El aumento del nivel del mar actual es un fenómeno desencadenado durante el XX ° siglo resultante de calentamiento global . El nivel medio del mar ha variado considerablemente durante la era Cuaternaria , cayendo más de 100 m durante cada edad de hielo . Muy estable durante unos 2.500 años, el nivel del mar comenzó a subir al final de la XX XX siglo . Entre 2006 y 2015 aumentó 3,6 mm / año . Hay dos tipos principales de medios de medición del nivel del mar: mareógrafos , instalaciones fijas y altimetría satelital .
Este aumento es principalmente el resultado de dos fenómenos, uno derivado del calentamiento global. El primero es el derretimiento de parte del hielo continental ( capas de hielo polar y glaciares de montaña). El otro es el fenómeno de la expansión térmica de las masas de agua del océano bajo el efecto del aumento de temperatura. Junto a estas dos causas principales, existen otras contribuciones que no necesariamente tienen un vínculo directo con el calentamiento global. La principal de ellas es la explotación de un gran número de acuíferos terrestres más allá de su capacidad de renovación.
La expansión térmica y la pérdida de masa de las capas de hielo polares son dos fenómenos extremadamente lentos, que no responden del todo a un calentamiento repentino del clima hasta después de un tiempo de varios siglos. Esto significa que incluso si el calentamiento global pudiera detenerse rápidamente, los niveles de los océanos seguirían aumentando durante el tercer milenio . Establecer pronósticos cuantitativos a largo plazo, incluso para un escenario climático dado, sigue siendo muy difícil.
Las consecuencias previsibles más importantes del aumento del nivel del mar son el retroceso del litoral, la desaparición de territorios insulares bajos, la intrusión de agua salada en los acuíferos de agua dulce cercanos a las costas, la destrucción de los ecosistemas costeros y la pérdida del patrimonio cultural e histórico. .
El nivel medio del mar en toda la Tierra - nivel eustático - puede ser diferente de su nivel medio en un lugar determinado - Nivel medio local del mar (NMLM) -.
El nivel medio local del mar (NMLM) se define como la altura del mar desde un punto de referencia en tierra, y se promedia durante un período de tiempo suficientemente largo (un mes, un año) para que el valor sea independiente de las fluctuaciones causadas por las olas. y mareas. También hay que ajustar las variaciones del NMLM para tener en cuenta los movimientos verticales de la Tierra que pueden ser del mismo orden (unos pocos mm / año) que los cambios en el nivel del mar. Algunos movimientos de la tierra se producen debido a un isostática ajuste del manto de tierra debido a la fusión de las capas de hielo al final de la última edad de hielo : de hecho, el peso de una capa de hielo hace que la tierra subyacente a caer y cuando el hielo se derrite, la tierra se eleva o "rebotes" ( rebote post-glacial ). La presión atmosférica, las corrientes oceánicas y la fuerza de Coriolis, así como los cambios en la temperatura del océano (y, por lo tanto, el volumen) también pueden afectar al NMLM.
Las variaciones " eustáticas " (a diferencia de las variaciones locales) se relacionan con la alteración del nivel global del mar, como cambios en el volumen de agua del océano y cambios en el volumen de las cuencas oceánicas.
Todos estos elementos combinados también explican que el aumento real o aparente del mar varía geográficamente cuando aumenta el nivel medio de un océano (Atlántico, por ejemplo). Un océano puede incluso elevarse a nivel mundial, con un nivel de correa de mar que bajaría ligeramente en algunas costas y subiría más que el promedio en otras, incluso en áreas cercanas como las costas inglesa y continental frente a él.
En una escala de cientos de miles de años, el nivel del mar ha variado con las glaciaciones . Estaba cerca de su nivel actual durante los períodos interglaciares y cien metros más bajo durante las edades de hielo .
Los cambios en el nivel del mar en escalas de tiempo geológicas se conocen como transgresión marina (aumento del nivel) y regresión marina (descenso del nivel).
Desde el último máximo glacial hace 20.000 años, el nivel del mar ha aumentado en más de 125 m , como resultado del derretimiento de las capas de hielo en América del Norte y Eurasia . La tasa de aumento del nivel del mar varió de menos de 1 mm / año a más de 40 mm / año . Se produjo una tasa muy rápida durante el pulso de fusión 1A hace unos 14.600 años, durante el cual el nivel del mar subió 20 m en 500 años (40 mm / año ). El aumento del nivel del mar comienza a disminuir hace unos 8.200 años (primera parte del Holoceno ) y se vuelve muy bajo a partir de los 6.700 años. El nivel del mar está entonces sólo unos 4 m por debajo del nivel actual. Aumenta ligeramente de nuevo hasta un 4200 años y ahora es menos de 1 m por debajo del nivel del comienzo del XX ° siglo. El nivel del mar es prácticamente constante en los últimos 4200 años (segunda mitad del Holoceno ), a la reactivación actual de la elevación que se inicia a principios de XX XX siglo. Durante este período, la variación del nivel del mar es del orden de 0,1 mm / año .
La evaluación de la subida del nivel eustático se realiza sintetizando las medidas de los mareógrafos y los satélites.
Según la síntesis de conocimiento científico publicada en 2019 por el IPCC , el nivel del mar aumentó en 0,16 m ( intervalo de confianza probable de 0,12 a 0,21 m ) entre 1902 y 2015.
La tasa de aumento del nivel del mar ha aumentado desde la década de 1990 . Los datos de los satélites tienden a indicar una aceleración en el aumento del nivel del mar mayor que los datos de los mareógrafos. Medir la aceleración del aumento del nivel del mar es complejo porque las mediciones, ya sean de mareógrafos o satélites, se ven perturbadas por muchos parámetros. Entre 1901 y 1990, el nivel del mar subió aproximadamente 1,4 mm / año . Según la síntesis 2019 del IPCC , la tasa de aumento del nivel del mar fue de 3,2 mm / año entre 1993 y 2015, y de 3,6 mm / año entre 2006 y 2015.
El aumento del nivel del mar observado desde el final del XX ° siglo y temprano en el futuro es esencialmente una consecuencia del calentamiento global , el estudio no puede separarse de ella. Según la síntesis de 2019 del IPCC , durante el período 2006-2015, el nivel del mar aumentó en 3,58 mm / año en promedio, mientras que la suma de las contribuciones, estimada a partir de la síntesis de numerosas publicaciones científicas , es de 3 mm / año : por tanto, existe una brecha entre las mediciones y las contribuciones señaladas. La figura de al lado presenta las principales contribuciones, que son la expansión térmica del agua y el deshielo de los glaciares. La contribución negativa e corresponde al cambio en la cantidad de agua almacenada en los continentes en estado líquido: embalses y aguas subterráneas.
Muchos efectos locales, periódicos o episódicos, afectan el nivel del mar. El vínculo entre estos fenómenos y el aumento eustático del nivel del mar es doble. Por un lado, desde el punto de vista metrológico, estos efectos deben restarse de las mediciones para extraer la tendencia de largo plazo, y la existencia de fenómenos regionales explica la necesidad de mediciones en todo el planeta. Por otro lado, en términos de pronóstico de riesgo, estos efectos se suman al aumento general del nivel del mar: para describir los riesgos para una zona determinada del mundo, es el nivel máximo previsible que debe tenerse en cuenta.
Las mareas astronómicas diurnas y semi-diurnas, fenómenos periódicos cuya amplitud total puede variar de 20 cm a 16 m según los lugares, son fáciles de medir y restar de la tendencia a largo plazo, debido a su corta periodicidad.
Por otro lado, existen diferentes fenómenos de mareas de periodos largos , con intervalos de 14 días o más. Debido a diversos fenómenos astronómicos, tienen amplitudes relativamente bajas. El componente más largo es un ciclo que abarca 18,6 años durante el cual el nivel de agua alto promedio aumenta en un 3% por año durante 9 años, luego disminuye en un 3% durante 9 años, y así sucesivamente. Este fenómeno está vinculado al ciclo nodal de la Luna .
Este ciclo exacerba y luego disminuye los efectos del aumento del nivel del mar inducido por el calentamiento global . Según el IRD , en lugares donde la amplitud de la marea es naturalmente alta (por ejemplo en la bahía del Mont Saint-Michel ), este ciclo contribuirá en los años 2008-2015 proporcionalmente más al aumento del nivel del mar lleno, o grandes mareas altas que el calentamiento global solo (hasta + 50 cm , es decir, 20 veces la expansión térmica de los mares, consecutiva al calentamiento global). Por el contrario, de 2015 a 2025, la fase menguante de este ciclo debería conducir a una aparente desaceleración del fenómeno oceánico ascendente, y probablemente a la erosión del litoral que generalmente está vinculado a él.
El efecto de barómetro inverso es una variación del nivel del mar bajo la influencia de la presión atmosférica : el mar está abultado bajo una depresión y ahuecado bajo un anticiclón . Esta variación es de aproximadamente 1 cm por 1 hPa . Las variaciones de la presión atmosférica fueron mayores en las latitudes altas , la desviación estándar durante el año de este fenómeno es menor de un centímetro en las regiones ecuatoriales, y alcanza los 7 cm cerca del Océano Ártico . Un ejemplo de manifestación de este efecto se encuentra con la Oscilación del Atlántico Norte , una fluctuación climática generalmente expresada por la diferencia de presión atmosférica entre el Alto de las Azores y la Depresión de Islandia , que tiene un impacto en el nivel del mar en el norte de Europa.
El efecto se puede calcular, por lo que se corrige en las mediciones del nivel del mar, lo que naturalmente requiere un conocimiento preciso de los valores de presión atmosférica, que a veces es erróneo en las series de datos antiguas.
El viento también causa un efecto sobre el nivel del mar. En su expresión más simple, la respuesta estática a un esfuerzo constante del viento es un gradiente del nivel del mar en la dirección del viento. En algunos mares, el viento es la principal causa de las fluctuaciones estacionales del nivel del mar, como ocurre en el Mar Rojo , donde el régimen del viento induce una oscilación estacional del orden de 25 cm .
La salinidad del agua también influye en su densidad, este es el llamado efecto halosterico: así la densidad del agua de mar es, a igual temperatura, un 2,5 % más alta que la del agua dulce. En el conjunto de los océanos, la salinidad media no varía de forma medible, por lo que este efecto no interviene en el nivel medio del mar. Sin embargo, las diferencias de salinidad de una región a otra influyen en el nivel local del mar: las zonas donde el agua es menos salada se redondean , para establecer el equilibrio hidrostático con las zonas más saladas y densas). Así, la variación local de la salinidad, debida en particular al suministro de agua dulce por los ríos, la lluvia y el deshielo, está implicada en la evolución del nivel del mar en una región determinada.
Por un mecanismo comparable, las variaciones en la temperatura superficial de una zona a otra inducen diferencias en el nivel del mar: en una zona más fría, la densidad del agua en la superficie será mayor, lo que resultará en una anomalía negativa en el nivel del mar. Este efecto conduce a importantes disparidades regionales. Por ejemplo, desde la década de 1960 hasta la de 1990, el nivel del mar en el Mediterráneo oriental descendió, contrariamente a la tendencia mundial, debido a una disminución de las temperaturas en esta región.
Estos efectos son muy importantes para pronosticar los riesgos del nivel del mar a escala regional: si las temperaturas en una región determinada aumentan menos que el promedio mundial, el nivel del mar también aumentará menos allí, y viceversa. Asimismo, si vemos un aumento de la salinidad, ralentizará la subida del nivel del mar, y viceversa.
Existe una fluctuación estacional del nivel del mar, en el hemisferio norte su amplitud mínima-máxima se sitúa en torno a los 12 mm , con una mínima en marzo y una máxima en septiembre. En el hemisferio sur , la amplitud es la mitad y la estacionalidad se invierte. Esta fluctuación se debe a la acumulación de varios efectos. Combina los fenómenos antes mencionados: marea anual, variaciones de presión atmosférica, salinidad y temperatura. También implica una variación estacional en la distribución de las masas de agua entre los océanos y los continentes: las masas continentales se distribuyen de manera muy asimétrica entre los dos hemisferios, la cantidad de agua almacenada en los continentes (en lagos, suelos, aguas subterráneas y hielo) es más importante durante el invierno del hemisferio norte. Por esta razón, incluso el nivel del mar promediado en todo el planeta presenta una ligera fluctuación anual, de alrededor de 1 cm .
El fenómeno climático de El Niño da como resultado una anomalía considerable en el nivel del mar. La elevación anormal se produce a lo largo del ecuador, más de dos tercios del Océano Pacífico, hasta la costa de América del Sur; en el ejemplo de El Niño 2015-2016, alcanza los 20 cm. -, equilibrado por una vaguada de amplitud comparable más al oeste y al norte. Este efecto permite utilizar satélites altimétricos para medir la amplitud de El Niño, pero debe restarse de las mediciones para no sesgar la estimación a largo plazo de la evolución del nivel del mar.
Los eventos meteorológicos asociados con una depresión ( tormenta , ciclones tropicales ) pueden causar localmente un aumento repentino y masivo del nivel del mar, lo que resulta en inundaciones devastadoras. Este efecto se debe a la asociación de presión, viento y fuerza de coriolis . La probabilidad de inundaciones resultantes de la acumulación de una marejada ciclónica con fuertes precipitaciones está aumentando debido al calentamiento global, y el aumento del nivel del mar se sumará gradualmente a sus consecuencias.
Cuantificar la subida del nivel del mar y, a fortiori, su aceleración, plantea numerosas dificultades metodológicas. Debemos extraer una tendencia del orden de un milímetro por año de todos los efectos a corto y medio plazo: olas, mareas, tormentas, etc.
Los mareógrafos son instalaciones fijas que miden localmente el nivel del mar. Desarrollados históricamente para refinar el estudio de las mareas , también proporcionan datos a largo plazo. Un mareógrafo por sí solo no proporciona información concluyente sobre el nivel eustático, debido a fenómenos locales (tectónicos en particular). Por tanto, es necesario acumular mediciones de un gran número de instalaciones en todo el mundo. La distribución de mareógrafos en el mundo es incompleta, lo que complica la investigación.
TecnologíaHay, esquemáticamente, tres tipos de mareógrafos. La primera tecnología desarrollada, y todavía la más utilizada, utiliza un flotador que, mediante un mecanismo, traza una curva con un lápiz sobre un rollo de papel impulsado por un mecanismo de relojería . El flotador se coloca en un pozo tranquilizador, es decir, un tubo vertical, abierto al agua desde abajo y al aire desde arriba, lo que elimina el efecto de las olas. Una segunda tecnología conserva un pozo de estabilización, pero reemplaza el flotador con una medición de telémetro realizada por un sensor, que fue por primera vez ultrasónico , de la década de 1980 , pero, dos décadas después, fue reemplazado por un telémetro de radar. El tercer método consiste en medir la presión : se fija un sensor de presión en el suelo, por debajo del límite bajo de la marea (por lo tanto, siempre estará sumergido). La presión, de la que deducimos la presión atmosférica medida al mismo tiempo por otro sensor, permite seguir el nivel del mar, por presión hidrostática . Este método es muy preciso y no requiere una buena estabilización.
Redes de mareógrafosEn 2009 se estableció una base de datos mundial, denominada GESLA (Análisis global del nivel del mar extremo ) . Su propósito es recolectar mediciones realizadas al menos una vez por hora, es decir lo suficientemente frecuentes para describir mejor las variaciones en el límite superior de agua durante el desarrollo de marejadas y tormentas. Ya ha demostrado que en 40 años (entre 1970 y 2010 ), la extensión y la frecuencia de los niveles extremos del mar han aumentado en todo el mundo; en algunas partes del mundo, la altura de lo que constituye una inundación de 50 años ha aumentado en más de 10 cm por década.
Los Países Bajos son los más afectados, este tema ha sido parte de las prioridades nacionales durante varias décadas. Una red se organizó gradualmente en la década de 2000 . En Francia, en 2010 , la Red de Observatorios del Nivel del Mar (RONIM) tenía 32 mareógrafos. También existe la Red de Observación del Nivel del Mar Subantártico y Antártico, cuyos datos son procesados por el Laboratorio de Geofísica y Oceanografía Espaciales (LEGOS).
Límites de mareógrafosLa cobertura geográfica de los mareógrafos, y especialmente los más antiguos, no es homogénea. Se pueden utilizar muy pocos conjuntos de datos para estudios de más de cincuenta años. En particular, existe un claro desequilibrio entre los dos hemisferios: el hemisferio norte tiene alrededor del 90% de los mareógrafos del planeta. Muchas de ellas ofrecen registros que datan del XIX ° siglo (la serie más antigua continua de datos es la del mareógrafo de Estocolmo , que data de 1825), mareógrafos del hemisferio sur son a la vez menos y menos de edad. Recientemente se han agregado nuevos mareógrafos para mejorar la cobertura geográfica.
Además de su limitada distribución geográfica, los mareógrafos son vulnerables a los movimientos verticales del suelo sobre el que están construidos. Son los fenómenos de hundimiento (asentamiento vertical del suelo), movimientos tectónicos y hundimiento o rebote del suelo, cuando se enfrenta a un cambio en la masa de sedimento o hielo que soporta. Muchos estudios tienen como objetivo cuantificar y corregir estos sesgos de medición.
Los satélites encargados de medir el nivel del mar llevan un altímetro radar que suele trabajar en banda Ku , es decir entre 12 y 18 Ghz. Este altímetro apunta hacia el nadir , por lo que los datos siguen la trayectoria terrestre del satélite. El radar envía pulsos (unos cientos de veces por segundo), cortos (del orden de 100 µs ) y de gran ancho de banda . La medición del tiempo de ida y vuelta de la señal del radar permite medir la distancia que separa el satélite de la superficie del agua.
Esta información no es suficiente: también es necesario conocer la altitud del propio satélite, en relación con un marco de referencia terrestre, con una precisión del orden de un centímetro. Los satélites se colocan en una órbita circular , que es más estable y más fácil de caracterizar. La caracterización extremadamente precisa de la órbita se obtiene mediante el posicionamiento GPS , mediante el sistema DORIS que funciona como un GPS invertido (transmisores en tierra, receptor en el satélite), mediante telemetría láser , o mediante combinaciones de estas técnicas. Para un satélite como Topex / Poseidon, la estabilidad de las alturas orbitales durante 4 años es de 10 mm .
El interés científico de la altimetría de radar satelital se reconoció a partir de los años 60, en ese momento el objetivo principal era medir la forma de la tierra , es decir las asperezas del geoide debido a anomalías gravitatorias . Tras el éxito de los primeros experimentos, la prioridad pasó a medir la evolución del nivel del mar. También existen altímetros láser, comúnmente utilizados para medir la posición de masas de hielo, pero que también han demostrado ser aplicables a los océanos.
Lista de satélitesLos siguientes satélites llevan instrumentos dedicados a medir el nivel del mar.
Dado que son necesarias mediciones extremadamente precisas, existen fases de calibración complejas destinadas a corregir los diversos errores de medición posibles. Se aplican algoritmos de procesamiento de datos para corregir varias fuentes de errores de medición.
El cruce de la ionosfera afecta la velocidad de fase de las ondas, creando un retraso que es función del nivel de ionización, por lo que varía considerablemente según la hora del día, y también se ve afectado por los ciclos de actividad de la onda. Sol . Se utilizan modelos numéricos para corregir esta dispersión . De Topex-Poseidon, se utilizaron altímetros de doble frecuencia, lo que permitió la medición directa de este efecto. Los datos así obtenidos también se utilizaron para refinar retrospectivamente las correcciones aplicadas a las mediciones de satélites anteriores.
La troposfera también induce un retraso en la propagación. Este período se puede dividir en dos términos. El término "troposfera seca" se relaciona con las propiedades dieléctricas del aire ( oxígeno , nitrógeno , argón ), que se expresa en función de una única variable: la presión atmosférica en la superficie. El segundo término, relacionado con la presencia de humedad en el aire, es mucho más difícil de corregir, especialmente para las regiones costeras.
La altimetría de radar también sufre un sesgo debido al estado del mar : los valles de las olas son una mejor dispersión de las ondas de radar que sus cimas, el nivel de un mar agitado tiende a subestimarse (un sesgo que no es existen para mareógrafos), se utilizan reglas generales para corregir este efecto.
Además, también es necesario, al igual que con los mareógrafos, excluir otras fuentes de variación del nivel del mar independientes del desarrollo a largo plazo, como el efecto de barómetro inverso, los efectos estacionales, etc.
Como los resultados de los satélites están parcialmente calibrados con los resultados del mareógrafo, no son fuentes completamente independientes. Algunos lagos también se utilizan para mediciones de calibración. Su nivel no varía en breves periodos de tiempo: las olas son mínimas, no hay efecto de barómetro inverso ni mareas. El lago kirguís Yssyk Kul se ha convertido en un sitio de referencia.
Los programas satelitales TOPEX / Poseidon (T / P) y Jason-1 de la NASA y el CNES han estado proporcionando mediciones del cambio del nivel del mar desde 1992 . Los datos están disponibles en línea. Estos datos muestran un aumento medio del nivel del mar de 2,8 ± 0,4 mm / año. Esto incluye un aumento aparente de 3,7 ± 0,2 mm / año durante el período 1999-2004.
El agua líquida se expande a medida que aumenta la temperatura, y su volumen aumenta a medida que aumenta la temperatura. Este efecto, correspondiente a un cambio de densidad , se dice que es estérico , a diferencia de todas las demás contribuciones que son baristáticas, es decir, representan una variación en la masa de agua presente en los océanos. Los océanos absorben el 90% del calor adicional causado por el efecto invernadero. La capacidad calorífica de los océanos es unas 1000 veces mayor que la de la atmósfera, es decir que la misma cantidad de calor que elevaría la temperatura de la atmósfera en un grado , la elevaría solo en una milésima de grado que de los océanos.
El coeficiente de expansión térmica del agua depende tanto de la temperatura como de la presión. Por ello, su evolución según la profundidad no es monótona. Se sitúa en alrededor de 2,5 ppm / K en la superficie del océano (en promedio), disminuye, alcanza un mínimo de alrededor de 1 ppm / K a una profundidad de 1000 metros y luego aumenta gradualmente (2 ppm / K a 5000 metros). Este dato tiene importancia en la forma en que reacciona el nivel del mar ante la difusión de un cambio de temperatura en profundidad.
Esta expansión de agua es responsable, según estudios de la NASA, de aproximadamente un tercio del aumento actual del nivel del mar, y un aumento de siete milímetros en el nivel del océano entre 2003 y 2018. La misma proporción está determinada por la síntesis del IPCC de 2019, según a la cual la contribución de la expansión térmica de los océanos es de 1,40 mm / año (lo más probable es que entre 1,08 y 1,72 mm / año ) entre 2006 y 2015
La temperatura del océano cambia con el clima, pero de una manera diferente: el calor se difunde en las profundidades del océano solo en la escala de los siglos. En consecuencia, la subida del nivel del mar provocada por la expansión térmica del agua también está muy dispersa en el tiempo. Así, un estudio de 2017 estudia un escenario en el que las emisiones de gases de efecto invernadero se detienen repentinamente en 2050. La temperatura media del aire deja de subir al mismo tiempo, por otro lado, el nivel del mar (más exactamente, el componente de su variación por expansión térmica ) no cesa: la variación es de 30 cm antes de 2050, y más del doble durante los siglos siguientes, no alcanzándose el equilibrio en 2800. Incluso en escenarios donde los gases de efecto invernadero se eliminan de la atmósfera (emisiones negativas, capturas), parte de el aumento es irreversible a lo largo de los siglos. Esto significa que la expansión térmica del océano apenas ha comenzado a responder al calentamiento global.
Las sondas de medición (llamadas Batitermógrafo ) - antes de 2014 - no registraban la temperatura a muy grandes profundidades (menos de 6.000 m ), la mayoría de las boyas no descienden a menos de 2.000 m mientras que la profundidad media es de 3800 m , con pozos de más de 12.000 m . En 2014, las llamadas boyas Deep Argo comenzaron a tomar medidas a una profundidad de 6000 m , lo que permite estudiar mejor la difusión del calor en el océano.
Para predecir la contribución de la expansión térmica se utilizan modelos de dinámica de fluidos , aplicando las ecuaciones de Navier-Stokes a la escala oceánica, y también se incluyen los intercambios térmicos entre el océano y la atmósfera. El CMIP6 ( Coupled Model Intercomparison, fase 6 ) proporciona 15 modelos de este tipo, desarrollados por equipos de varios países, lo que permite a los investigadores compararlos.
La temperatura de las masas oceánicas sigue la evolución del clima, pero de una manera extremadamente diferente. Así, en el caso de una duplicación instantánea del contenido de CO 2de la atmósfera, la temperatura del agua a una profundidad de 3000 m aumentará en aproximadamente 2 ° C, pero este proceso se extenderá a lo largo de 3000 años (con un aumento de 1 ° después de 1500 años). En consecuencia, la subida del nivel del mar por efecto estérico tiene un tiempo de reacción del mismo orden de magnitud.
El derretimiento de los hielos flotantes ( barreras de hielo y bloques de hielo ) no modifica el nivel del mar, de hecho, en virtud del principio de Arquímedes , ocupan por debajo de la línea de flotación un volumen idéntico al resultante de su derretimiento. Por lo tanto, es el derretimiento de las masas de hielo presentes en los continentes lo que debe tenerse en cuenta.
Las formaciones de hielo continental se clasifican según su tamaño y morfología. Nos distinguimos :
Las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia son, respectivamente, el 88,2 y el 11,3% del hielo no flotante de la Tierra. El 0,5% restante corresponde a glaciares y casquetes polares del resto del planeta (cordilleras, Alaska , Islandia, etc.). Aunque representan un volumen pequeño, los glaciares y los casquetes polares están muy involucrados en el actual aumento del nivel del mar porque se están derritiendo rápidamente. El derretimiento de las capas de hielo es más lento. El de Groenlandia duraría 1.500 años (para el escenario más rápido) y el de la Antártida sería aún más lento.
Si todos los glaciares y casquetes polares (fuera de las regiones polares) se derritieran, el aumento del nivel del mar sería de alrededor de 0,32 m . El derretimiento de las capas de hielo de Groenlandia produciría un aumento de nivel de 7,2 my el derretimiento de la capa de hielo de la Antártida produciría 61,1 m . El colapso del depósito interno inmovilizado de la capa de hielo de la Antártida occidental elevaría el nivel de 5 a 6 m .
Los fenómenos de retroalimentación pueden provocar una aceleración del derretimiento del hielo:
Para las masas de hielo ubicadas cerca de áreas industrializadas, otro factor acelera el derretimiento: la acumulación en su superficie de partículas finas (hollín) provenientes de la contaminación de las industrias y el transporte. Al reducir el albedo de la capa superficial de nieve, el hollín acelera su fusión.
A pesar de su reserva mucho menor que la del inlandsis, estos glaciares son muy importantes en la evolución del nivel del mar durante el siglo pasado, y en un futuro próximo: siendo mucho más pequeños y ubicados en regiones donde la temperatura puede volverse positiva en el verano, se derriten mucho más rápido que las enormes capas de hielo polar.
Radić y Hock ofrecen un inventario de estos helados. Se inventariaron 2.638 casquetes polares y campos de hielo, así como alrededor de 130.000 glaciares de montaña, en 19 regiones. Su volumen total corresponde a 241 km 3 o 60 cm de equivalente al nivel del mar, si excluimos los glaciares periféricos de la Antártida y Groenlandia (físicamente separados de las capas de hielo), estas cifras se reducen a 166 km 3 y 41 cm . La base de datos GLIMS, basada en imágenes de satélite, enumera 160.000 glaciares.
Un glaciar fluye constantemente , a una velocidad que depende en particular de la pendiente del terreno. La nieve que cae sobre su superficie, compactada por su propio peso, expulsa el aire contenido y se acumula en hielo. La parte más baja (zona de ablación) del glaciar pierde masa por fusión, sublimación y desmoronamiento. El balance hidráulico anual del glaciar (la evolución de su masa) es por tanto la diferencia entre la cantidad de nieve acumulada en el año, y la cantidad de hielo perdido por la base del glaciar, por tanto depende tanto de la evolución de la precipitación de la velocidad de fusión.
Entre 1884 y 1975, los glaciares y los casquetes polares contribuyeron con al menos un tercio del aumento observado del nivel del mar. Para el período 2006-2015, la síntesis del IPCC de 2019 estima su contribución (excluyendo Groenlandia y la Antártida) en 0,61 mm / año ( muy probablemente entre 0,53 y 0,69 mm / año ). Basándose en mediciones satelitales del programa GRAC , Ciracì y Al estiman las pérdidas de masa de glaciares y casquetes polares (excluyendo Groenlandia y la Antártida), de 2003 a 2018, en 285,5 ± 30 Gt / año . Esto corresponde a alrededor de 0,8 mm por año de subida del nivel del mar, este deshielo tiende a acelerarse en todas las regiones estudiadas, con excepción de Islandia y el norte de la Cordillera de los Andes, evaluándose la aceleración global de 5 ± 2 Gt / año 2 .
Para anticipar la evolución futura de estas cifras, los investigadores realizan modelos numéricos. La figura de enfrente representa un modelo teórico muy simplificado de un glaciar alpino. El glaciar se ve como un simple paralelepípedo de hielo, en la ladera de la montaña. El balance de masa del glaciar es la diferencia entre acumulación y ablación (derretimiento). Si bien existen modelos numéricos de estas estructuras, que permitan anticipar el balance de masa de un glaciar en función de la evolución del clima al que está expuesto, no todos los glaciares se modelan individualmente, dada su cantidad. El enfoque habitual es modelar una pequeña población de glaciares y extrapolar los resultados a todos ellos utilizando reglas de escala y dependencia climática.
La contribución de los glaciares porcentual seguirá siendo importante en el corto plazo: aproximadamente una tercera parte del aumento previsto en el XXI ° siglo se le asigna. Sin embargo, a más largo plazo, esta proporción disminuirá, ya que los glaciares de montaña habrán desaparecido en gran medida. Así, según un artículo publicado en 2006, en un escenario que predice un calentamiento de 4 ° C durante medio siglo, seguido de una estabilización de las temperaturas globales, los glaciares de montaña habrán desaparecido esencialmente en 200 años, su contribución al mar. El nivel eventualmente estará entre 10 y 15 cm.
Los casquetes polares contribuirán en la misma medida, pero su derretimiento será tres veces más lento.
La precipitación en forma de nieve sobre las capas de hielo de la Antártida y Groenlandia asciende, respectivamente, a 1637 Gt y 399 Gt por año. Si toda esa nieve se estuviera acumulando y no volviera hielo al océano, esto correspondería a una reducción de 5,6 mm por año del nivel del mar.
La diferencia entre la cantidad de hielo que entra y sale se llama balance de masa . La evaluación precisa de este equilibrio es un desafío importante porque es el que contribuye a las variaciones del nivel del mar.
Se utilizan tres métodos complementarios para evaluar el cambio en las masas de Indlandi:
De 1995 a 2018 , Groenlandia perdió alrededor de 4.000 billones de toneladas de hielo, lo que corresponde a un aumento de alrededor de 11 mm en el nivel del mar. Esta pérdida de masa no es homogénea en Groenlandia: las áreas a gran altura en el centro de la isla tienen una ligera hielo acumulado. Durante el período 2006-2015, la contribución de la capa de hielo de Groenlandia (y sus glaciares periféricos) durante el mismo período es de 0,77 mm / año ( muy probablemente entre: 5 y 95 % : 0,72 a 0, 82 mm / año ). Durante el mismo período, el derretimiento de la capa de hielo de la Antártida (y sus glaciares periféricos) contribuyó al aumento del nivel del mar en 0,43 mm / año ( muy probablemente entre: 0,34 y 0,52 mm / año ). Por lo tanto, las dos capas de hielo polares contribuyeron con 1,20 mm / año ( probablemente entre 1,06 y 1,34 mm / año ).
La figura de enfrente da una serie de proyecciones durante un milenio para la capa de hielo de Groenlandia. La columna de la izquierda representa una serie de escenarios en los que se detiene el calentamiento global (que en una primera aproximación corresponde a una parada de emisiones ) en tal o cual punto en el futuro. En la columna de la derecha, los escenarios predicen un retorno de las temperaturas al nivel del siglo XX, lo que implicaría gigantescos esfuerzos de geoingeniería . Los gráficos de la primera línea dan la evolución de las temperaturas (regionales, a nivel de Groenlandia y no globales) en cada escenario. La segunda línea da la contribución acumulada del deshielo de Indlansis groenlandés, en metros, en cada escenario. La tercera línea da el ritmo de esta contribución. Estas proyecciones se obtienen mediante un modelo digital de la indlandsis, están extraídas de una publicación de Applegate et al .
Junto a estas dos causas principales del deshielo y la expansión térmica, otros fenómenos, que no todos tienen un vínculo directo con el calentamiento global, también contribuyen al aumento de los océanos, como la explotación de los acuíferos terrestres.
Muchos acuíferos en el mundo se están utilizando más allá de su capacidad de renovación, o no se están renovando en absoluto ( agua fósil ). Esta sobreexplotación de los recursos hídricos subterráneos contribuye al aumento del nivel del mar, transfiriendo agua al océano. Un estudio de 2011 se propuso cuantificar esta contribución: parece que durante la década de 2000 se agregaron anualmente 145 km 3 de agua al océano de esta manera, lo que contribuyó en un 13% al aumento observado del nivel del océano. La sobreexplotación de los recursos de agua subterránea es una realidad global, pero es particularmente importante en la India en el Medio Oriente, donde la agricultura se riega en gran medida por este medio.
Según una serie de escenarios considerados en una publicación de 2012, el agotamiento de las reservas de agua subterránea, que ya ha traído 25 mm de aumento del nivel del mar desde el nivel preindustrial, contribuiría de 70 a 90 mm más para 2100. Estas estimaciones se basan en una extensión de las tendencias históricas teniendo en cuenta, región por región, la estimación de las necesidades futuras de agua, de acuerdo con los cambios en la población y las precipitaciones.
La regresión de los mares y lagos endorreicos también contribuye a elevar el nivel del mar, siendo el Caspio el mar cerrado más grande, su contribución es la más significativa. Su nivel, después de un período de aumento al final del XX ° siglo , perdió 1,5 m a partir de 1996 a el año 2015 . Si la evolución histórica del nivel del Caspio es bastante errática, en un futuro próximo el descenso debería continuar. Una disminución de entre 9 y 18 m Se espera por el extremo de la XXI º siglo . Dado que la superficie del Mar Caspio es 3.700 veces más pequeña que la del océano global , una caída de un metro en el nivel del Caspio corresponde a un aumento de 0,27 mm en el nivel del mar, lo que sigue siendo una contribución bastante mínima.
El descenso del nivel del lago Chad y del mar de Aral también ha contribuido marginalmente al aumento del nivel del mar. En general, las regiones endorreicas tienden a secarse, aunque las de África meridional y oriental son excepciones. Entre 2002 y 2016 perdieron más de cien mil millones de toneladas de agua al año.
Varios efectos que afectan la condición y condición del suelo repercuten en el nivel del mar.
La deforestación es una de las causas del calentamiento global, y por tanto de la elevación del nivel del mar que provoca a través de la expansión térmica y el deshielo de los glaciares: el dióxido de carbono liberado por la deforestación representa el 12 % de las emisiones antropogénicas de gases de efecto invernadero . La deforestación también tiene un impacto más directo sobre el nivel del mar, a través de otros mecanismos. El agua contenida en la biomasa forestal se libera cuando los bosques se destruyen y finalmente llega a los océanos. La escorrentía y la erosión del suelo a menudo aumentan debido a la deforestación. Una estimación alta de estas contribuciones es de 0,035 mm por año, o alrededor del 1% del aumento del nivel del mar durante la década de 2010.
El secado de las marismas reduce la cantidad de agua almacenada en los continentes. Según una estimación de 2010, este factor contribuye 0,067 mm por año al aumento del nivel del mar, o en orden de magnitud, el 2% del total.
La desertificación conduce a una reducción de la cantidad de agua presente en el suelo, reduciendo así la reserva hídrica de los continentes en favor de la del océano. En 1994, Shahagian propuso este cálculo de orden de magnitud: si, en 35 años, el Sahara ha avanzado más de un millón de kilómetros cuadrados en la franja saheliana , reduciendo el contenido de agua del suelo del 2 % a prácticamente cero en 5 m de profundidad, luego resultó una elevación de 0,28 mm desde el mar.
Por último, la erosión del suelo también contribuye a la elevación del nivel del mar, por un lado reduciendo el stock de agua presente en el suelo y por otro lado produciendo sedimentos. Alrededor de 60 mil millones de toneladas de suelo se erosionan por año, de las cuales 25 mil millones terminan instalándose en el fondo del océano. El espacio así ocupado hace que el nivel del mar suba en consecuencia, el informe de evaluación del IPCC de 2011 menciona este efecto sin cuantificarlo.
La construcción de presas , con la creación de lagos de retención , tiende a bajar el nivel del mar, de hecho, el volumen de agua que contienen estos lagos se resta del de los océanos. Un artículo de 2008 estima que en 80 años, los embalses creados en el mundo han acumulado 10.800 km 3 de agua, provocando que el nivel del mar baje 30 mm en total. Se espera que una fracción de este efecto se revierta a largo plazo, ya que la sedimentación de los lagos de las presas reduce su capacidad. Este efecto será menor en el futuro: la construcción de nuevas presas se está ralentizando, porque los sitios disponibles son escasos.
La combustión de hidrocarburos fósiles ( petróleo , gas natural , carbón , etc.) produce agua y dióxido de carbono (CO 2). Además de su efecto sobre el clima, estos productos de combustión contribuyen directamente, por su volumen, a elevar el nivel de los océanos. El agua nueva, creada por la combustión, se suma al ciclo del agua y alrededor del 25% del CO 2creado termina disuelto en los océanos (de ahí la acidificación de los océanos ). Sin embargo, esta contribución es mínima: un artículo de 2014 estima que el agua y el CO 2producidos por la combustión de hidrocarburos fósiles hacen que el océano se eleve en 0.033 ± 0.005 mm / año y 0.011 ± 0.003 mm / año respectivamente por este efecto (es decir, de 1 a 1.5% de la elevación total medida).
La previsión de la evolución futura del nivel fue objeto de alrededor de 70 estudios publicados entre principios de los años 80 y 2018 , sin que surgiera un consenso real sobre los valores esperados. La incertidumbre se relaciona principalmente con la evolución a largo plazo de las capas de hielo de Groenlandia y la Antártida.
Los métodos semi-empíricos consisten en definir, a partir de datos del pasado, una ley que relacione la variación del nivel del mar con una o más variables explicativas (como la temperatura o su derivada ), y utilizar esta ley para las proyecciones a la madurez de varias. décadas. La otra gran familia de métodos consiste en construir modelos físicos de cada contribución a la evolución a nivel del mar: glaciares, inlandsis y expansión térmica en particular. Muchos artículos combinan estos métodos, basados, por ejemplo, en un método estadístico para indlandsis pero en un modelo físico del efecto estérico.
El IPCC realiza periódicamente síntesis de conocimientos científicos sobre la evolución del clima y los océanos.
Estos métodos se basan en el uso de datos históricos (durante varias décadas) para establecer una relación entre una o más variables explicativas.
Enfoque semi-empírico (Rahmstorf)En 2007 , Stefan Rahmstorf (en) publicó el siguiente método semi-empírico. Se considera que ante un cambio brusco en la fecha de la temperatura superficial (del tipo función escalón ), el nivel del mar reacciona de forma exponencial :
Donde es el cambio final en el nivel del mar, una función del cambio de temperatura aplicado. La constante de tiempo es de varios siglos. Por tanto, en el "corto plazo" , es decir, durante uno o dos siglos, la función , la respuesta a un paso de temperatura, se puede aproximar como una función afín . Al generalizar a cualquier variación de temperatura, y no a una función escalonada, parece que a corto plazo, la variación anual del nivel del mar es proporcional al cambio acumulativo de la temperatura de la superficie.
Siendo la temperatura superficial preindustrial, Rahmstorf elige 1880 como su punto de partida. El coeficiente se ajusta de acuerdo con los datos históricos, el valor obtenido es de 3.4 mm por año y por grado centígrado.
Según la síntesis de conocimientos científicos realizada por el IPCC como parte del Informe especial de océanos y criosfera de 2019 , el nivel medio del mar aumentará para 2100 (en comparación con su promedio durante el período 1986-2005) d '' alrededor de 0,43 m ( probablemente entre 0,29 y 0,59 m ) en un escenario de bajas emisiones de gases de efecto invernadero ( RCP2.6 ) y alrededor de 0,84 m ( probablemente entre 0,61 y 1,10 m ) en un escenario de altas emisiones de gases de efecto invernadero ( RCP8,5 ). Este informe destaca que existen incertidumbres estructurales sobre la velocidad de fusión de la capa de hielo de la Antártida , ya que algunos de los procesos implicados en su fusión no se conocen lo suficiente como para ser representados de manera realista. Por tanto, la contribución de la capa de hielo podría subestimarse en los probables intervalos de confianza , estimados estadísticamente. Las inestabilidades de la capa de hielo de la Antártida podrían provocar un aumento del nivel del mar de 2,3 a 5,4 m para 2100 para el escenario RCP8.5 .
La regla de Brunn publicada en 1962 fue la primera estimación cuantitativa del retroceso de la línea costera en una playa arenosa debido al aumento del nivel del mar. Cuando el nivel del mar sube desde S , la erosión costera cambia la distribución de la arena, hasta que se alcanza un nuevo equilibrio con una contracción R:
O
Esta regla fue cuestionada gradualmente, estudios sucesivos demostraron que solo podía dar un enfoque cualitativo, porque ignora demasiados aspectos: ignora el transporte de arena en el eje de la costa, asume un "presupuesto" sedimentario localmente cerrado, etc.
El retroceso de la costa podría tener un efecto colateral en términos del derecho del mar . Dado que las aguas territoriales y las zonas económicas exclusivas se calculan a partir de la línea de costa, un descenso significativo de esta última podría, en determinados lugares, dar lugar a disputas sobre fronteras marítimas entre países vecinos.
Allí se construyen gran parte de las fábricas de productos químicos , las refinerías , los principales puertos estratégicos y las centrales eléctricas más potentes , especialmente las nucleares .
Sobre la base de las proyecciones recordadas anteriormente, el informe del IPCC TAR ( IPCC TAR ) WG II señala que se puede esperar que el cambio climático actual y futuro tenga varios impactos en los sistemas costeros; incluyendo erosión costera acelerada, exacerbación de la ocurrencia y magnitud de inundaciones , invasiones marinas debido a tormentas, inhibición de procesos de producción elementales, cambios en las características y calidad del agua en la superficie y aguas subterráneas ( salinización ), mayor pérdida de propiedades y hábitats costeros , pérdida de recursos y valores culturales y sociales, deterioro de la calidad del suelo y del agua, pérdidas económicas ( agricultura , acuicultura , turismo , ocio ) y servicios relacionados y de transporte (las costas suelen estar bordeadas por una infraestructura importante o vital para el transporte nacional). La pérdida potencial de vidas es uno de los impactos citados por el IPCC.
Los modelos proyectan grandes diferencias regionales y locales en los cambios relativos en el nivel del mar. Los impactos también varían según las capacidades de resiliencia ecológica de los ecosistemas y, por tanto, según las zonas biogeográficas y su salud (Si bien el objetivo de buen estado ecológico y masas fisicoquímicas de agua, perseguido por la Directiva Marco, el agua no parece poder alcanzarse en todas partes en el año 2015 como se esperaba (a un ritmo de progreso actual). florística, ya se observan cambios de fauna, tróficos y de biomasa, pero las causas de los cuales son difíciles de desenredar (calentamiento o trastornos inducidos por la sobrepesca probablemente también están involucrados.)
la biodiversidad y la biomasa de la zona intermareal media y baja (donde es más rica) podría verse afectada si el agua sube demasiado rápido.
En el mundo, muchas regiones costeras han comenzado a consolidar o mejorar sus diques, a redimensionar sus esclusas o sistemas de protección, sin que, sin embargo, haya consenso sobre el nivel de riesgo a considerar o sobre los plazos.
No es la altura media, sino las máximas lo que hay que tener en cuenta, lo que obliga a integrar las posibles combinaciones de factores agravantes como tormentas, depresiones e inundaciones, o incluso el riesgo de un tsunami . Flandes belga, por ejemplo, ha decidido ahora tener en cuenta el riesgo de un precio excesivo vinculado a una tormenta "milenaria" en su plan de protección costera puesto en marcha por el Estado y los diez municipios costeros afectados. De hecho, sin el refuerzo de los diques y la cresta de dunas en al menos 1/3 de la costa belga, según los modelos, casi toda la costa y las ciudades en las zonas traseras de dunas y pólderes se inundarían, hasta Brujas.
El hundimiento , es decir, el asentamiento de la superficie terrestre en muchas ciudades y zonas costeras, es un factor agravante que se suma a la subida del mar para aumentar el riesgo de inundaciones. El hundimiento se debe a la extracción de reservas de agua subterránea , pero también a veces de gas y petróleo, y al peso de las construcciones. Este fenómeno afecta principalmente a las grandes ciudades asiáticas. La situación de Bangkok , una ciudad extremadamente baja donde el suelo se hunde de uno a dos centímetros por año, es particularmente preocupante. Tokio , Osaka , Manila , Hanoi y Yakarta son ejemplos de metrópolis asiáticas particularmente afectadas por este efecto. En Europa, Venecia es un ejemplo de ciudad en cuestión. Además de la amenaza de la sumersión de las ciudades, también es una causa de pérdida de tierras agrícolas, por ejemplo, en el delta del Mekong .
Las marismas constituyen ecosistemas muy específicos, y están directamente expuestos a la subida del nivel del mar. Mientras la tasa de subida sea moderada, la acumulación de materia (sedimentos traídos por el mar y desechos vegetales) permite que las marismas no se sumerjan en las salinas. : se mueven junto con el nivel del mar, sin embargo, una velocidad superior a 5 mm / año pondría a gran parte de las marismas en riesgo de quedar sumergidas. Solo una parte del espacio perdido podría compensarse con una migración de este ecosistema hacia el interior.
Un estudio publicado en 2018 cuestiona la capacidad de los arrecifes de coral para crecer verticalmente al ritmo del aumento del nivel del mar, al modelar su comportamiento. Según los resultados obtenidos, la mayoría de los arrecifes son capaces de seguir de cerca el ritmo de un escenario (RCP2.6) que predice 44 mm de aumento del nivel del mar para 2100. Por el contrario, en un escenario (RCP8. 5) donde el nivel de los océanos ganan 74 mm , a pesar de una leve mejora en su tasa de crecimiento (debido a la mayor disponibilidad de carbonatos , debido al nivel de CO 2aire más alto), pocos arrecifes pueden crecer lo suficientemente rápido. Aproximadamente tres cuartas partes de los 200 arrecifes de coral estudiados verían aumentar su profundidad de inmersión en más de 50 cm. La consecuencia directa es una fuerte disminución de la protección que los arrecifes brindan a la costa contra la erosión y las inundaciones.
Las áreas de pólder se encuentran entre las más vulnerables. En algunos casos (los Países Bajos), los pólders han sido o serán devueltos al mar. En caso de retroceso de las capas freáticas, es posible el avance de una " cuña de sal " debajo de un dique o un cordón de dunas. Las regiones de pólderes y marismas están particularmente expuestas por su altitud muy próxima al nivel medio del mar. Si el aumento de profundidad fuera de los diques no se compensa con una sedimentación equivalente, provoca una disminución de la refracción de las olas, de donde mayor energía liberada en la costa y una mayor vulnerabilidad de las obras de defensa contra el mar. Además, la mayor profundidad puede provocar un cambio de dirección de las corrientes, lo que somete la alfombra vegetal a una mayor duración de inmersión y a una mayor salinidad , provocando su agotamiento. En pleno auge desde los años 80, nuevas formas de gestión costera centradas en la despolderización están desarrollando una política defensiva frente al mar, movimiento que consiste en devolver al mar las extensiones de tierra que se habían ganado al agua. La despolderización permite defenderse del mar sin dañar el medio ambiente. Incluso participa en la reconstitución de entornos naturales. La despolderización conduce a una modificación del medio ambiente al resalinizarlo y permite la reconstitución de un ecosistema marítimo compuesto por slikke y schorre. Su densa y espesa vegetación halófila es un freno en la penetración del mar ya que contribuye a la acumulación de sedimentos.
Los arreglos humanos para proteger el hábitat del mar tienen un impacto en los precios y la disposición a pagar; así, los precios de alquiler parecen evolucionar de acuerdo con el nivel de seguridad percibido vinculado a la presencia de diques.
En un calentamiento limitado a 2 grados, 110 sitios inscritos en el Patrimonio Mundial de la UNESCO están amenazados (inmersión y / o erosión acelerada) por lo menos dos milenios. Esta cifra se eleva a 139 para 3 grados de calentamiento y a 148 para 4 grados. Entre los sitios amenazados se encuentran los centros históricos de ciudades como San Petersburgo , Ayutthaya , La Valeta y Venecia ; Yacimientos arqueológicos como los de Cartago o Biblos , grupos emblemáticos como el Beaterio de Brujas y la Kasbah de Argel , y monumentos como la Estatua de la Libertad o la Basílica Patriarcal de Aquileia .
El IPCC ha sugerido que los deltas y los pequeños estados insulares pueden ser particularmente vulnerables a la subida del nivel del mar. Los fenómenos de compensación isostática podrían afectar al Báltico y a algunas islas. El aumento relativo del nivel del mar puede verse agravado por el hundimiento o la pérdida sustancial de tierra en algunos deltas. Hasta la fecha, los cambios en el nivel del mar aún no han causado pérdidas ambientales, humanitarias o económicas graves en los pequeños estados insulares. El hundimiento de parte de la tierra de las naciones insulares de Tuvalu se atribuyó inicialmente solo al aumento del mar, pero los artículos posteriores sugirieron que las pérdidas significativas de tierra se debieron a la erosión inducida por los ciclones Gavin., Hina y Keli de 1997. Las islas en pregunta estaban despobladas. Reuters cita otras islas del Pacífico que enfrentan graves riesgos, incluida la isla Tegua en Vanuatu . la agencia dice que los datos de Vanuatu no muestran un aumento claro en el nivel del mar y no están corroborados por los datos de medición de las mareas. Los datos de medición de mareas de Vanuatu muestran un aumento neto de aproximadamente 50 milímetros entre 1994 y 2004. La regresión lineal de este patrón a corto plazo sugiere una tasa de elevación de aproximadamente 7 mm / año, aunque existe una variabilidad considerable y dificulta la evaluación exacta amenaza a las islas utilizando una secuencia tan a corto plazo.
Para evitar una afluencia adicional de refugiados climáticos , se han ofrecido varias opciones para ayudar a las naciones insulares a adaptarse al aumento del nivel del mar y tormentas más frecuentes o severas.
Algunos acuíferos costeros se comunican con el océano, que se materializa por la existencia de exsurgencias submarinas . Cuando el nivel del acuífero desciende (sobreexplotación), el riesgo es la intrusión de agua de mar, lo que aumenta la salinidad del acuífero y potencialmente inutiliza su agua. El aumento del nivel del mar aumenta este riesgo. No es muy conocido y debe evaluarse caso por caso. Este es un riesgo potencialmente considerable, ya que puede afectar a los acuíferos que abastecen de agua dulce a las regiones costeras densamente pobladas.
Las consecuencias de la subida del nivel del mar son numerosas a diferentes niveles (social, medioambiental, económico, etc.). A nivel social, los impactos pueden variar de un país a otro.
Las poblaciones expuestas al alto nivel del mar que sumerge las costas habitadas se ven obligadas a migrar para escapar de su posición vulnerable. En Bangladesh, se pueden destacar dos tipos de migración: primero, la migración interna que empuja a los habitantes rurales a trasladarse a la región urbana y segundo, la migración internacional que tiene lugar principalmente a la India. El Estado de la migración ambiental 2011 publicó una tabla sobre la presencia de migrantes bangladesíes en diferentes estados de la India:
Estados |
al oeste de Bengala |
Assam |
Bihar |
Delhi |
Tripura |
Rajasthan |
Maharashtra |
Números en millones |
5.4 |
4 |
0,5 |
1,5 |
0,8 |
0,5 |
0,5 |
En Nigeria, la migración de la población se limita a los desplazamientos internos, una población compuesta por desplazados internos que se han visto obligados a huir de su lugar de residencia habitual, especialmente debido a desastres naturales, y que no han cruzado las fronteras internacionalmente reconocidas de un país. estado. Pero el cambio climático se experimenta de manera muy diferente según las regiones y categorías sociales afectadas, ya que la vulnerabilidad al medio ambiente es el resultado de factores socioeconómicos y geográficos específicos que dan forma a cada sociedad. Es así como determinados países, aunque muy expuestos a la subida del nivel del mar, consiguen desarrollar programas e infraestructuras de defensa eficaces ante las amenazas del agua. Tumbado en la parte del mundo donde los recursos financieros son los más altos, los Países Bajos se ha desarrollado desde el final de la XX th diferentes técnicas de protección de siglo antes de que este desafío climático importante. Hoy en día, la población holandesa ya no se ve amenazada directamente de forma permanente por inundaciones que puedan causar migración.
Es probable que el fenómeno de las migraciones climáticas provoque conflictos en regiones ya sensibles del planeta. Así, en Bangladesh, los conflictos externos se han disparado debido a la alta migración a la India, lo que agrava la competencia por el acaparamiento de recursos ya escasos. Esta competencia conduce al estallido de tensiones étnicas en la frontera y el interior.
El aumento del mar tendrá diferentes impactos y no sucederá a la misma velocidad en todas partes. Además, a medida que avanza la inmersión, la erosión y las nuevas dunas pueden modificar la línea costera. Trazar el mapa del litoral futuro y su evolución es todavía una cuestión de previsión y sus incertidumbres.
Finalmente, existen muchos métodos y representaciones visuales del riesgo de inmersión hasta la fecha (ver John C. Kostelnick, Dave McDermott, Rex J. Rowley, Métodos cartográficos para visualizar el aumento del nivel del mar); su precisión depende de la del modelo digital del terreno, pero no solo (en particular, se debe tener en cuenta el reequilibrio eustático e isostático). Hay sitios (por ejemplo Flood Maps) que calculan en línea en el mundo, las áreas sumergidas según la altura del mar según el DEM (modelo digital del terreno).
Sin embargo, los mapas basados simplemente en la altitud (suponiendo, por ejemplo, que con dos metros de elevación del mar, la tierra a menos de dos metros sobre el nivel del mar se inundan) proporcionan una base ilustrativa, pero no son suficientes para evaluar con precisión los riesgos. La evaluación del riesgo de inundaciones es mucho más complicada, ya que debe tener en cuenta no el promedio, sino el nivel del mar máximo posible (teniendo en cuenta los efectos periódicos regionales, el riesgo de marejadas ciclónicas, etc.), el hundimiento y la erosión costera. El mapeo preciso de las áreas de riesgo es un requisito previo para el establecimiento de políticas de adaptación.
En términos de política de infraestructura y planificación urbana, existen al menos tres tipos de políticas de adaptación: Defensa, alojamiento y jubilación. La defensa es luchar contra la retirada del litoral, como la construcción de diques. La acomodación consiste en aceptar ciertas consecuencias del aumento del nivel del mar, por ejemplo, adaptar edificios e infraestructura para soportar sin demasiados daños, las responsabilidades de los Lores inundaciones por marejadas ciclónicas. El retiro es el desguace de áreas dedicadas a la inundación.
El IPCC agrega otras dos categorías: el avance que consiste en ganar territorios en el mar, y la adaptación basada en los ecosistemas, que consiste en restaurar o desarrollar ecosistemas (como los arrecifes de coral) capaces de brindar protección.
Políticas urbanísticas ya adoptadasVarios países (o jurisdicciones) han adoptado políticas de infraestructura y planificación urbana que tienen en cuenta el aumento del nivel del mar.
Los riesgos de inmersión marina vinculados a las marejadas ciclónicas , riesgos incrementados por la subida del nivel del mar, son objeto de medidas de prevención de varios tipos. Las medidas destinadas a prevenir este riesgo pueden agruparse en tres categorías:
Las afueras de Cotonou , en Benin , han sido objeto de una exitosa experiencia de protección costera. La construcción de diques en espina de pescado ha reducido la energía de las olas. El depósito de arena ha vuelto a ser mayor que la erosión, y la playa, que se retiraba muy rápidamente, vuelve a progresar.
Políticas de retiroLa retirada consiste en abandonar tierras condenadas a inundaciones. Esta elección representa considerables dificultades humanas y políticas, ya que equivale a organizar el abandono de los habitantes de su entorno de vida. También hay cuestiones legales complejas. En casi todos los ordenamientos jurídicos, los suelos ubicados bajo el mar escapan a la propiedad privada : así los terratenientes de áreas sumergidas están expuestos a ver desaparecer su propiedad por completo, sin compensación. En la práctica, sin embargo, dado que el fenómeno es progresivo y predecible, las propiedades en cuestión deberían ver cómo su valor se deprecia gradualmente.
La Isle de Jean Charles , una isla frente a la costa de Luisiana , fue objeto de tal estrategia. La isla está condenada a la desaparición, una fuerte erosión local que acelera el efecto de la subida del nivel del mar. A la pequeña comunidad de origen amerindio que vivía allí se le ofreció en 2016 una reubicación en una zona del interior, con financiación federal. Esta operación, la primera de su tipo, ha sido ampliamente estudiada como un caso de libro de texto.
Se han formulado diferentes propuestas en materia de geoingeniería: por un lado, las dirigidas a frenar el calentamiento global en general, y por otro lado, las orientadas a actuar directamente sobre el nivel del mar.
Geoingeniería climáticaSe han propuesto muchas ideas destinadas a frenar el calentamiento global mediante la intervención humana: sembrar los océanos, actuar sobre el albedo, reflectores solares en órbita, aerosoles , etc. Para compensar el efecto climático de duplicar la tasa de CO 2atmosférico, el forzamiento radiativo debe reducirse en 4 W m −2 .
Una forma de obtener este resultado sería la inyección de sulfatos , en forma de aerosol , en la estratosfera , este es el proceso que está en el origen del invierno volcánico posterior a las erupciones plinianas más importantes . Los aerosoles de sulfato tienen una vida útil bastante corta, por lo que deben renovarse constantemente. Para obtener la cifra de 4 W m −2 , tendrían que liberarse a la estratosfera de 10 a 20 millones de toneladas de sulfatos por año (el equivalente a la Erupción del Pinatubo en 1991 cada 1 a 2 años. En un escenario de calentamiento global moderado (RCP4.5), este método casi podría detener la subida del nivel del mar. Por otro lado, en un escenario de calentamiento muy fuerte (RCP8.5), solo ofrece un retraso, de alrededor de 80. con un posible efecto contraproducente: la reducción artificial de la luz solar reduce la evaporación y, por lo tanto, la precipitación, lo que podría ralentizar la acumulación de hielo en las capas de hielo.
Otra propuesta es desplegar espejos en órbita, con el fin de reducir la radiación solar que llega a la tierra. Para obtener la misma cifra de 4 W m −2 , sería necesario poner en órbita aproximadamente 20 millones de toneladas. Las iniciativas de reforestación , incluso si tienen efectos positivos sobre otros criterios, no parecen ser capaces de frenar significativamente el aumento del nivel del mar.
Acción sobre los glaciaresPartiendo de la constante de que una parte importante de la subida del nivel del mar esperada en las próximas décadas proviene de un reducido número de campos de hielo bien ubicados, varios autores se han propuesto emprender trabajos a gran escala para frenar su agrietamiento y su deslizamiento hacia el mar. mar, y para estabilizar o aumentar su masa.
Una familia de propuestas se basa en la idea de aumentar el albedo de la superficie de la nieve o el hielo, con el fin de frenar su derretimiento, y posiblemente permitir una acumulación de un año a otro. Un pequeño experimento se llevó a cabo en un lago en Minnesota en 2016 : la fusión de la capa de hielo se ralentizó por el uso de microesferas de vidrio. En los Alpes italianos , se han instalado lonas blancas cada verano desde 2008 en el glaciar Presena , tanto para aumentar el albedo como para reducir el intercambio de calor con el aire ambiente. También se ha propuesto eliminar la "superficie sucia" (desechos naturales o contaminación ) de ciertos glaciares (posiblemente para hacer terraplenes para frenar la erosión eólica), o para cubrirlos con una capa de nieve artificial.
Otra vía propuesta es aplicar el principio de sembrar nubes sobre las zonas más frías de Groenlandia y la Antártida, con el fin de incrementar las precipitaciones allí y por tanto la acumulación de hielo, reforzando ciertos glaciares. Se han propuesto diversas soluciones para frenar mecánicamente el deslizamiento de los glaciares hacia el mar: construcción de anclas de hormigón, uso de cadenas o cables de acero, muros opuestos al desprendimiento .
Finalmente, otras propuestas consisten en apuntar a la capa de agua líquida que separa los glaciares de los sustratos rocosos (que permite que los glaciares se deslicen hacia el mar), por ejemplo, bombeando agua a través de un pozo, o refrigerándola in situ.
Otras propuestasEl Sahara tiene varias regiones por debajo del nivel del mar , la más importante de las cuales es, con mucho, la depresión de Qattara , cuyo punto más bajo es de -133 m . La construcción de un canal para llenar algunas de estas depresiones de agua de mar ha sido un proyecto propuesto durante décadas, principalmente para humedecer el clima local y generar energía de las mareas . También sería un medio de actuación sobre el nivel del mar, pero muy limitado: la depresión de Qattara almacenaría 1.340 km 3 de agua, con una caída del nivel del mar del orden de 3 mm
La regresión del Mar Caspio ha sido objeto de propuestas específicas, en particular la que tenía como objetivo desviar parte del agua del Don hacia el Volga (y por tanto el Caspio). También se ha propuesto aplicar secuestro de dióxido de carbono en áreas costeras afectadas por hundimientos. Este proceso tendría tanto un papel global (reducir las emisiones de CO 2por almacenamiento subterráneo) y un papel local: cancelar o revertir el hundimiento del suelo. La laguna de Venecia es un objetivo potencial.