Déluge et changement climatique (1/2)

Brigitte Van Vliet-Lanoë, Directeur de recherche CNRS,
Emérite UMR 6538 CNRS, Brest, France

La part continentale

Ces dernières années, de nombreuses crues ont affecté le Sud de l’Europe mais également le Nord de la France, l’Ouest et nos voisins britanniques. C’est à l’échelle mondiale un des désastres naturels les plus fréquents (https://www.emdat.be/). Leur fréquence s’accroît depuis 1970 et bien entendu, le changement climatique dont l’homme devrait être le responsable est mis en accusation. Nous ne traiterons pas ici des inondations associées à la proximité de l’océan ( voir Déluge et Changement Climatique 2/2, sur SCE).  

A) MECANISMES. 

Il est important de prendre en compte les conditions physiographiques de ces évènements avant d’impliquer le climat. Beaucoup de facteurs favorisants sont imputables à l’homme. La formation d’une crue est essentiellement liée à l’intensité du ruissellement.

Le ruissellement

Il existe deux grands types de crues dans nos régions générées par les modalités du ruissellement. 

Figure 1 : A)  Différentes modalités de ruissellement (van Vliet-Lanoë, enseignement)
B) inondation de la Seine à Paris en 1910 et reconstitution de la zone inondée (Chadych & Leborgne, 1999 ; Atlas de Paris, Pangramme).

Elles sont souvent liées à un engorgement en eau des sols, plus ou moins superficiel, favorisant un ruissellement dit à saturation (Fig.1A) . Cette situation est commune chez nous en Janvier ou Février lorsque les nappes phréatiques sont à leur plus haut niveau et éventuellement débordent. La montée en crue des rivières prend, dans ce cas, généralement plusieurs jours. Exceptionnellement cette situation peut se produire après un épisode pluvieux intense, lorsque les fronts dépressionnaires se suivent pendant plusieurs jours ou être accentuée par une fonte de neige intempestive, comme ce fut le cas lors de la crue séculaire de la Seine en 1910 (Fig.1B) lors d’une période froide associée à un modeste minimum d’activité solaire. En Asie du SE, elle est imputable à l’intensité et la durée de la mousson d’été et son blocage par des reliefs-barrières.

Un autre type de ruissellement se produit sur des sols devenu hydrophobes pour des raisons variées. Le cas le plus simple est la dessiccation superficielle des sols qui casse le film d’eau capillaire entre les grains du sol, ce qui empêche une réhumectation profonde lors de la pluie. C’est ce que nous appelons un ruissellement hortonien (Fig.1A).  

Figure 2 : A) Arrivée d’un front de crue-éclair  dans un bassin versant déjà inondé (Autriche, 1999) B) érosion des sols et sédimentation liée à un orage post-feu (Californie ; Earth Observatory)

C’est typiquement le cas du Midi de la France ou du Maghreb en fin d’été : les sols deviennent hydrophobes, toute l’eau ruisselle et s’écoule vers les points bas. Ce schéma est responsable de l’apparition de crues-éclair ou « flash floods » lors d’orage ou d’évènements cévennoles, lorsque le relief bloque la migration des masses nuageuses. Gaume et al. (2016) indiquent que les crues-éclair observées en Europe sont généralement associées à des cumuls pluviométriques d’au moins 100 mm en quelques heures. Ce type de ruissellement peut être accentué par le passage de feux de landes ou de forêts qui accentuent, avec la cendre, le caractère hydrophobe des sols et favorisent la formation de masses orageuses responsables de pluies intense mais très localisées. Les sols gelés, bétonnés ou asphaltés ont le même comportement, excepté pour le revêtement auto-drainant de nos chaussées. Les zones impermabilisées par l’urbanisation (toitures, parking, trottoirs) se comportent par conséquent de la même manière.

Le bassin versant et les différents lits de la rivière.

Le ruissellement va affecter un relief avec ses drains naturels, les rivières qui coalescent et concentrent plus ou moins vite les précipitations. C’est ce qu’on appelle un bassin-versant. Sa surface peut être petite et en pente forte comme en montagne ou très grande et peu pentue en plaine. La concentration des eaux dans la rivière va amener une crue d’autant plus vite que le drainage du bassin est rapide. Quelques heures en montagnes, plusieurs jours en plaine. Lorsque la rivière est longue comme c’est le cas du Rhin, il se forme une onde de crue qui se propage vers l’aval suivi par une décrue relativement lente (semaine). Le problème est que beaucoup de grandes villes ont été construites sur ses berges, souvent en position de confluence et de concentration de la crue.

Dans la partie « alimentation » (amont) du bassin versant, le drainage est rapide et transitoire. Dans la partie avale, généralement en pente douce, la crue s’installe dans toute la vallée, inondant ce que nous appelons le lit majeur ou zone inondable (crues hivernales à décennales, Fig.3A). La rivière normale constitue le lit mineur (Fig.3A). 

Figure 3 : A) Différents zones inondables (Plan de prévention des risques, DIREN, Languedoc-Roussillon). B) Meuse à Stenay (2001) : rôle des infrastructures routières de ferroviaire sur l’évolution de la montée en crue.
 

Tout obstacle dans le lit majeur va bloquer l’évacuation de la crue (route, voie de chemin de fer, zone industrielle ou commerciale, ville ; Fig.4B), accentuer le niveau d’eau atteint puis freiner la décrue. Il faut donc en tout bon sens éviter de construire dans ces zones, plus particulièrement de l’habitat. Cependant, ces terrains sont très prisés par les élus vu leur horizontalité et leur caractère bon marché, en dépit de la législation existante. 

Le réseau hydrographique est donc le système principal de concentration rapide des eaux pluviales ou drainage. En milieu agricole, le curage de fossés peut régionalement accentuer la vitesse de transfert des eaux vers les points bas. Le réseau urbain d’égoûts est également un outil de concentration rapide des écoulements dans un système déjà très imperméabilisé. Cette concentration des eaux superficielles est complété en plaine par l’arrivée plus lente les eaux infiltrées, qui, elles, contrôlent le niveau de la nappe phréatique (Fig.4). Les crues de nappe, indépendantes des cours d’eau, sont souvent hivernales et très longues (mois) à disparaître, en association avec une succession de crues superficielles sur sols saturés. En milieu karstique comme dans le midi ou sur la craie comme en pays de Caux, la réponse de la nappe peut être, par contre très rapide (heure). 

Figure. 4 : Crues de nappes et de ruissellement peuvent être simultanées (vallée de la Slack, Pas de Calais,1999 sur substrat fracturé calcaire). Crue de nappe karstique à Abbeville (vallée de la Somme, 1999)

Un dernier facteur accentueur de la hauteur d’eau atteinte par la crue est l’effet Venturi. Toute réduction en largeur (et profondeur) du chenal d’écoulement par des travaux, digues ou construction, comme le développement d’une ville, va, de facto, réduire la largeur du chenal d’écoulement, accélérer la vitesse d’écoulement des eaux et faire monter artificiellement le niveau atteint par l’eau dans l’agglomération. A tel point que les rivières rectifiées et endiguées, comme le Rhône ou le Rhin voient leur capacité de débordement devenir énorme et la fréquence des crues être surtout contrôlées par l’entretien des digues et le curage des cours d’eaux (embâcle de troncs et autres débris, au niveau des ponts).

Pour lutter contre l’inondation des zones urbanisées, des zones d’extension des crues sont mises en place en amont des cités afin de ralentir la montée en crue, en aménageant des dérivations et des zones inondables. La caricature de ce système est actuellement en place dans la vallée du Fleuve Jaune, avec le barrage des 7 Gorges qui permet un stockage temporaire l’eau pour d’écrêter la hauteur atteinte par les crues. Le lit mineur endigué du fleuve, est, en basses eaux, environ 10 m au-dessus du lit majeur, avec des digues fragiles en limon. Les Chinois préfèrent inonder les centaines de villages de plaine pour ne pas inonder des agglomérations millionnaires en habitants situées à l’aval.

B) L’IMPACT DE L’HOMME.

Depuis la Néolithisation l’occupation des sols a fait évoluer positivement la capacité de ruissellement. Un couvert forestier possède une capacité de ruissellement quasi-nulle, dominé par une infiltration racinaire. Le défrichement a amené l’augmentation progressive du ruissellement selon l’évolution d’un parcellaire initialement petit et cloisonné vers la situation actuelle, des grandes parcelles sans cloisonnement propices au ruissellement. 

Les modalités techniques de travail de la terre ont également influencé ce système, via l’évolution d’un labour superficiel (5cm) vers un labour profond (40 cm, années 1980). Les modalités d’amendement ont également accentué les choses en relevant le pH du sol vers 6.7 pour des raisons agronomiques, les sols étant généralement acides et peu fertiles en fin d’interglaciaire. Ceci a abouti en réduisant les apports organiques (fumure organique) au profit des engrais chimiques (1970), à une instabilité croissante de la structure du sol. L’utilisation d’un labour profond et de pesticides ont aussi fortement réduit l’activité biologique des sols et donc réduit la capacité d’infiltration et de stockage des eaux en profondeur. Elle permet également la formation d’une croûte de battance (Fig.5A) imperméable en surface et d’une semelle de labour imperméable sous la zone labourée. Cette évolution depuis le Néolithique a amené une érosion des sols d’environ 1m en Europe tempérée allant à plusieurs mètres en régions méditerranéennes. 

Figure. 5 : A) Croûte de battance sur sols limoneux en Picardie, 1999 ; B) Ruissellement agressif en Autriche en automne 1999 

L’agressivité des précipitations sur les zones cultivées a très tôt (Âge du Bronze) généré des pratiques de cloisonnement des espaces cultivés par des murs en pierre, en terre (haie) ou des aménagements en terrasses pour limiter le ruissellement et donc l’érosion des terres cultivées. Malheureusement, nombre de ces aménagements n’ont pas été entretenus, voire ont été détruits lors de la révolution verte des années 1970, par les remembrements ou tout simplement abandonnés suite à une déprise agricole pour cause de guerre ou de rentabilité, comme dans les pays méditerranéens.

C’est pour cela que des plans de prévention des risques ont été réalisés, depuis une dizaine d’années, à l’échelle nationale, régionale et à celle des bassins-versants en France et dans les autres pays d’Europe, pour inciter les particuliers et les élus à gérer correctement leur territoire. Malheureusement les lois et les précautions à prendre sont très souvent contournées, en accusant pour raisons politiques, l’impact du Changement Climatique actuel, d’un doublement du nombre des catastrophes enregistrées depuis le début du XXième siècle. La majorité des évènements catastrophiques sont générés par du ruissellement hortonien, succédant aux périodes sèches caniculaires. En France, les crues fluviales dont le coût excède le milliard d’euros sont assez récentes : 3,5 milliards (crue de l’Aude, novembre 1999), 1,6 milliard (crue de la Seine, janvier 1910), 1,4 milliard (crue des Gardons, septembre 2002), 1,4 milliard (crue des Gardons, septembre-octobre 1958), 1,1 milliard (crue du Rhône, décembre 2003), 1 milliard (crue de l’Argens et la Nartuby, Juin 2010), 1 milliard (crue en Bretagne, hiver 2000-2001) (M.Lang ; le Point 6/10/2020). Ces coûts sont liés à une urbanisation croissante et une sophistication des infrastructures affectées, donc coûteuses. 

C) CRUES FLUVIALES ET CLIMAT EN EUROPE

Période Quaternaire

Les crues et l’érosion des sols existent depuis toujours dans l’histoire de notre planète. Ces phénomènes sont à la source des sédiments analysés sur le terrain ou dans les carottages marins. 

Figure 6 : A) Carte de l’expansion de l’agriculture lors de la Néolithisation. B) Etat de l’aridification et de l’érosion des sols européens en 2006. Les terrains en jaune brunâtre sont dénudés, vert clair: champs cultivés, vert foncé : forêt. En jaune les zones devenues arides (désert) Image satellitaire Earth Observatory. Le défrichement de la couverture forestière holocène (depuis 8 ka) accentue une aridification indirecte des terres, normalement uniquement régie en cours d’interglaciaire par la diminution de l’insolation globale.  Cette situation favorise une concentration hortonienne du ruissellement et donc les crues. Le défrichement induit une déstabilisation et une érosion des sols, une rhexistasie anormale, forcée par l’Homme.

Ces sédiments enregistrent de facto la succession d’évènements climatiques qui président à leur mise en place : ce sont les archives sédimentaires. Elles ont permis de mettre en évidence des fluctuations climatiques majeures associées à la qualité de l’insolation sous contrôle du forçage orbital (voir Arctique Géologie 2/2 sur SCE), les périodes glaciaires d’une durée moyenne de 100 000 ans (100 ka) séparées par de brefs interglaciaires (10 ka).

Les archives nous apprennent également que les grosses phases d’érosion enregistrées à l’échelle du millénaire dans nos régions sont associées  :

  • soit à des épisodes de refroidissement du climat, des périodes longues, arides et froides de rhexistasie ou érosion mécanique dominante, les périodes chaudes étant, elles,  caractérisées par une couverture végétale continue et protectrice, une stabilité du milieu végétalisé ou biostasie sous contrôle de précipitations élevées (environ X 2) et de PCO2 plus élevées (Erhart, 1951; Van Vliet-Lanoë et al., 1992; Van Vliet-Lanoë et Guillocheau, 1995). En fin de période chaude de rang interglaciaire telle que la période dans laquelle nous vivons, la rhexistasie est à l’échelle du millénaire sous influence des variations de l’orbite terrestre autours du soleil (Van Vliet-Lanoë et Guillocheau, 1995). Ce réchauffement transmis par l’océan est bien visible dans le cas de l’interglaciaire précédant, l’Eémien en Islande, amenant une montée accélérée du niveau marin vers 116 ka après un « petit Age glaciaire » compris entre 120 et 116,5 ka. (voir Van Vliet-Lanoë, 2018).
  • soit en fin d’épisodes de réchauffements brefs (ca 1,5 ka ou moins) appelés évènements de Bond  (Bond et al., 2011) ou Dansgaard-Oeschger en période glaciaire (Rassmusen et al., 2016). Nous sommes actuellement dans un de ces évènements, en plus des conditions précédentes de fin d’interglaciaire. Après l’Optimum thermique du Moyen Âge (1299-1350 AD) a été suivie par une transition marquée par la crue milléniale du Rhin en 1342 AD et ses milliers de morts, succédant à une grande sécheresse (crue brutale). Cet optimum climatique a été suivi par le Petit Age Glaciaire (1350-1830 AD), une période froide et neigeuse, accompagnées de très fortes et longues successions de tempêtes (Lamb & Frydendahl, 2005) forcées par plusieurs minima d’activité solaire, dont le fameux « Maunder » (Van Vliet-Lanoë et al., 2016). Nous sommes maintenant au sortir d’une période d’activité majeure du soleil dans les années 1950 à 1980.

Les mécanismes générant de fortes précipitations

L’océan austral, le plus vaste de notre planète et vu sa localisation en position intertropicale, absorbe l’énergie incidente solaire supplémentaire fournie en période de forte activité de l’astre (cycle à ±11 ans). L’augmentation de l’irradiance solaire totale (TSI) en Watt/m2, très faible (0,1%) pendant ce cycle mais, avec +5% du rayonnement UV (Damé, 2013), le seul capable de pénétrer dans la tranche supérieure (<700 m) des eaux océaniques et de les réchauffer. Le rôle du soleil est donc de chauffer l’océan et de favoriser l’évaporation et l’extension de la couverture nuageuse, le couvercle de la casserole maintenue au chaud ! Une ionisation accrue liée au flux de particules solaires (vent solaire) favorise en effet la croissance des aérosols dans les noyaux de condensation des nuages (Svenmark et al, 2009 ; Dunne et al., 2016 ; Svensmark, 2019) et donc la nucléation de d’hydrométéores en tous genres.

Le changement de budget énergétique associé à la couverture nuageuse associé au cycle à 11 ans a été estimé à 1.1±0.3 W/m2, un ordre de grandeur 10 fois supérieur à celle de la TSI (Svensmark, 2019) et est également sous contrôle « chauffant » du vent solaire, indépendant des fameuses taches (voir Van Vliet, 2019 sur SCE). Ce type de changement apparaît pendant les deux différents types de réchauffement (Interglaciaire et DO ; voir Rasmussen et al., 2016 ; Van Vliet-Lanoë, 2018). Enfin, l’inertie thermique de la masse océanique est, rappelons-le, grande en relation avec la chaleur spécifique de l’eau. 

Les périodes de canicule estivales sont très bien corrélées avec les DO et des évènements plus brefs (cf étés « brûlants » australiens), amenant 1) une dessiccation des sols, donc un contexte favorable au ruissellement hortonien, y compris aux latitudes moyennes (40-50°N) et donc 2) des crues-éclair en fin de canicule comme celles de Bab el Oued (Alger) en 2001 et 2004, en contexte sec et très urbanisé, ou encore celles de l’Ouvèze en 1992 ou celle très récente sur les reliefs varois. 

Figure 7 : A) Stockage de l’énergie incidente solaire dans la couche superficielle de l’océan (<700 m). B) Températures de surface de l’océan (SST) en fin d’été austral avec le trajets des eaux qui alimentent le Gulf Stream (en blanc),, équateur en noir , en relation avec les vents de surface ( images  Earth Observartory, NASA) 

L’océan austral réchauffé induit une évaporation importante générant des moussons d’été exceptionnelles, associées à des cyclones puissants sur l’Asie notamment en Inde, en Chine et au Japon ou des hurricanes aux SE des US en 1996-1997-1998, 2017-2018-2019 et surtout 2020. En Europe, la chaleur et l’humidité sont transmises à nos latitudes principalement via le Gulf Stream et les dépressions cycloniques qui se forment à son passage ou plus au Sud, au niveau de la zone de convergence intertropicale des vents (ICTZ), localisée à l’aplomb des masses océaniques les plus chaudes. L’ICTZ remonte vers le Nord lorsque l’Arctique se réchauffe. Les dépressions cycloniques ont leur trajectoire sous contrôle du Jet Stream (Van Vliet-Lanoë et al., 2014), amenant des pluies ou des chutes de neige exceptionnelles sur l’Europe Occidentale (1999-2000, 2004-2005, 2013-2014, 2018-2021). 

Pour l’Europe du Sud, de la Grèce à l’Espagne et pour le Nord du Maghreb, l’impact du forçage par le vent solaire induit en plus un réchauffement spécifique de la Méditerranée et donc une évaporation soutenue, qui se superpose au passage des dépressions cycloniques océaniques comme pour les périodes 2003-2004 ou 2018-2019-2020. L’ondulation N-S du Jet Stream en période d’Oscillation Nord Atlantique (NAO) négative favorise la remontée d’air chaud saharien et le blocage des masses nuageuses sur les premiers reliefs au Nord ou au Sud de la Méditerranée, y amenant des « déluges » cévenols… comme pour la crue-éclair de Bab El Oued en 2004. 

Figure. 8 : Schéma synoptique des différents types de tempêtes en fonction du caractère positif ou négatif de la NAO (données issues de Van Vliet-Lanoë et al., 2014 ; complétés avec les données récentes). La position du jet stream sert de rail pour la migration W-E des dépressions cycloniques. Quand l’océan Atlantique central est chaud, la proximité du jetstream très oscillant peut directement pirater des dépressions tropicales comme Xynthia (2010). Lorsque l’océan est tiède et l’Arctique froid, ce sont les ouragans qui se nucléent le long du Gulf Stream, amenant des tempêtes fortes et fréquentes comme pendant le Petit Age glaciaire (PAG; 1350-1830) et…les «trentes glorieuses».

Tempétuosité et déluge

Cela fait 30 ans (1/2 oscillation AMO positive) que la NAO est globalement positive (Fig.8A). La fréquence des grosses tempêtes s’est élevée en Bretagne depuis 1970 (Fig. 9; Van Vliet-Lanoë et al., 2014). Ces oscillations sont comme l’œuf et la poule : elles sont considérées généralement comme le moteur de notre météo et non la conséquence d’un autre forçage, par exemple, dérivé de l’activité du soleil. Ces variations de NAO sont incluses dans une cyclicité proche de 60 ans, l’Oscillation Multidécadale Atlantique ou AMO. 

Nous sommes actuellement en AMO positive, un peu après le maximum, l’océan Austral est exceptionnellement chaud et l’activité solaire particulièrement importante (Fig.8a). Les tempêtes tropicales sont puissantes, donnant des ouragans ou hurricanes qui touchent surtout la côte américaine, des typhons dans le SE Asiatique. 

Lorsque dans ce contexte, la NAO devient négative, ces ouragans traversent l’Atlantique ou peuvent directement remonter sur l’Europe, sur le rail des puissantes ondulations du jetstream, comme cela a été le cas pour Xynthia en 2010 ou l’ouragan de 1987, tous deux précédés d’air tropical (Fig.8B).   

En AMO négative, l’océan Austral est tiède sous contrôle de l’activité solaire (minima solaires de 1905-25 et de 1950-1970). En AMO négative, le contraste thermique sur l’Atlantique est réduit alors que l’Arctique est peu refroidi (vent /activité solaire temporairement élevée). C’est une période calme comme celle qui a présidé à la conquête de l’Amérique au 15-16ieme siècle (Fig.8C). 

Le contraste thermique est plus important, lorsque l’AMO et la NAO sont négative, pendant les Minima solaires : des grosses tempêtes cycloniques traversent l’Atlantique de Terre Neuve à l’Europe comme pendant le Petit Âge glaciaire ; les tempêtes tropicales sont faibles (Fig.8D).

Pendant ces périodes de 30 ou 60 ans, la NAO peut s’inverser, notamment sous l’impact du vent solaire comme ces trois dernières années qui réchauffe d’abord l’Arctique (Van Vliet, 2020). 

Figure 9 : Comparaison de la tempétuosité enregistée dans les archives en Bretagne , l’index NAO hive rnal et l’AMO (sources CRU East Anglia, UK) (mis à jour de Van Vliet-Lanoë et al., 2014). L’AMO n’a pratiquement pas baissé en 2020.

Après les pics d’activité solaire des années 1950-1965 (18 et 19) et deux plus faibles, de 1980 à 1995 (21 à 23; Fig.10), le stockage thermique dans l’océan Austral est puissant, toujours transmis vers l’Arctique dans les eaux de surface de l’océan (recul estival de la banquise) et en contraste marqué avec un refroidissement en cours de l’Arctique pour raison de déficit en insolation (cycle solaire 24 et transition 24/25). Ce contraste thermique est générateur de dépressions pluvieuses évoluant en tempêtes selon les caractéristiques de la NAO, issues du comportement d’un jet stream polaire très instable. Le nombre des dépressions augmente actuellement pour atteindre une fréquence quasi-diurne (2013-2015, 2019-2020) comme pendant le Petit Age glaciaire, générant par un vent soutenu une houle puissante qui accentue les échanges thermiques directs et de vaporisation entre l’océan et l’atmosphère, aggravant leur intensité et les précipitations associées.

Figure 10 : Comparaison entre d’intensité des vents solaires, les cycles solaires et les sécheresses (en noir et rouge pour les plus puissantes). Image BVVL 2020. Les dates des sécheresses et canicules, comme celles des inondations ont été réalisées sur compilations internet. Vents solaires (voir ici). 
 

On est en droit de se demander quel est le rôle de l’activité solaire dans les autres zones sensibles aux rives de l’océan Austral. Une comparaison (Fig.10) des grandes crues publiées en Asie (Inde, Chine, Japon pour les séries les plus longues) démontrent le parallélisme attendu entre les forçages solaires directs (cyclicité à 11 ans et vents solaires), pour les évènements générés dans l’hémisphère Nord – en Europe et – ceux indirects, générés par la mousson d’été (Océans Indien et Pacifique). Le tout est en association avec une migration de l’ICTZ et des jetstreams vers le Nord et une AMO positive depuis 1975. L’Australie, en rive sud de l’océan Indien/Austral, répond moins bien, mais néanmoins un parallélisme semble ressortir. Les crues avant 1975 semblent corrélées avec la fin des cycles à 11 ans du soleil (Fig.10).

Par conséquent, l’enchaînement de tous ces processus issus de l’activité solaire amène, via les vents géostrophiques, sur l’hémisphère le plus peuplé de notre planète de fortes précipitations suivies de crues exceptionnelles exacerbées par la transformation de nos sols par l’Homme. Les gaz à effet de serre ne sont en rien responsables. L’impact des changements climatiques actuels sur les événements extrêmes de précipitations ne peut pas être évaluer à partir des simulations numériques de scénarios de changement climatique (Planton et al., 2005).

CONCLUSIONS

Les crues ont toujours existé. L’impact d’un réchauffement climatique sur les précipitations, et donc sur l’apparition de crues exceptionnelles, est évident et n’est pas un phénomène neuf. 

Néanmoins la menace d’un déluge sous contrôle des précipitations est bien réelle depuis 1975 et surtout 1997, en conséquence du réchauffement actuel lié à l’activité essentielle du soleil. Cette situation risque de s’accentuer en raison de l’inertie thermique de l’océan d’une part et, d’autre part, du refroidissement des zones polaires généré par des cycles solaires calculés comme très faibles (24-25-26 ; Yousef et al. 2009). Cette accentuation devrait donc de durer plusieurs décennies en fonction de l’évolution de l’activité solaire réelle (Van Vliet, 2020). Certains parlent de perturbations jusqu’en 2050 (Zharkova et al, 2015 ; Van Vliet, 2020). 

Depuis la Néolithisation, les pratiques agricoles sont responsables pour beaucoup de la brutalité et de l’intensité de la montée en crue en réduisant le couvert forestier. L’urbanisation galopante imperméabilise les surfaces, concentrant le ruissellement et contraignant également dans l’espace une majorité des cours d’eau. Ces aménagements obligent les eaux à envahir des zones aujourd’hui urbanisées qui jadis servaient de zones d’expansion pour les crues, ce malgré une connaissance des mécanismes en jeu et les outils législatifs existants. Le changement climatique naturel, sous contrôle de la qualité de l’insolation a certainement sa part de responsabilité (crues millénaires), mais la gestion anthropique de l’aménagement des bassin-versants est la responsable principale des catastrophes hydrologiques récentes (crues centennales et décennales). A l’Homme de se prendre en main. 

Sur la suggestion amicale de Dave Granlund

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2 réflexions sur « Déluge et changement climatique (1/2) »

  1. Bonjour,

    Très belle leçon en la matière. Une vraie belle leçon dans le bon sens du terme.
    Cependant, je n’arrive pas à me souvenir la signification du mot ‘DOP’… Voir ici par exemple. (Interglaciaire et DO ; voir Rasmussen et al, 2016 ; Van Vliet-Lanoë, 2018).

    Merci de m’aider,

    Denis Gaumond, Montréal.

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