu poziom mórz podniósł się o ponad 125 m , w wyniku topnienia pokryw lodowych w Ameryce Północnej i Eurazji . Tempo podnoszenia się poziomu morza wahało się wówczas od mniej niż 1 mm/rok do ponad 40 mm/rok . Bardzo szybkie tempo wystąpiło podczas impulsu topnienia 1A około 14 600 lat temu, podczas którego poziom morza wzrósł o 20 m w ciągu 500 lat (40 mm/rok ). Wzrost poziomu morza zaczyna zwalniać około 8200 lat temu (wczesna część holocenu ) i staje się bardzo niski po 6700 latach. Poziom morza jest wtedy tylko około 4 m poniżej obecnego poziomu. Zwiększa nieznacznie ponownie aż do powstania 4200 roku i jest obecnie mniej niż 1 m poniżej poziomu na początku XX -go wieku. Poziom morza jest praktycznie stała w ciągu ostatnich 4200 lat (druga połowa holocenu ), do współczesnego odrodzenia elewacji, który zaczyna się na początku XX th wieku. W tym okresie wahania poziomu morza są rzędu 0,1 mm/rok .
Ocena wzrostu poziomu eustatycznego dokonywana jest poprzez syntezę pomiarów pływów i satelitów.
Według syntezy wiedzy naukowej opublikowanej w 2019 roku przez IPCC poziom morza wzrósł o 0,16 m ( prawdopodobny przedział ufności 0,12 do 0,21 m ) między 1902 a 2015 rokiem.
Tempo podnoszenia się poziomu morza rosło od lat 90. XX wieku . Dane z satelitów wskazują na większe przyspieszenie wzrostu poziomu morza niż dane z pływów. Pomiar przyspieszenia wzrostu poziomu morza jest złożony, ponieważ pomiary, czy to z pływów, czy z satelitów, są zakłócane przez wiele parametrów. W latach 1901-1990 poziom morza podniósł się o około 1,4 mm/rok . Zgodnie z syntezą 2019 IPCC , tempo wzrostu poziomu morza wynosiła 3,2 mm / rok w latach 1993 i 2015, a 3,6 mm / rok w latach 2006 i 2015.
Wzrost poziomu morza obserwowany od końca XX th wieku i na początku w przyszłości jest w istocie konsekwencją globalnego ocieplenia , badanie nie może być oddzielona od niego. Zgodnie z syntezą 2019 z IPCC , w okresie 2006-2015, poziom morza wzrósł o 3,58 mm / rok średnio, natomiast suma składek, szacowanych z syntezy licznych publikacji naukowych , wynosi 3 mm / rok : istnieje zatem luka między pomiarami a ocenianymi wkładami. Rysunek obok przedstawia główne wkłady, którymi są rozszerzalność cieplna wody i topnienie lodowców. Ujemny wkład e odpowiada zmianie ilości wody zmagazynowanej na kontynentach w stanie ciekłym: zbiorniki i wody gruntowe.
Wiele efektów lokalnych, okresowych lub epizodycznych, wpływa na poziom morza, a związek między tymi zjawiskami a eustatycznym wzrostem poziomu morza jest dwojaki. Z jednej strony z metrologicznego punktu widzenia efekty te należy odjąć od pomiarów, aby wydobyć trend długoterminowy, a istnienie zjawisk regionalnych tłumaczy potrzebę pomiarów na całej planecie. Z drugiej strony, jeśli chodzi o prognozowanie ryzyka, efekty te są dodawane do ogólnego wzrostu poziomu morza: aby opisać zagrożenia dla danego obszaru na świecie, należy wziąć pod uwagę maksymalny przewidywalny poziom.
W dobowych i pół-dobowe astronomiczne pływy , zjawiska okresowe, których amplituda całkowita może wynosić od 20 cm do 16 m, w zależności od miejsca, są łatwe do ustalenia i odjąć od trendu długoterminowego, ze względu na krótki okresowości.
Z drugiej strony istnieją różne zjawiska pływów długookresowych , w odstępach co 14 dni lub więcej. Ze względu na różne zjawiska astronomiczne mają stosunkowo niskie amplitudy. Najdłuższy składnik to cykl trwający 18,6 lat, podczas którego średni wysoki poziom wody wzrasta o 3% rocznie przez 9 lat, następnie spada o 3% przez 9 lat i tak dalej. Zjawisko to związane jest z cyklem węzłowym Księżyca .
Cykl ten zaostrza, a następnie zmniejsza skutki wzrostu poziomu morza wywołanego globalnym ociepleniem . Według IRD , w miejscach, gdzie amplituda pływów jest naturalnie wysoka (np. w zatoce Mont Saint-Michel ), cykl ten przyczyni się w latach 2008-2015 proporcjonalnie bardziej do wzrostu poziomu pełnego morza, lub wielkie przypływy niż samo globalne ocieplenie (do + 50 cm , czyli 20-krotność termicznej rozszerzalności mórz, następująca po globalnym ociepleniu). I odwrotnie, od 2015 do 2025 r. faza zanikania tego cyklu powinna prowadzić do widocznego spowolnienia zjawiska podnoszenia się oceanu i prawdopodobnie erozji linii brzegowej, która jest z nim ogólnie powiązana.
Odwrotny efekt barometru to zmiana poziomu morza pod wpływem ciśnienia atmosferycznego : morze wybrzusza się pod depresją i wydrąża pod antycyklonem . Ta zmiana wynosi około 1 cm na 1 hPa . Różnice w ciśnieniu atmosferycznym były większe na dużych szerokościach geograficznych , odchylenie standardowe w ciągu roku tego zjawiska wynosi mniej niż centymetr w rejonach równikowych i sięga 7 cm w pobliżu Oceanu Arktycznego . Przykładem przejawu tego efektu jest Oscylacja Północnoatlantycka , fluktuacja klimatyczna wyrażająca się ogólnie różnicą ciśnienia atmosferycznego pomiędzy Wyżem Azorskim a Depresją Islandii , która ma wpływ na poziom morza w Europie Północnej.
Efekt można obliczyć, dlatego jest on korygowany na pomiarach poziomu morza, co oczywiście wymaga dokładnej znajomości wartości ciśnienia atmosferycznego, co czasami jest błędne w przypadku starych serii danych.
Wiatr powoduje również wpływ na poziom morza. W swojej najprostszej ekspresji odpowiedź statyczne naprężeniu stałe wiatrowa jest gradientu poziomu morza w kierunku wiatru. Na niektórych morzach główną przyczyną sezonowych wahań poziomu morza jest wiatr, tak jak w przypadku Morza Czerwonego , gdzie reżim wiatrowy wywołuje wahania sezonowe rzędu 25 cm .
Zasolenie wody wpływa również na jej gęstość, jest tak zwany efekt halosteric: zatem gęstość wody morskiej jest w jednakowej temperaturze, 2,5 % wyższa niż w przypadku wody pitnej. W przypadku całych oceanów średnie zasolenie nie zmienia się w sposób wymierny, więc efekt ten nie wpływa na średni poziom morza.Jednak różnice w zasoleniu między regionami wpływają na lokalny poziom morza: obszary tam, gdzie woda jest mniej słona, są zaokrąglone , aby ustalić równowagę hydrostatyczną z bardziej zasolonymi , gęstszymi obszarami). Tak więc lokalna zmienność zasolenia, wynikająca w szczególności z dostaw słodkiej wody przez rzeki, deszcz i topniejący lód, ma wpływ na ewolucję poziomu morza w danym regionie.
W podobnym mechanizmie zmiany temperatury powierzchni w różnych strefach wywołują różnice w poziomie morza: w chłodniejszej strefie gęstość wody na powierzchni będzie wyższa, co spowoduje ujemną anomalię na poziomie morza. Efekt ten prowadzi do znacznych dysproporcji regionalnych. Na przykład od lat 60. do 90. poziom morza we wschodniej części Morza Śródziemnego obniżył się, wbrew światowemu trendowi, ze względu na spadek temperatur w tym regionie.
Efekty te są bardzo ważne dla prognozowania zagrożeń poziomu morza w skali regionalnej: jeśli temperatury w danym regionie wzrosną mniej niż średnia światowa, poziom morza również tam podniesie się mniej i na odwrót. Podobnie, jeśli zauważymy wzrost zasolenia, spowolni to wzrost poziomu morza i vice versa.
Występują sezonowe wahania poziomu morza, na półkuli północnej jego minimalna-maksymalna amplituda wynosi około 12 mm , z minimum w marcu, maksimum we wrześniu. Na półkuli południowej amplituda jest o połowę mniejsza, a sezonowość jest odwrócona. Ta fluktuacja wynika z kumulacji kilku efektów. Łączy w sobie wymienione powyżej zjawiska: roczny przypływ, zmiany ciśnienia atmosferycznego, zasolenie i temperaturę. Wiąże się to również z sezonową zmiennością rozkładu mas wody między oceanami a kontynentami: masy kontynentalne rozkładają się bardzo asymetrycznie między dwiema półkulami, ilość wody zmagazynowanej na kontynentach (w jeziorach, glebach, wodach gruntowych i lodzie) jest najważniejsze podczas zimy na półkuli północnej. Z tego powodu nawet uśredniony dla całej planety poziom morza wykazuje niewielkie wahania roczne, rzędu 1 cm .
Zjawisko klimatyczne El Niño powoduje znaczną anomalię w poziomie morza, a nietypowe wzniesienie występuje wzdłuż równika, ponad dwie trzecie Oceanu Spokojnego, do wybrzeży Ameryki Południowej – na przykładzie El Niño 2015-2016 dochodzi do 20 cm -, równoważone przez dolinę o porównywalnej amplitudzie dalej na zachód i północ. Efekt ten umożliwia użycie satelitów altimetrycznych do pomiaru amplitudy El Niño, ale należy go odjąć od pomiarów, aby nie zniekształcać długoterminowych szacunków ewolucji poziomu morza.
Zdarzenia meteorologiczne związane z depresją ( burza , cyklony tropikalne ) mogą lokalnie powodować nagłe i masowe podniesienie się poziomu morza, powodując niszczycielskie powodzie. Efekt ten wynika z połączenia ciśnienia, wiatru i siły coriolisa . W związku z globalnym ociepleniem wzrasta prawdopodobieństwo powodzi wynikających z nagromadzenia fali sztormowej z silnymi opadami, a podnoszenie się poziomu morza będzie stopniowo pogłębiać ich konsekwencje.
Ilościowe określenie wzrostu poziomu morza, a tym samym jego przyspieszenia, nastręcza wiele trudności metodologicznych. Musimy wyodrębnić trend rzędu milimetra rocznie ze wszystkich krótko- i średnioterminowych skutków: fal, pływów, burz itp.
Mierniki pływów to stałe instalacje, które lokalnie mierzą poziom morza.Opracowane historycznie w celu udoskonalenia badań pływów , dostarczają również danych długoterminowych. Sam pływomierz nie dostarcza rozstrzygających informacji na temat poziomu eustatycznego ze względu na lokalne zjawiska (zwłaszcza tektoniczne). Dlatego konieczne jest gromadzenie pomiarów z dużej liczby instalacji na całym świecie. Dystrybucja pływów na świecie jest niepełna, co komplikuje badania.
TechnologiaIstnieją schematycznie trzy rodzaje wskaźników pływów. Pierwsza opracowana i wciąż najszerzej stosowana technologia wykorzystuje pływak, który za pomocą mechanizmu kreśli krzywą ołówkiem na rolce papieru napędzanej mechanizmem zegarowym . Pływak umieszcza się w studni piętrzącej, czyli pionowej rurze, otwartej od dołu na wodę i od góry na powietrze, co niweluje efekt falowania. Druga technologia dobrze zachowuje stabilizację, ale zastępuje pływak pomiarem dalmierzowym wykonywanym przez czujnik - najpierw ultradźwiękowy , z lat 80. , ale dwie dekady później zastąpiony dalmierzem radarowym. Trzecia metoda polega na pomiarze ciśnienia : czujnik ciśnienia jest mocowany na ziemi, pod dolną granicą pływu (dlatego zawsze będzie zanurzony). Ciśnienie, z którego wyprowadzamy ciśnienie atmosferyczne mierzone w tym samym czasie przez inny czujnik, umożliwia śledzenie poziomu morza za pomocą ciśnienia hydrostatycznego . Metoda ta jest bardzo precyzyjna i nie wymaga studni stabilizacji.
Sieci pływówGlobalna baza danych o nazwie GESLA ( Global Extreme Sea Level Analysis ) została utworzona w 2009 roku . Jego celem jest zbieranie pomiarów wykonywanych co najmniej raz na godzinę, to znaczy na tyle często, aby lepiej opisać zmiany w wysokim limicie wody podczas rozwoju wezbrań i sztormów. Wykazano już, że w ciągu 40 lat (między 1970 a 2010 rokiem ) na całym świecie zwiększył się zasięg i częstotliwość występowania ekstremalnych poziomów mórz; w niektórych częściach świata wysokość 50-letniej powodzi wzrosła o ponad 10 cm na dekadę.
Niderlandy są najbardziej dotknięte, temat ten był częścią krajowych priorytetów kilku dekad. W latach 2000. stopniowo organizowano sieć . We Francji w 2010 r. sieć obserwacji poziomu morza (RONIM) posiadała 32 pływomierze. Istnieje również Sieć Obserwacyjna Subantarktycznego i Antarktycznego poziomu morza, której dane są przetwarzane przez Laboratorium Geofizyki i Oceanografii Kosmicznej (LEGOS).
Granice pływówZasięg geograficzny pływów, a zwłaszcza tych starszych, nie jest jednorodny. Bardzo niewiele zbiorów danych można wykorzystać do badań trwających ponad pięćdziesiąt lat. W szczególności istnieje wyraźna nierównowaga między dwiema półkulami: półkula północna ma około 90% wskaźników pływów na planecie. Wiele zapewnić rekordy sięga XIX th century (najstarszy ciągła seria danych jest zgodna z mareograf Sztokholmie , którego historia sięga 1825 roku), mareograf z półkuli południowej są zarówno mniej i mniej życia. Niedawno dodano nowe wskaźniki pływów, aby poprawić zasięg geograficzny.
Oprócz ograniczonego rozmieszczenia geograficznego pływomierze są podatne na pionowe ruchy gleby, na której są zbudowane. Są to zjawiska osiadania ( osiadania pionowego gruntu), ruchów tektonicznych oraz osiadania lub odbicia gruntu, gdy jest on skonfrontowany ze zmianą masy osadu lub lodu, który podtrzymuje. Wiele badań ma na celu ilościowe określenie i skorygowanie tych błędów pomiaru.
Satelity odpowiedzialne za pomiar poziomu morza posiadają wysokościomierz radarowy pracujący zwykle w paśmie Ku , czyli między 12 a 18 GHz. Ten wysokościomierz jest skierowany w stronę nadiru , więc dane podążają za śladem naziemnym satelity . Radar wysyła impulsy (kilkaset razy na sekundę), krótkie (rzędu 100 µs ) io dużej szerokości pasma . Pomiar czasu podróży w obie strony sygnału radarowego umożliwia pomiar odległości oddzielającej satelitę od powierzchni wody.
Ta informacja nie jest wystarczająca: konieczna jest również znajomość wysokości samego satelity w stosunku do naziemnego układu odniesienia z dokładnością rzędu centymetra. Satelity są umieszczone na orbicie kołowej , która jest bardziej stabilna i łatwiejsza do scharakteryzowania. Niezwykle precyzyjną charakterystykę orbity uzyskuje się poprzez pozycjonowanie GPS , system DORIS działający jako odwrócony GPS (nadajniki na ziemi, odbiornik na satelicie), telemetrię laserową lub kombinacje tych technik. Dla satelity takiego jak Topex/Poseidon stabilność wysokości orbitalnych przez 4 lata wynosi 10 mm .
Zainteresowanie naukowe altymetrią radarów satelitarnych dostrzeżono już w latach 60-tych, w tym czasie głównym celem było zmierzenie kształtu Ziemi , czyli nierówności geoidy spowodowanych anomaliami grawitacyjnymi . Po sukcesie pierwszych eksperymentów priorytet przesunął się na pomiary ewolucji poziomu morza, pojawiły się również wysokościomierze laserowe, powszechnie używane do pomiaru położenia mas lodu, ale które sprawdziły się również w oceanach.
Lista satelitówPoniższe satelity niosą instrumenty przeznaczone do pomiaru poziomu morza.
Ponieważ konieczne są niezwykle precyzyjne pomiary, istnieją złożone fazy kalibracji mające na celu skorygowanie różnych możliwych błędów pomiarowych. Algorytmy przetwarzania danych służą do korygowania kilku źródeł błędów pomiarowych.
Przejście przez jonosferę wpływa na prędkość fazową fal, tworząc opóźnienie, które jest funkcją poziomu jonizacji, a zatem zmienia się znacznie w zależności od pory dnia, a także jest uzależnione od cykli aktywności fali . Do skorygowania tego rozrzutu wykorzystywane są modele numeryczne . Zastosowano wysokościomierze dwuczęstotliwościowe firmy Topex-Poseidon, co pozwoliło na bezpośredni pomiar tego efektu. Uzyskane w ten sposób dane zostały również wykorzystane do retrospektywnego udoskonalenia poprawek zastosowanych do pomiarów poprzednich satelitów.
Troposfery również powoduje opóźnienie propagacji. Okres ten można podzielić na dwa okresy. Określenie „suchy troposfery” związane z dielektrycznych właściwości z powietrza ( tlenu , azotu , argonu ), która jest wyrażana jako funkcji jednej zmiennej: ciśnienie atmosferyczne na powierzchni. Drugi termin, związany z obecnością wilgoci w powietrzu, jest znacznie trudniejszy do skorygowania, zwłaszcza w rejonach nadmorskich.
Wysokościomierz radarowy również cierpi z powodu odchylenia spowodowanego stanem morza : doliny fal są lepszym rozpraszaniem wstecznym fal radarowych niż ich szczyty, poziom wzburzonego morza jest zwykle niedoszacowany (tendencja, która nie jest istnieją dla wskaźników pływów), aby skorygować ten efekt, stosuje się reguły kciuka .
Ponadto konieczne jest również, podobnie jak w przypadku pływów, wykluczenie innych źródeł wahań poziomu morza niezależnych od rozwoju długoterminowego, takich jak odwrotny efekt barometru, efekty sezonowe itp.
Ponieważ wyniki satelitarne są częściowo kalibrowane na podstawie wyników pływów, nie są one całkowicie niezależnymi źródłami. Niektóre jeziora są również wykorzystywane do pomiarów kalibracyjnych. Ich poziom nie zmienia się w krótkich okresach czasu: fale są minimalne, nie ma efektu odwróconego barometru ani pływów. Punktem odniesienia stało się Kirgiskie Jezioro Yssyk Kul .
Programy satelitarne TOPEX/Poseidon (T/P) i Jason-1 z NASA i CNES dostarczają pomiarów zmian poziomu morza od 1992 roku . Dane są dostępne online. Dane te pokazują średni wzrost poziomu morza o 2,8 ± 0,4 mm / rok. Obejmuje to widoczny wzrost o 3,7 ± 0,2 mm / rok w okresie 1999-2004.
Woda w stanie ciekłym rozszerza się wraz ze wzrostem temperatury, a jej objętość rośnie wraz ze wzrostem temperatury. Mówi się, że ten efekt, odpowiadający zmianie gęstości , jest steryczny , w przeciwieństwie do wszystkich innych wkładów, które są barystatyczne, tj. reprezentują zmianę masy wody obecnej w oceanach. Oceany pochłaniają 90% dodatkowego ciepła spowodowanego efektem cieplarnianym. Pojemność cieplna oceanów jest około 1000 razy większa niż w atmosferze, to znaczy, że ta sama ilość ciepła , które podnoszą temperaturę atmosfery przez jednego stopnia , by go podnieść tylko jedną tysięczną stopnia tego oceanów.
Współczynnik rozszerzalności cieplnej wody zależy zarówno od temperatury jak i ciśnienia. Z tego powodu jego ewolucja zgodnie z głębokością nie jest monotomem. Wynosi około 2,5 ppm/K na powierzchni oceanu (średnio), spada, osiąga minimum około 1 ppm/K na głębokości 1000 metrów, po czym stopniowo wzrasta (2 ppm/K na 5000 metrów). Dane te mają znaczenie dla sposobu, w jaki poziom morza reaguje na dyfuzję zmian temperatury na głębokości.
Według badań NASA ta ekspansja wody odpowiada za około jedną trzecią obecnego wzrostu poziomu morza i wzrost poziomu oceanu o siedem milimetrów w latach 2003-2018. Ten sam udział określa synteza IPCC z 2019 r. do którego wkład rozszerzalności cieplnej oceanów wynosi 1,40 mm/rok ( najprawdopodobniej od 1,08 do 1,72 mm/rok ) w latach 2006-2015
Temperatura oceanu zmienia się wraz z klimatem, ale w inny sposób: ciepło rozchodzi się w głębinach oceanu tylko w skali wieków. W konsekwencji wzrost poziomu morza spowodowany rozszerzalnością termiczną wody jest również bardzo rozłożony w czasie. Tak więc badanie z 2017 r. bada scenariusz, w którym emisje gazów cieplarnianych nagle ustają w 2050 r. Średnia temperatura powietrza przestaje rosnąć w tym samym czasie, gdy poziom morza (a dokładniej składowa jego zmienności w wyniku rozszerzalności cieplnej) przestaje rosnąć. ) nie ustaje: zmienność wynosi 30 cm przed 2050 r. i ponad dwukrotnie w ciągu następnych stuleci, przy czym równowaga nie została osiągnięta w 2800 r. Nawet w scenariuszach, w których gazy cieplarniane są usuwane z atmosfery (emisje ujemne, wychwytywanie), część wzrost jest nieodwracalny na przestrzeni wieków. Oznacza to, że ekspansja termiczna oceanów właściwie ledwo zaczęła reagować na globalne ocieplenie.
Do pomiaru sondy (tzw batytermograf ) - przed rokiem 2014 - nie odnotowano temperaturę bardzo dużych głębokościach (poniżej 6000 m ), większość boje nie schodzą poniżej 2000 m , podczas gdy średnia głębokość wynosi 3 800 m , z dołów ponad 12.000 m . W 2014 roku tzw. boje Deep Argo zaczęły wykonywać pomiary na głębokości 6000 m , co pozwala lepiej badać dyfuzję ciepła w oceanie.
Przewidywanie wkładu rozszerzalności cieplnej wykorzystuje modele dynamiki płynów , stosując równania Naviera-Stokesa do skali oceanu, a także uwzględniając wymianę cieplną między oceanem a atmosferą. CMIP6 ( Coupled model międzylaboratoryjne, faza 6 ) dostarcza 15 modeli tego typu, opracowany przez zespoły z różnych krajów, co pozwala naukowcom je porównać.
Temperatura mas oceanicznych podąża za ewolucją klimatu, ale w skrajnie odmienny sposób. Zatem w przypadku chwilowego podwojenia zawartości CO 2 2atmosfery temperatura wody na głębokości 3000 m wzrośnie o około 2°C, ale proces ten będzie rozłożony na 3000 lat (przy wzroście o 1° po 1500 latach). W konsekwencji wzrost poziomu morza spowodowany efektem sterycznym ma czas reakcji tego samego rzędu wielkości.
Topnienie lodu pływającego ( bariery lodowe i pak lód ) nie zmienia poziomu morza, w istocie, zgodnie z zasadą Archimedesa , zajmują one poniżej linii wodnej objętość identyczną jak ta wynikająca z ich topnienia. Należy więc wziąć pod uwagę topnienie mas lodowych obecnych na kontynentach.
Kontynentalne formacje lodowe są klasyfikowane według ich wielkości i morfologii. Wyróżniamy :
Do pokrywy lodowe z Antarktydy i Grenlandii to odpowiednio 88,2 i 11,3% nie-pływających lodu na Ziemi. Pozostałe 0,5% odpowiada lodowcom i czapom lodowym z reszty planety (pasma górskie, Alaska , Islandia itp.). Lodowce i pokrywy lodowe, chociaż reprezentują niewielką objętość, są bardzo zaangażowane w obecny wzrost poziomu morza, ponieważ szybko topnieją. Topnienie pokryw lodowych jest wolniejsze. Grenlandia trwałaby 1500 lat (dla najszybszego scenariusza), a Antarktyda byłaby jeszcze wolniejsza.
Gdyby wszystkie lodowce i pokrywy lodowe (poza regionami polarnymi) uległy stopieniu, wzrost poziomu morza wyniósłby około 0,32 m . Topnienie pokryw lodowych z Grenlandii będzie produkować 7,2 m wzrost poziomu i topnienia arkusza lodu Antarktyce podałby 61,1 m . Zawalenie się unieruchomionego wewnętrznego zbiornika lądolodu Antarktyki Zachodniej podniosłoby poziom o 5 do 6 m .
Zjawiska sprzężenia zwrotnego prawdopodobnie spowodują przyspieszenie topnienia lodu:
W przypadku mas lodowych zlokalizowanych w pobliżu obszarów uprzemysłowionych topnienie przyspiesza inny czynnik: nagromadzenie na ich powierzchni drobnych cząstek (sadzy) pochodzących z zanieczyszczeń pochodzących z przemysłu i transportu. Zmniejszając albedo wierzchniej warstwy śniegu, sadza przyspiesza jego topnienie.
Pomimo znacznie mniejszych rezerw niż w głębi lądu, lodowce te są bardzo ważne w ewolucji poziomu morza w ciągu ostatniego stulecia i w niedalekiej przyszłości: są znacznie mniejsze i znajdują się w regionach, w których latem temperatura może być dodatnia, topią się znacznie szybciej niż ogromne lodowce polarne.
Radić i Hock oferują spis tych lodów. Zinwentaryzowano 2638 czap lodowych i pól lodowych, a także około 130 000 lodowców górskich w 19 regionach. Ich łączna objętość odpowiada 241 km 3 lub 60 cm ekwiwalentu poziomu morza.Jeśli wykluczymy peryferyjne lodowce Antarktydy i Grenlandii (fizycznie oddzielone od lądolodów), liczby te zmniejszają się do 166 km 3 i 41 cm . Baza danych GLIMS, oparta na zdjęciach satelitarnych, zawiera 160 000 lodowców.
Lodowiec płynie stale , z prędkością zależną w szczególności od nachylenia terenu. Śnieg, który pada na jego powierzchnię, zagęszczony własnym ciężarem, wypiera zawarte w nim powietrze i gromadzi się w lodzie. Najniższa część (strefa ablacji) lodowca traci masę poprzez topienie, sublimację i kruszenie. Roczny bilans hydrauliczny lodowca (ewolucja jego masy) jest więc różnica między ilością śniegu zgromadzonego w tym roku, a ilość lodu utraconej przez podstawy lodowca, dlatego też zależy zarówno od ewolucji opadu szybkości topnienia.
W latach 1884-1975 lodowce i pokrywy lodowe przyczyniły się do co najmniej jednej trzeciej obserwowanego wzrostu poziomu morza. Dla okresu 2006-2015 synteza IPCC z 2019 r. szacuje ich udział (z wyłączeniem Grenlandii i Antarktydy) na 0,61 mm/rok ( najprawdopodobniej między 0,53 a 0,69 mm/rok ). Na podstawie pomiarów satelitarnych z programu GRAC Ciracì i Al szacują straty masy lodowców i czap lodowych (z wyłączeniem Grenlandii i Antarktydy) w latach 2003-2018 na poziomie 285,5 ± 30 Gt / rok . Odpowiada to wzrostowi poziomu morza o około 0,8 mm rocznie.Topnienie to ma tendencję do przyspieszania we wszystkich badanych regionach, z wyjątkiem Islandii i północnej części Kordyliery Andyjskiej, a ogólne przyspieszenie ocenia się na 5 ± 2 Gt/rok 2 .
Aby przewidzieć przyszłą ewolucję tych liczb, naukowcy przeprowadzają modele numeryczne. Rysunek obok przedstawia bardzo uproszczony model teoretyczny lodowca alpejskiego. Lodowiec jest postrzegany jako prosty równoległościan lodu na zboczu góry. Bilans masowy lodowca to różnica między akumulacją a ablacją (topnieniem). Nawet jeśli istnieją modele numeryczne tych struktur, umożliwiające przewidywanie bilansu masy lodowca zgodnie z ewolucją klimatu, na który jest on narażony, nie wszystkie lodowce są modelowane indywidualnie ze względu na ich liczbę. Typowym podejściem jest modelowanie małej populacji lodowców i ekstrapolacja wyników na wszystkie z nich przy użyciu reguł skalowania i zależności klimatycznych.
Wkład lodowce akcję pozostaną ważne w perspektywie krótkoterminowej: około jedna trzecia z przewidywanym wzrostem XXI th century jest przypisany. Jednak w dłuższej perspektywie udział ten zmniejszy się, ponieważ lodowce górskie w dużej mierze znikną. Tak więc, zgodnie z artykułem opublikowanym w 2006 roku, w scenariuszu przewidującym ocieplenie o 4°C w ciągu pół wieku, a następnie stabilizację globalnych temperatur, lodowce górskie w zasadzie znikną za 200 lat, ich wkład w morze poziom ostatecznie wyniesie od 10 do 15 cm.
Pokrywy lodowe wniosą mniej więcej taki sam wkład, ale ich topnienie będzie trzykrotnie wolniejsze.
Opadów w postaci śniegu na pokryw lodowych Antarktyki i Grenlandii wynosi, odpowiednio, 1637 GT i 399 Gt rocznie. Gdyby cały ten śnieg się nagromadził i żaden lód nie powróciłby do oceanu, odpowiadałoby to obniżeniu poziomu morza o 5,6 mm rocznie.
Różnica pomiędzy ilością lodu wchodzącego i wychodzącego nazywana jest bilansem masy . Dokładna ocena tej równowagi jest główną stawką, ponieważ to ona przyczynia się do zmian poziomu morza.
Do oceny zmian w masach Indlandi stosowane są trzy uzupełniające się metody:
Od 1995 do 2018 roku Grenlandia straciła około 4000 miliardów ton lodu, co odpowiada wzrostowi poziomu morza o około 11 mm . Ta utrata masy nie jest jednorodna w stosunku do Grenlandii: obszary położone na dużych wysokościach w centrum wyspy nagromadzony lód. W latach 2006-2015 wkład pokrywy lodowej Grenlandii (i jej peryferyjnych lodowców) w tym samym okresie wynosi 0,77 mm/rok ( najprawdopodobniej między: 5 a 95 % : 0,72 do 0,82 mm/rok ). W tym samym okresie topnienie pokrywy lodowej Antarktyki (i jej peryferyjnych lodowców) przyczyniło się do wzrostu poziomu morza o 0,43 mm/rok ( najprawdopodobniej między: 0,34 a 0,52 mm/rok ). W ten sposób dwie polarne pokrywy lodowe dostarczały 1,20 mm rocznie ( najprawdopodobniej między 1,06 a 1,34 mm rocznie ).
Rysunek obok przedstawia szereg prognoz na przestrzeni tysiąclecia dla pokrywy lodowej Grenlandii. Lewa kolumna przedstawia serię scenariuszy, w których globalne ocieplenie zostaje zatrzymane (co w pierwszym przybliżeniu odpowiada zatrzymaniu emisji ) w takim lub takim punkcie w przyszłości. W prawej kolumnie scenariusze przewidują powrót temperatur do poziomu z XX wieku, co wiązałoby się z gigantycznymi wysiłkami geoinżynierii . Wykresy w pierwszym wierszu przedstawiają ewolucję temperatur (regionalną, na poziomie Grenlandii, a nie globalną) w każdym scenariuszu. Druga linia podaje skumulowany wkład topnienia grenlandzkiego Indlansis w metrach dla każdego scenariusza. Trzeci wiersz nadaje rytm tego wkładu. Prognozy te uzyskuje się za pomocą cyfrowego modelu indlandsis, zaczerpnięto je z publikacji Applegate et al . .
Oprócz tych dwóch głównych przyczyn topnienia lodu i rozszerzalności cieplnej, do wzrostu poziomu oceanów przyczyniają się również inne zjawiska, z których nie wszystkie mają bezpośredni związek z globalnym ociepleniem, takie jak eksploatacyjne warstwy wodonośne.
Wiele warstw wodonośnych na świecie jest wykorzystywanych w stopniu przekraczającym ich zdolność do odnowy lub w ogóle nie jest odnawianych ( woda kopalna ). Ta nadmierna eksploatacja zasobów wód gruntowych przyczynia się do wzrostu poziomu morza, przenosząc wodę do oceanu. Badanie z 2011 r. miało na celu ilościowe określenie tego wkładu: wydaje się, że w latach 2000. do oceanu dodawano w ten sposób 145 km 3 wody rocznie, przyczyniając się w ten sposób do 13% obserwowanego wzrostu poziomu oceanu. Nadmierna eksploatacja zasobów wód gruntowych jest rzeczywistością globalną, ale jest szczególnie ważna w Indiach na Bliskim Wschodzie, gdzie rolnictwo jest w dużej mierze nawadniane w ten sposób.
Zgodnie z serią scenariuszy rozważanych w publikacji z 2012 r. wyczerpywanie się zasobów wód gruntowych, które już spowodowało wzrost poziomu morza o 25 mm w stosunku do poziomu sprzed epoki przemysłowej, do roku 2100 przyczyni się o 70 do 90 mm więcej. Szacunki te opierają się na rozszerzenie trendów historycznych uwzględniające, region po regionie, oszacowanie przyszłego zapotrzebowania na wodę, zgodnie ze zmianami w populacji i opadach deszczu.
Do podniesienia poziomu morza przyczynia się także regresja mórz i jezior endorheicznych, przy czym największy udział ma Morze Kaspijskie, które jest największym morzem zamkniętym. Jej poziom, po okresie wzrostu pod koniec XX -go wieku , stracił 1,5 m od 1996 do 2015 roku . Jeśli historyczna ewolucja poziomu Morza Kaspijskiego jest dość nieregularna, w najbliższej przyszłości spadek powinien być kontynuowany. Spadek od 9 do 18 m, oczekuje się przez koniec XXI -tego wieku . Ponieważ powierzchnia Morza Kaspijskiego jest 3700 razy mniejsza niż powierzchnia oceanu globalnego , spadek poziomu Morza Kaspijskiego o jeden metr odpowiada wzrostowi poziomu morza o 0,27 mm , co pozostaje wkładem dość minimalnym.
Spadek poziomu Jeziora Czad i Morza Aralskiego również w niewielkim stopniu przyczynił się do wzrostu poziomu morza Ogólnie rzecz biorąc, regiony endorheiczne mają tendencję do wysychania, nawet jeśli regiony Afryki Południowej i Wschodniej są wyjątkiem. W latach 2002-2016 tracili ponad sto miliardów ton wody rocznie.
Kilka efektów wpływających na stan i stan gleby ma wpływ na poziom morza.
Wylesianie jest jedną z przyczyn globalnego ocieplenia, a tym samym podniesienie poziomu morza powoduje, że przez rozszerzalność cieplną i topnienie lodowców: z dwutlenku węgla uwalnianego przez wylesianie do 12 % antropogenicznych emisji gazów cieplarnianych . Wylesianie ma również bardziej bezpośredni wpływ na poziom morza poprzez inne mechanizmy. Woda zawarta w biomasie leśnej jest uwalniana, gdy lasy są niszczone i ostatecznie dociera do oceanów. Odpływ wody i erozji gleby są często zwiększa wylesieniem. Wysokie szacunki tych wkładów wynoszą 0,035 mm rocznie, czyli około 1% wzrostu poziomu morza w latach 2010-tych.
Wysychanie bagien zmniejsza ilość wody zmagazynowanej na kontynentach. Według szacunków z 2010 r. czynnik ten przyczynia się do wzrostu poziomu morza o 0,067 mm rocznie, czyli o 2% całości.
Pustynnienie prowadzi do zmniejszenia ilości wody obecnej w glebie, zmniejszając tym samym zasoby wodne kontynentów na rzecz zasobów oceanicznych. W 1994 roku Shahagian zaproponował taką kalkulację rzędu wielkości: jeśli w ciągu 35 lat Sahara posunęła się o ponad milion kilometrów kwadratowych w pasie Sahelu , zmniejszając zawartość wody w glebie z 2 % do praktycznie zera z 5 m głębokości, następnie nastąpiło wyniesienie 0,28 mm od morza.
Wreszcie erozja gleby przyczynia się również do wzrostu poziomu morza, z jednej strony zmniejszając zasoby wody w glebie, az drugiej wytwarzając osady. Około 60 miliardów ton gleby ulega erozji rocznie, z czego 25 miliardów osadza się na dnie oceanu. Zajęta w ten sposób przestrzeń powoduje odpowiedni wzrost poziomu morza.W sprawozdaniu z oceny IPCC z 2011 r. wspomina się o tym wpływie bez określania go ilościowo.
Budowa tamy , z utworzeniem jezior retencji , skłonność do obniżania poziomu morza. Rzeczywiście, objętość wody zawartej w tych jezior odejmuje się od oceany. Artykuł z 2008 roku szacuje, że w ciągu 80 lat powstałe na świecie zbiorniki zgromadziły 10 800 km 3 wody, powodując spadek poziomu morza łącznie o 30 mm . Oczekuje się, że część tego efektu ulegnie odwróceniu w dłuższej perspektywie, ponieważ zamulenie jezior zaporowych zmniejsza ich pojemność. W przyszłości efekt ten będzie mniejszy: budowa nowych zapór zwalnia, ponieważ dostępnych miejsc jest niewiele.
Spalania z węglowodorów kopalnych ( ropy naftowej , gazu ziemnego , węgla , itd.) Wytwarza wodę i dwutlenek węgla (CO 2). Oprócz wpływu na klimat, te produkty spalania przyczyniają się bezpośrednio poprzez swoją objętość do podnoszenia poziomu oceanów. Nowa woda , powstająca w wyniku spalania, dodaje do obiegu wody i około 25% CO 2wytworzony kończy się rozpuszczaniem w oceanach (stąd zakwaszenie oceanów ). Wkład ten jest jednak minimalny: artykuł z 2014 roku szacuje, że woda i CO 2wytworzone przez spalanie węglowodorów kopalnych powodują podniesienie się oceanu odpowiednio o 0,033 ± 0,005 mm / rok i 0,011 ± 0,003 mm / rok (tj. od 1 do 1,5% całkowitego zmierzonego wzniesienia).
Prognozy przyszłej ewolucji poziomu były przedmiotem około 70 badań opublikowanych na przełomie lat 80. i 2018 , bez prawdziwego konsensusu wyłaniającego się co do oczekiwanych wartości. Niepewność dotyczy głównie długoterminowej ewolucji lądolodów Grenlandii i Antarktyki.
Metody półempiryczne polegają na zdefiniowaniu na podstawie danych z przeszłości prawa odnoszącego zmienność poziomu morza do jednej lub więcej zmiennych objaśniających (takich jak temperatura lub jej pochodna ) i wykorzystaniu tego prawa do prognozowania dojrzałości kilku dekady. Druga duża rodzina metod polega na budowaniu modeli fizycznych każdego wkładu w ewolucję na poziomie morza: w szczególności lodowców, obszarów lądowych i rozszerzalności cieplnej. Wiele artykułów łączy te metody, opierając się na przykład na metodzie statystycznej dla indlands, ale fizycznym modelu efektu sterycznego.
IPCC prowadzi regularne syntezę wiedzy naukowej na temat ewolucji klimatu i oceanach.
Metody te opierają się na wykorzystaniu danych historycznych (z kilkudziesięciu lat) w celu ustalenia związku między jedną lub większą liczbą zmiennych objaśniających
Podejście półempiryczne (Rahmstorf)W 2007 roku Stefan Rahmstorf (en) opublikował następującą metodę półempiryczną. Uważa się, że na nagłą zmianę daty temperatury powierzchni (typu funkcji skokowej ) poziom morza reaguje w postaci wykładniczej :
Gdzie jest ostateczna zmiana poziomu morza, funkcja zastosowanej zmiany temperatury. Stała czasowa jest kilka wieków. Zatem w „krótkim okresie” , tj. w ciągu jednego lub dwóch stuleci, funkcję , odpowiedzi na skok temperatury, można aproksymować jako funkcję afiniczną . Uogólniając wszelkie zmiany temperatury, a nie funkcję skokową, wydaje się, że w krótkim okresie roczna zmiana poziomu morza jest proporcjonalna do skumulowanej zmiany temperatury powierzchni.
będąc przedindustrialną temperaturą powierzchni, Rahmstorf wybiera 1880 jako swój punkt wyjścia. Współczynnik jest korygowany zgodnie z danymi historycznymi, uzyskana wartość wynosi 3,4 mm na rok i na stopień Celsjusza.
Według syntezy wiedzy naukowej przeprowadzonej przez IPCC w ramach Raportu specjalnego 2019 Oceans and Cryosphere Special Report , średni poziom morza wzrośnie o 2100 (w porównaniu do jego średniej z lat 1986-2005) d'' około 0,43 m ( prawdopodobnie między 0,29 a 0,59 m ) w scenariuszu niskiej emisji gazów cieplarnianych ( RCP2.6 ) i około 0,84 m ( prawdopodobnie między 0,61 a 1,10 m ) w scenariuszu wysokiej emisji gazów cieplarnianych ( RCP8.5 ). W raporcie tym podkreślono, że istnieją strukturalne wątpliwości dotyczące tempa topnienia pokrywy lodowej Antarktyki , ponieważ niektóre procesy związane z jej topnieniem nie są wystarczająco znane, aby można je było realistycznie przedstawić. Wkład lądolodu mógł być zatem niedoszacowany w prawdopodobnych przedziałach ufności szacowanych statystycznie. Niestabilność pokrywy lodowej Antarktyki może doprowadzić do wzrostu poziomu morza o 2,3 do 5,4 m do roku 2100 w scenariuszu RCP8.5 .
Reguła Brunna opublikowana w 1962 roku była pierwszym ilościowym oszacowaniem cofania się linii brzegowej na piaszczystej plaży z powodu wzrostu poziomu morza.Kiedy poziom morza podnosi się z S , erozja wybrzeża zmienia rozkład piasku, aż do osiągnięcia nowej równowagi ze skurczem R:
Lub
Zasada ta była stopniowo kwestionowana, kolejne badania pokazały, że może dać jedynie podejście jakościowe, bo pomija zbyt wiele aspektów: pomija transport piasku w osi wybrzeża, zakłada lokalnie zamknięty „budżet” osadów, itp.
Cofnięcie się linii brzegowej może mieć efekt uboczny w zakresie prawa morza . Ponieważ wody terytorialne i wyłączne strefy ekonomiczne liczone są od linii brzegowej, znaczny spadek tej ostatniej może w niektórych miejscach wywołać spory o granice morskie między sąsiadującymi krajami.
Powstaje tam duża część fabryk chemicznych , rafinerii , głównych portów strategicznych i najpotężniejszych elektrowni, zwłaszcza atomowych .
W oparciu o przywołane powyżej prognozy, raport IPCC TAR ( IPCC TAR ) WG II zauważa, że można oczekiwać, że obecne i przyszłe zmiany klimatyczne będą miały różny wpływ na systemy przybrzeżne; w tym przyspieszona erozja wybrzeża, nasilenie występowania i nasilenia powodzi , inwazje morskie spowodowane sztormami, zahamowanie podstawowych procesów produkcyjnych, zmiany właściwości i jakości wód powierzchniowych i gruntowych ( zasolenie ), większa utrata właściwości i siedlisk przybrzeżnych , utrata zasobów oraz wartości kulturowych i społecznych , spadek jakości gleby i wody , straty gospodarcze ( rolnictwo , akwakultura , turystyka , wypoczynek ) oraz usługi pokrewne i transportowe (wybrzeża często graniczy z ważną lub istotną infrastrukturą dla transportu krajowego). Potencjalna utrata życia jest jednym ze skutków cytowanych przez IPCC.
Modele przewidują duże regionalne i lokalne różnice we względnych zmianach poziomu morza. Oddziaływania także różnią się w zależności od możliwości ekologiczne odporności na ekosystemy , a więc zgodnie z biogeograficznych stref i ich zdrowia (gdy celem dobrego stanu ekologicznego i fizykochemicznych mas wody, prowadzonej przez Ramowa Dyrektywa Wodna nie wydają się być w stanie osiągnąć wszędzie w 2015 r. zgodnie z oczekiwaniami (w tempie obecnego postępu) Zmiany florystyczne, fauny, troficzne i biomasy są już obserwowane, ale ich przyczyny są trudne do rozwikłania ( prawdopodobnie w grę wchodzi również ocieplenie lub zaburzenia spowodowane przełowieniem )
. a biomasa środkowej i dolnej strefy pływów (gdzie jest najbogatsza) może zostać naruszona, jeśli woda wzrośnie zbyt szybko.
Na świecie wiele regionów przybrzeżnych zaczęło konsolidować lub ulepszać swoje wały, zmieniać rozmiary śluz lub systemów ochronnych, jednak bez konsensusu co do poziomu ryzyka, które należy wziąć pod uwagę lub terminów.
To nie średnia wysokość, ale maksima, które muszą być brane pod uwagę, wymagają zintegrowania możliwych kombinacji czynników zaostrzających, takich jak burze, depresje i powodzie, a nawet ryzyko tsunami . Na przykład belgijska Flandria zdecydowała się teraz uwzględnić ryzyko nadmiernej ceny związane z „tysiącletnim” sztormem w swoim planie ochrony wybrzeża wprowadzonym przez państwo i dziesięć zainteresowanych gmin przybrzeżnych. Rzeczywiście, bez wzmocnienia wałów i grzbietu wydm na co najmniej 1/3 belgijskiego wybrzeża, według modeli, prawie całe wybrzeże oraz miasta na tylnych wydmach i polderach zostałyby zalane, aż do Brugii.
Subdsidence , czyli rozliczenia powierzchni ziemi jest wiele miast i obszarów przybrzeżnych, obciążającą czynnikiem, który przyczynia się do wzrostu morza zwiększa ryzyko powodzi. Osiadanie spowodowane jest wydobyciem zasobów wód podziemnych , ale czasem także gazu i ropy oraz ciężarem konstrukcji. Zjawisko to dotyczy głównie dużych miast azjatyckich. Szczególnie niepokojąca jest sytuacja Bangkoku , ekstremalnie nisko położonego miasta, w którym grunt opada na jeden do dwóch centymetrów rocznie. Tokio , Osaka , Manila , Hanoi i Dżakarta to przykłady azjatyckich metropolii szczególnie dotkniętych tym efektem. W Europie przykładem takiego miasta jest Wenecja . Poza groźbą zatopienia miast jest to również przyczyną utraty gruntów rolnych, na przykład w delcie Mekongu .
Bagna morskie stanowią bardzo specyficzne ekosystemy i są bezpośrednio narażone na podnoszenie się poziomu morza.Dopóki tempo wzrostu jest umiarkowane, akrecja materii (osady przynoszone przez morze i odpady roślinne) pozwala nie zanurzać solnisk bagiennych : poruszają się wraz z poziomem morza, jednak prędkość większa niż 5 mm/rok naraziłaby dużą część bagien morskich na ryzyko zanurzenia. Tylko część utraconej przestrzeni mogłaby zrekompensować migracja tego ekosystemu w głąb lądu.
Badanie opublikowane w 2018 r. kwestionuje zdolność raf koralowych do pionowego wzrostu w tempie wzrostu poziomu morza poprzez modelowanie ich zachowania. Zgodnie z uzyskanymi wynikami większość raf jest w stanie ściśle podążać za rytmem scenariusza (RCP2.6) przewidującego podniesienie się poziomu morza o 44 mm do 2100 r. Natomiast w jednym scenariuszu (RCP8.5) poziom oceany zyskują 74 mm , pomimo nieznacznej poprawy tempa ich wzrostu (ze względu na większą dostępność węglanów , ze względu na poziom CO 2wyższe powietrze), niewiele raf może rosnąć wystarczająco szybko. Około trzy czwarte z 200 zbadanych raf koralowych odnotowałoby wzrost głębokości zanurzenia o ponad 50 cm. Bezpośrednią konsekwencją jest gwałtowny spadek ochrony, jaką rafy zapewniają wybrzeże przed erozją i powodziami.
Obszary polderowe należą do najbardziej narażonych. W niektórych przypadkach (Holandia) poldery zostały lub zostaną zwrócone do morza. W przypadku recesji zwierciadła wody słodkiej możliwe jest przemieszczenie się „ klina solnego ” pod wałem lub kordonem wydm. Rejony polderów i bagien są szczególnie narażone ze względu na ich wysokość bardzo zbliżoną do średniego poziomu morza.Jeżeli wzrost głębokości poza wałami nie jest skompensowany równoważną sedymentacją, powoduje to zmniejszenie załamania fal, z których większa energia uwalniana na wybrzeżu i zwiększona podatność obrony na działanie morza.Ponadto większa głębokość może powodować zmianę kierunku prądów, co naraża roślinny dywan na dłuższe zanurzenie i większe zasolenie , powodując jego uszczuplenie. W pełnym rozkwicie od lat 80. nowe formy zarządzania wybrzeżami, skoncentrowane na depolderyzacji, rozwijają politykę obronną wobec morza, polegającą na zwracaniu do morza połaci lądu, które zostały odzyskane z wody. Depolderyzacja umożliwia obronę przed morzem bez szkody dla środowiska. Uczestniczy nawet w odtwarzaniu środowisk naturalnych. Depolderyzacja prowadzi do modyfikacji środowiska poprzez jego ponowne zasolenie i umożliwia odtworzenie morskiego ekosystemu składającego się z slikke i schorre. Jej gęsta i gęsta roślinność halofilna hamuje penetrację morza, ponieważ przyczynia się do gromadzenia osadów.
Organizacje ludzkie mające na celu ochronę siedliska morskiego mają wpływ na ceny i gotowość do płacenia; w związku z tym ceny wynajmu wydają się ewoluować w zależności od postrzeganego poziomu bezpieczeństwa związanego z obecnością wałów.
W ocieplenia ograniczone do 2 stopni, 110 miejsc wpisanych na World Heritage of UNESCO są zagrożone (zanurzenie i / lub przyspieszonego erozji) do échance dwóch tysiącleci. Liczba ta wzrasta do 139 dla 3 stopni ocieplenia i do 148 dla 4 stopni. Wśród zagrożonych miejsc znajdują się historyczne centra miast, takich jak Sankt-Petersburg , Ayutthaya , Valletta i Wenecja ; wykopaliska archeologiczne, takie jak te w Kartaginie czy Byblos , symboliczne grupy, takie jak beginaż w Brugii i kasba w Algierze oraz zabytki, takie jak Statua Wolności czy Bazylika Patriarchalna w Akwilei .
IPCC zasugerował, że delty i małe państwa wyspiarskie mogą być szczególnie narażone na podnoszenie się mórz. Zjawiska kompensacji izostatycznej mogą mieć wpływ na Bałtyk i niektóre wyspy. Względny wzrost poziomu morza może być pogarsza osiadania lub znaczną utratę ziemi w niektórych delt. Do tej pory zmiany poziomu morza nie spowodowały jeszcze poważnych strat środowiskowych, humanitarnych czy gospodarczych w małych państwach wyspiarskich. Zatonięcie części ziem wyspiarskich narodów Tuvalu początkowo przypisywano jedynie podniesieniu się mórz, ale artykuły sugerowały później, że znaczne straty gruntów były spowodowane erozją wywołaną przez cyklony Gavin, Hina i Keli z 1997 roku. pytanie były niewypełnione. Reuters przytacza inne wyspy Pacyfiku, które stoją w obliczu poważnego ryzyka, w tym wyspę Tegua w Vanuatu . agencja twierdzi, że dane Vanuatu nie wykazują wyraźnego wzrostu poziomu morza i nie są potwierdzone danymi z pomiarów pływów. Dane z pomiarów pływów Vanuatu pokazują wzrost netto o około 50 milimetrów w latach 1994-2004. Regresja liniowa tego krótkookresowego wzorca sugeruje szybkość podnoszenia się na poziomie około 7 mm /rok, chociaż istnieje znaczna zmienność i utrudnia ocenę dokładnej zagrożenie dla wysp za pomocą takiego krótkoterminowego sekwencjonowania.
Aby uniknąć dodatkowego napływu uchodźców klimatycznych , zaoferowano różne możliwości pomocy krajom wyspiarskim w przystosowaniu się do podnoszącego się poziomu mórz oraz częstszych lub silniejszych sztormów.
Niektóre przybrzeżne warstwy wodonośne komunikują się z oceanem, co urzeczywistnia istnienie wylewów podwodnych . Gdy poziom warstwy wodonośnej spada (nadmierna eksploatacja), zagrożeniem jest wnikanie wody morskiej, zwiększające zasolenie warstwy wodonośnej i potencjalnie uniemożliwiające jej wykorzystanie. Podnoszący się poziom mórz zwiększa to ryzyko. Nie jest to dobrze znane i musi być oceniane indywidualnie dla każdego przypadku. Jest to potencjalnie poważne ryzyko, ponieważ może wpływać na warstwy wodonośne dostarczające słodką wodę do gęsto zaludnionych regionów przybrzeżnych.
Konsekwencje podnoszenia się poziomu morza są liczne na różnych poziomach (społecznym, środowiskowym, ekonomicznym itp.). Na poziomie społecznym skutki mogą się różnić w zależności od kraju.
Populacje narażone na wysoki poziom morza, który zanurza zamieszkałe wybrzeża, są zmuszone do migracji, aby uciec ze swojej wrażliwej pozycji. W Bangladeszu można wyróżnić dwa rodzaje migracji: po pierwsze, migrację wewnętrzną, która skłania mieszkańców wsi do przeniesienia się do regionu miejskiego, a po drugie, migrację międzynarodową, która odbywa się głównie do Indii. State of Environmental Migration 2011 opublikował tabelę dotyczącą obecności migrantów z Bangladeszu w różnych indyjskich stanach:
Stany |
Bengal Zachodni |
Assam |
Bihar |
Delhi |
Tripura |
Radżastan |
Maharashtra |
Liczby w milionach |
5.4 |
4 |
0,5 |
1,5 |
0,8 |
0,5 |
0,5 |
W Nigerii migracja ludności ogranicza się do przesiedleń wewnętrznych, populacji składającej się z osób wewnętrznie przesiedlonych, które zostały zmuszone do opuszczenia swojego zwykłego miejsca zamieszkania, szczególnie z powodu klęsk żywiołowych, i które nie przekroczyły uznanych na arenie międzynarodowej granic Państwo. Jednak zmiany klimatyczne są doświadczane bardzo różnie w zależności od danych regionów i kategorii społecznych, ponieważ wrażliwość na środowisko jest wynikiem określonych czynników społeczno-ekonomicznych i geograficznych, które kształtują każde społeczeństwo. W ten sposób niektórym krajom, choć bardzo narażonym na podnoszenie się poziomu mórz, udaje się opracować skuteczne programy obronne i infrastrukturę w obliczu zagrożeń wodnych. Leżąc w tej części świata, w których zasoby finansowe są najwyższe, Holandii opracowała od końca XX th century różne techniki ochrony przed tego poważnego wyzwania klimatyczne. Dziś ludność holenderska nie jest już trwale bezpośrednio zagrożona powodziami, które mogą spowodować migrację.
Zjawisko migracji klimatycznych może powodować konflikty w i tak już wrażliwych regionach planety. Tak więc w Bangladeszu konflikty zewnętrzne eksplodowały z powodu dużej migracji do Indii, która zaostrza konkurencję o przejmowanie i tak już ograniczonych zasobów. Konkurencja ta prowadzi do wybuchu napięć etnicznych na pograniczu i w głębi kraju.
Podnoszące się morze będzie miało różne skutki i nie wszędzie będzie przebiegać z tą samą prędkością. Ponadto, w miarę postępu zanurzenia, erozja i nowe grzbiety wydm mogą modyfikować linię brzegową. Mapowanie przyszłej linii brzegowej i jej ewolucji jest nadal kwestią przewidywania i niepewności.
Wreszcie, do tej pory istnieje wiele metod i wizualnych reprezentacji ryzyka zanurzenia (zob. John C. Kostelnick, Dave McDermott, Rex J. Rowley, Metody kartograficzne wizualizacji wzrostu poziomu morza); ich dokładność zależy od dokładności numerycznego modelu terenu, ale nie tylko (w szczególności należy uwzględnić równoważenie eustatyczne i izostatyczne). Istnieją witryny (np. Flood Maps) obliczające online na świecie zatopione obszary według wysokości morza zgodnie z DEM (cyfrowy model terenu).
Jednak mapy oparte po prostu na wysokości (zakładając na przykład, że przy wysokości dwóch metrów nad poziomem morza, ląd poniżej dwóch metrów nad poziomem morza jest zalany) stanowią podstawę ilustracyjną, ale nie są wystarczające do dokładnej oceny ryzyka. Ocena ryzyka powodziowego jest znacznie bardziej skomplikowana, ponieważ musi uwzględniać nie średni, ale maksymalny możliwy poziom morza (z uwzględnieniem regionalnych skutków okresowych, ryzyko wezbrań sztormowych itp.), osiadania i erozję wybrzeża. Precyzyjne mapowanie obszarów ryzyka jest warunkiem wstępnym tworzenia polityk adaptacyjnych.
W zakresie planowania urbanistycznego i polityki infrastrukturalnej wyróżnia się co najmniej trzy rodzaje polityk adaptacyjnych: obronna, mieszkaniowa i emerytalna. Obrony jest walka przeciwko wycofaniu linii brzegowej, takie jak budowa wałów. Zakwaterowanie jest przyjąć pewne konsekwencje podnoszenia się poziomu mórz, na przykład, przystosowanie budynków i infrastruktury do wsparcia bez większych uszkodzeń, zobowiązania z Lordów powodzie sztormowe. Odwrót jest złomowanie obszarów przeznaczonych do powodzi.
IPCC dodaje dwie inne kategorie: awans polegający na zdobywaniu terytoriów na morzu oraz adaptację opartą na ekosystemach, która polega na odtwarzaniu lub rozwijaniu ekosystemów (takich jak rafy koralowe) zdolnych do ochrony.
Przyjęta już polityka urbanistycznaKilka krajów (lub jurysdykcji) przyjęło politykę urbanistyczną i infrastrukturalną uwzględniającą podnoszenie się poziomu morza.
Ryzyko zanurzenia w morzu związane z falami sztormowymi , ryzyko zwiększone przez wzrost poziomu morza, jest przedmiotem kilku rodzajów środków zapobiegawczych. Rozwiązania mające na celu zapobieganie temu ryzyku można podzielić na trzy kategorie:
Obrzeża Kotonu w Beninie są przedmiotem udanej ochrony wybrzeża. Konstrukcja wałów w jodełkę ma obniżoną energię fal. Osad piasku znów stał się większy od erozji, a plaża, która bardzo szybko się cofała, znów się rozwija.
Zasady wypłatWycofanie się polega na porzuceniu ziem skazanych na powódź. Wybór ten wiąże się ze znacznymi trudnościami ludzkimi i politycznymi, gdyż sprowadza się do zorganizowania porzucenia przez mieszkańców ich środowiska życia. Istnieją również złożone kwestie prawne. W prawie wszystkich systemach prawnych grunty znajdujące się pod powierzchnią morza wymykają się własności prywatnej : w ten sposób właściciele ziem zatopionych są narażeni na całkowite zniknięcie ich własności bez odszkodowania. W praktyce jednak, ponieważ zjawisko ma charakter progresywny i przewidywalny, wartość przedmiotowych nieruchomości powinna stopniowo spadać.
Isle de Jean Charles , wyspa u wybrzeży Luizjany , był przedmiotem takiej strategii. Wyspa jest skazana na zniknięcie, silną lokalną erozję, która przyspieszy efekt podnoszenia się poziomu morza.Niewielka społeczność indiańskiego pochodzenia, która tam mieszkała, otrzymała w 2016 roku propozycję przeniesienia się w głąb lądu, za fundusze federalne. Ta operacja, pierwsza tego rodzaju, była szeroko badana jako przypadek podręcznikowy.
W zakresie geoinżynierii sformułowano różne propozycje: z jednej strony mające na celu ogólne spowolnienie globalnego ocieplenia, az drugiej skierowane bezpośrednio na poziom morza.
Geoinżynieria klimatuZaproponowano wiele pomysłów mających na celu spowolnienie globalnego ocieplenia poprzez interwencję człowieka: rozsiewanie oceanów, działanie na albedo, reflektory słoneczne na orbicie, aerozole itp. Aby zrekompensować klimatyczny efekt podwojenia ilości CO 2atmosferycznego radiacyjnej powinna zostać zmniejszona o 4 W m -2 .
Jednym ze sposobów uzyskania tego wyniku jest wstrzykiwanie siarczanów w postaci aerozolu do stratosfery , jest to proces, który jest przyczyną zimy wulkanicznej po najważniejszych erupcjach plinian . Aerozole siarczanowe mają dość krótką żywotność, dlatego należy je stale odnawiać. Aby otrzymać wartość 4 W m -2 , 10 do 20 milionów ton siarczanów musiałoby być uwalnianych do stratosfery rocznie (odpowiednik erupcji Pinatubo w 1991 roku co 1-2 lata. W scenariuszu umiarkowanego globalnego ocieplenia (RCP4.5), ta metoda może prawie zatrzymać wzrost poziomu morza. Z drugiej strony, w scenariuszu bardzo silnego ocieplenia (RCP8.5) oferuje jedynie opóźnienie około 80. Inne badania wskazują jednak do możliwego efektu odwrotnego do zamierzonego: sztuczne zmniejszenie nasłonecznienia zmniejsza parowanie, a tym samym opady, co może spowolnić gromadzenie się lodu na pokrywach lodowych.
Inną propozycją jest rozmieszczenie luster na orbicie w celu zmniejszenia promieniowania słonecznego docierającego do Ziemi. Aby uzyskać taką samą liczbę 4 W m -2 , należałoby umieścić na orbicie około 20 milionów ton. Inicjatywy ponownego zalesiania , nawet jeśli mają pozytywny wpływ na inne kryteria, nie wydają się być w stanie znacząco spowolnić wzrostu poziomu morza.
Akcja na lodowcachWychodząc od tego, że znaczna część wzrostu poziomu morza oczekiwanego w nadchodzących dziesięcioleciach pochodzi z niewielkiej liczby dobrze zlokalizowanych pól lodowych, kilku autorów zaproponowało podjęcie prac na dużą skalę w celu spowolnienia ich pękania i przesuwania się w kierunku morza oraz w celu ustabilizowania lub zwiększenia ich masy.
Rodzina propozycji opiera się na idei zwiększenia albedo powierzchni śniegu lub lodu, aby spowolnić jego topnienie i ewentualnie umożliwić kumulację z roku na rok. Niewielki eksperyment przeprowadzono na jeziorze w Minnesocie w 2016 roku : topnienie pokrywy lodowej zostało spowolnione przez zastosowanie szklanych mikrosfer. We włoskich Alpach od 2008 roku od 2008 roku na lodowcu Presena montuje się białe plandeki , zarówno w celu zwiększenia albedo, jak i zmniejszenia wymiany ciepła z otaczającym powietrzem. ) niektórych lodowców (ewentualnie w celu wykonania nasypów w celu spowolnienia erozji wietrznej) lub przykrycia ich warstwą sztucznego śniegu.
Inną proponowaną drogą jest zastosowanie zasady wysiewu chmur nad chłodniejszymi obszarami Grenlandii i Antarktydy w celu zwiększenia tam opadów, a tym samym gromadzenia lodu, wzmacniającego niektóre lodowce. Zaproponowano różne rozwiązania mechanicznego spowolnienia przesuwania się lodowców w kierunku morza: konstrukcje betonowych kotew, zastosowanie łańcuchów lub stalowych lin, ściany przeciwstawiające się cielenie .
Wreszcie inne propozycje polegają na ukierunkowaniu na warstwę ciekłej wody oddzielającej lodowce od podłoża skalistego (co umożliwia przesuwanie się lodowców w kierunku morza), na przykład poprzez pompowanie wody przez otwór wiertniczy lub chłodzenie jej na miejscu.
Inne propozycjeSahara ma kilka regionów poniżej poziomu morza , z których najbardziej istotne jest zdecydowanie depresja Qattara , którego niska temperatura wynosi -133 m . Budowa kanału w celu wypełnienia niektórych z tych zagłębień wody morskiej była projektem proponowanym od dziesięcioleci, głównie w celu nawilżenia lokalnego klimatu i wygenerowania energii pływowej . Byłby to również środek oddziaływania na poziom morza, ale bardzo ograniczony: depresja Qattara magazynowałaby 1340 km 3 wody, przy spadku poziomu morza rzędu 3 mm
Regres Morza Kaspijskiego był przedmiotem konkretnych propozycji, w szczególności zmierzających do skierowania części wód z Donu w kierunku Wołgi (a więc i Morza Kaspijskiego). Zaproponowano również zastosowanie sekwestracji dwutlenku węgla na obszarach przybrzeżnych dotkniętych osiadaniem. Proces ten miałby zarówno globalną rolę (redukcja emisji CO 2 )przez składowanie podziemne) oraz rolę lokalną: przeciwdziałanie lub odwracanie osiadania gleby. Wenecja laguny jest potencjalnym celem.