Déluge et changement climatique (2/2)

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

La façade océanique

Les inondations en zones côtières sont souvent très meurtrières parce que moins récurrentes que les inondations fluviales ou de nappes. Ces dernières se combinent très souvent avec les aléas submersifs côtiers. Ils sont actuellement attribués à tort au relèvement du niveau marin sous contrôle du changement climatique.

Nous ne traiterons pas de la génération des conditions climatiques favorables aux tempêtes et précipitations, ce qui a été présenté dans la partie 1/2 (voir SCE), la part continentale. Nous regarderons les différents phénomènes susceptibles d’accentuer les inondations par débordement / submersion et leur contrôle par la géologie et l’évolution du climat.  L’évolution du trait de côte, de son aménagement et de son urbanisation sont également des facteurs très importants.

1) Les mécanismes

1.1 Le rôle des marées

Le rôle de la marée ne change pas à notre échelle, il est contrôlé par l’attraction entre la masse de la Terre et surtout celle du tandem Lune-Soleil, ce qui amène cycliquement des marées d’équinoxes plus puissantes que de coutume. Cette variation cyclique de 18 ans 11 jours et 8 heures est appelée le cycle de Saros. Lors des marées d’équinoxe, le coefficient de marée (ce coefficient résulte d’un calcul qui prend notamment en compte la hauteur de la pleine mer et le niveau moyen de la mer) atteint généralement la valeur de 105 tous les 4 ans (Fig.1 A). Des submersions sont souvent associées aux très grandes marées à coefficient 119: exemples de 2011, 2015, 2019, 2055 … C’est ce qui s’est passé le 21/03/2015, heureusement, par temps très calme. Un coefficient de 120 est même attendu pour le 25 mars 2073.  A noter également que les pics de précipitations sont décalés d’un demi-cycle de marée semi-diurne par rapport à la haute mer. Il pleut moins souvent à marée basse en Bretagne ou en Irlande ! Ces variations d’amplitudes sont modulées par la cyclicité à 60 ans de l’AMO (oscillation multidécadale atlantique) (Fig.1B).

L’augmentation de la fréquence des évènements climatiques avec tempêtes depuis 1975 (voir partie 1/2  SCE, Figs.5, 9) correspond à une augmentation des hauteurs d’eau enregistrées au marégraphe de Brest (fig.1B ; marnage et surcote de tempête, voir §1.3 ).

Fig. 1 A) Evolution du coefficient de marée dans l’estuaire de la Rance  avec une cyclicité lunaire de 4 ans et 155 jours sur laquelle se superpose le cycle Saros (18 ans , 11 jours, lune+soleil). B) Variations cyclique des moyennes annuelle de hauteur d’eau à Brest, avec une quasi-cyclicité à 60 ans (AMP+ Saros). Sources : SHOM.
 

1.2. La subsidence

En contexte littoral, les inondations sont souvent générées en période de fortes tempêtes, dans des secteurs subsidents, comme les grands deltas (Pays-Bas ou Bangladesh), ou certaines îles du Pacifique.

Cette subsidence est également entretenue par la charge des sédiments apportés par les fleuves, ce qui infléchit la lithosphère. Ceci explique pourquoi certains deltas régressent actuellement, inondant des secteurs agricoles, les apports sédimentaires restant bloqués en amont dans des barrages hydroélectriques, comme c’est le cas du Nil ou du Mississippi.

Cette subsidence peut être également entretenue par la compaction des dépôts sédimentaires par les pompages d’eau par l’homme, comme c’est le cas aux Pays Bas, où les substrats communs sont les tourbes et les vases, très riches en eau. L’affaissement est actuellement de l’ordre de 10 m aux Pays Bas depuis le Moyen Âge, mais s’est accéléré avec l’urbanisation et l’industralisation des années post-1945. C’est également le cas pour la zone de Hong-Kong (delta de la Rivière des Perles) complété par la surcharge des buildings.

Une dernière cause de subsidence est le pompage pétrolier ou gazier qui entraîne automatiquement un affaissement progressif du sol, comme c’est le cas du Mississippi à la Nouvelle Orléans (Fig.2 C). Ce secteur est en fait cumulatif de la subsidence naturelle, de la perte de sédiments par les barrages sur le Mississippi, des pompages d’eau pour alimenter l’agglomération et surtout des pompages pétroliers.

Fig. 2   Subsidence du delta du Mississippi (Coastal Protection and Restoration Authority) : naturelle (tassement), diminution de l’apport sédimentaire (A : Kemp et al., 2014), pompages des aquifères et exploitation des gisements pétroliers (C). Cette subsidence à long terme a créé le lac Pontchartrain et les marais surbaissés qui ont permis à l’onde de tempête de se propager jusqu’à la Nouvelle Orléans.  

1.3. La houle et la surcote de tempête

A la côte, en plus des inondations liées à la remontée de la nappe, très aisée en milieu littoral et aux inondations fluviales (voir partie 1/2  SCE), le facteur dominant pour l’inondation et l’érosion est la houle. Elle est générée par le vent créé par la différence de pression entre 2 points, en parallèle avec les isobares atmosphériques. Plus le gradient barométrique est puissant, plus le vent est fort. Plus le vent souffle longtemps dans une direction sur une grande distance, le fetch, plus la surface de l’eau acquière un mouvement oscillatoire puissant, la houle. La houle est caractérisée par une longueur d’onde proportionnelle au carré de la période, de 1 m à plus d’1 km et par une amplitude, la hauteur des vagues. Les houles atlantiques, pacifiques et périantarctiques sont puissantes et leur longueur d’onde entre deux vagues est au moins hectométrique. Lors de l’hiver 2013-2014 (35 tempêtes), la houle au large de la Bretagne avait une amplitude plus de 15 m et atteignait pendant plusieurs semaines 10 m à la côte avec une périodicité pouvant atteindre 25 secondes environ. Plus cette période est longue, plus l’efficacité de la houle en tant qu’agent de transport sédimentaire est efficace. D’autre part, avec l’amplitude, l’action mécanique à la côte est beaucoup plus puissante générant un impact et un déferlement des eaux mettant le sédiment en suspension et une projection des eaux chargées en sédiment, le swach, susceptible de dépasser la crête, des cordons littoraux ou run up, et de se déverser ou déborder en arrière au dos des cordons, le washover. Ce mécanisme est souvent facilité par une brèche, un estuaire ou… un chemin d’accès à la plage.

Ce mécanisme de débordement est un des principaux vecteurs d’inondations piégées en arrière-zone littorale, très souvent complété par la remontée de la nappe phréatique en hiver. C’est ce qui s’est passé à la Faute sur Mer, à côté de la Rochelle, lors de l’Ouragan tropical Xynthia, les 27 au 28 février 2010, aboutissant à une inondation persistant plusieurs jours.

Fig.3 La Faute sur Mer, le 28 février 2010 (images Archives Ouest France/Philippe Chérel). 

Un autre facteur lié au passage de dépression tempétueuse est la surcote ou onde de tempête, généralement appelé « raz de marée ». En effet, plus la dépression est creuse, plus la pression est basse, plus elle induit un soulèvement de la masse d’eau. 

Ce soulèvement se superpose très souvent avec les très hautes mers de fort coefficient (Saros). Une surcote ou raz de marée de > 6 m s’est formé lors de l’inondation des Pays Bas, de l’Angleterre et de l’Allemagne de l’Ouest du 31 janvier au 1er février 1953 avec un bilan très lourd aux Pays Bas : 1835 morts, 47 000 têtes de bétail perdues, 200 000 ha inondés, 3 000 maisons et 300 fermes détruites. La Belgique a aussi été atteinte avec 28 morts et de gros dégâts dont l’inondation d’une partie d’Ostende (2 mètres d’eau sur la Grand Place de la ville). La surcote a atteint 4 m pour l’ouragan Katrina, inondant le 29 août 2005 la ville de la Nouvelle Orléans (1836 morts, 108 milliards de dollars de dégâts) dans un secteur notoirement subsident (Fig.2), mal protégée (digues), très peuplée, et de surcroît en couplage avec une inondation fluviale du Mississippi. Elle n’atteindra que 1,50 m sur les côtes vendéennes lors du passage de l’ouragan Xynthia à marée haute, alors que celle de l’ouragan tropical du 17 octobre 1987 atteignait 1,60 m, mais à marée basse, détruisant seulement les parcs à huîtres et les ports de plaisance du Massif armoricain.

Cette onde tempête se propage à marée haute vers la côte moins rapidement qu’un tsumani, mais avec un impact dynamique assez similaire en terme d’inondation et de destructions. 

Fig.4 . A) Evolution de la marée lors de la grande tempête de 1953 (inondation aux Pays Bas) avec une surcote atteignant 2 m à Douvres et  >6 m aux Pays Bas. B) Arrivée de la vague de surcote à la Nouvelle Orléans en 2005.

Enfin la houle implique une rugosité de la surface de l’océan, ce qui favorise en terme l’éjection d’embruns une accélération de l’échange thermique entre la surface de l’océan et l’atmosphère, accentuant le creusement de la dépression au large et sa transformation en ouragan, tout comme la hauteur de la surcote. Ce phénomène est particulièrement marqué si la surface de la mer est chaude (Pacifique central, Caraïbes, Gulf Stream), comme c’est le cas de l’océan austral après une période de forte activité solaire avec stockage thermique dans l’océan, exprimé par l’AMO  (voir partie 1/2  SCE et Fig.5), et comme dans le cas des inondations fluviales.

Fig. 5 Evolution de l’AMO et du nombre de cyclones dans l’Atlantique Nord (AMO NOAA data,  hurricanes : UNISYS WEATHER).

2) L’évolution du trait de côte, le niveau marin et l’évolution du climat 

2.1 La transgression holocène et le relèvement actuel du niveau marin

Le trait de côte que nous observons actuellement est un héritage de la transgression Holocène liée à la fonte des grandes calottes glaciaires, fonte qui s’est achevée vers 6000 ans BP par la disparition de la calotte glaciaire de l’Ungava au NE du Canada, ce qui explique la présence de tourbières voire de forêts enfouies sur les bas estrans. A cette époque, le niveau marin moyen était situé vers – 5 m.

Depuis le niveau marin a continué de monter naturellement, sans régression, à raison de 0,3 mm/ an suite à la surrection des secteurs de la croûte terrestre jadis englacés, surrection qui continue pour encore quelques millénaires. C’est ce qui est appelé l’ajustement glacio-isostatique ou GIA. Nous avons gagné un mètre de niveau marin depuis l’Age du Fer (1000 ans BC). Le niveau marin et le trait de côte actuels résultent donc d’une évolution relativement récente, surtout depuis l’Optimum Climatique du Moyen Âge (1000 à 1350 AD).

Depuis cette période, Jevrejeva et al. (2008) concluent à une remontée régulière du niveau marin depuis 1700 AD, sur la base de l’enregistrement de différents marégraphes (Amsterdam, depuis 1700, Liverpool depuis 1768 et, Stockholm depuis 1774), remontée modulée par les périodes de minima solaires et le cycle à 60 ans, mais progressive et indépendamment du climat. Ceci suggère un facteur autre que le climat et le GIA : ceci pourrait résulter d’une activité tectonique modifiant le volume disponible pour la masse d’eau actuelle de l’Océan Mondial ou une modification de la forme du géoïde en relation avec le forçage tidal du système solaire. C’est ce que semble suggérer une activité volcanique limitée (Jevrejeva et al., 2006; Church and White, 2006), bien que ces données soient en partie biaisées par l’accroissement de la population mondiale, les voies  maritimes de navigation découvertes du XVIes et la plus grande circulation des informations.

Fig.6 Evolution du niveau marin depuis 1700 (Jevrejeva et al., 2014). Barres vertes (autour de 1800) : périodes de relèvements plus rapides que l’actuel.

La remontée la plus rapide du niveau marin au XXe siècle a été observée entre 1920 et 1950, et non à partir de 1960 comme le propose le GIEC.  L’augmentation de l’activité volcanique depuis quelques années par exemple le long de la ceinture du feu du Pacifique pourrait signer un ralentissement. Enfin les données altitudinales satellitaires sont difficilement significatives à l’état moyenné étant, donné l’hétérogénéité de la dilatation thermique à la surface du globe (Fig. 7C) et … l’importance de la marge d’erreurs, plus grande que la mesure à effectuer.

Fig.7 A-B) Evolution récente du niveau de la mer mondial (A) avec un zoom sur la période 2013-2018 (A), montrant un plateau dans le relèvement du niveau marin après le début de la baisse de l’activité solaire (2010) et un parallélisme étonnant entre le relèvement et le stockage thermique dans l’océan,  C)  Expansion thermique de l’océan austral modélisée à partir des données régionales disponibles 1900-2007 (dilatation thermique, marégraphes; satellites et GIA . Niveau moyen estimé pour la période: 2,2 ± 0,57 mm/an. Source: Shum & Kuo (2009).

La majorité des îles du Pacifique en danger de submersion sont en fait des atolls coralliens, donc des constructions biologiques sur des édifices volcaniques néogènes (Ere Cénozoïque), subsidents sous le poids des basaltes et éventuellement le refroidissement des magmas profonds. D’autre part, ces atolls ont été colonisés entre 4000 et 200 BC, c’est-à-dire lorsque le niveau marin était entre 1 et 4 m plus bas que l’actuel. Si ces îles émergeaient, c’est qu’elles étaient constituées de constructions coralliaires au moins du Dernier Interglaciaire (120 000 ans), en équilibre avec un niveau marin 4 à 6 m plus haut que l’actuel. Leur localisation au sein de l’Océan Austral les soumet actuellement à une élévation accentuée du niveau marin en raison de la dilatation thermique (+4°C) de cet océan en période d’activité solaire importante et notamment d’évènements Niño majeurs. Pour ces régions, le relèvement modélisé multiparamètres (Cazenave et al., 2010) atteint 2,7 m entre 1900 et 2007. Ce relèvement est bien de nature climatique mais il est 100% naturel.Le relèvement récent du niveau marin n’a qu’un faible impact par rapport à l’intensité de la houle, à l’augmentation de la température de l’océan austral et de l’anthropisation du trait de côte : il atteint en Europe environ 50 cm depuis 1840 en relation essentielle avec la dilatation thermique de l’océan (50 % de la hausse observée), la fonte des glaciers n’intervenant que pour moins de 25% (Cazenave et Berthier, 2010).

Le relèvement récent du niveau marin n’a qu’un faible impact par rapport à l’intensité de la houle, à l’augmentation de la température de l’océan austral et de l’anthropisation du trait de côte : il atteint en Europe environ 50 cm depuis 1840 en relation essentielle avec la dilatation thermique de l’océan (50 % de la hausse observée), la fonte des glaciers n’intervenant que pour moins de 25% (Cazenave et Berthier, 2010).

2.2. Evolution temporelle du trait de côte et le budget sédimentaire

Lors que le niveau marin monte, même lentement, il repousse vers la terre les cordons transgressifs de galets et de sables, généralement au détriment des terres, récemment cultivées (pour l’essentiel en 3000 ans, soit un quart de la durée de l’Holocène). 

Fig.9 Evolution du trait de côte aux Pays Bas et subsidence 

Les constructions sédimentaires littorales sont favorisées par l’apport des fleuves et donc par l’érosion en milieu continental (rhexistasie anthropique, voir partie 1/2  SCE). Le défrichement, la mise en culture depuis surtout l’Âge du Bronze, ont fourni plus de sédiments à la côte que lors des interglaciaires précédents, permettant la construction de grands cordons littoraux comme ceux de la Frise-Côte belge, de la Picardie, de la baie d’Audierne ou de l’Aquitaine, du Sud de la Baltique, ou le long du littoral méditerranéen. Les zones d’engraissement et d’érosion évoluent avec les vents dominants et les courants littoraux, variables au cours des siècles. Une houle oblique à la côte favorise un transit latéral du sable comme c’est le cas à la côte belge ou en Aquitaine. Ce transit pourra être bloqué localement par des constructions anthropiques (digues, brise-lame etc..) favorisant des engraissements ou démaigrissements locaux fragilisant la côte vis-à-vis des tempêtes. 

Néanmoins, le monde moderne a besoin de granulats et de sables, notamment pour la construction urbaine. L’exploitation anthropique des sables en avant-côte et dans le lit aval des fleuves réduit considérablement le budget sédimentaire, resté positif jusqu’au XVIIIe siècle. L’exploitation de carrières de sables dans les cordons dunaires affaiblit également nos défenses côtières naturelles. Cette exploitation a perduré en Europe de l’Ouest jusque dans les années 1980, puis a été interdite. Par contre dans les pays en voie de développement, cette exploitation est toujours très active, comme au Maroc, sur les atolls à ressource sableuse réduite ou dans les grands deltas situés à proximité des mégapoles.

Fig.10  Formation et structure des grands cordons littoraux en Bretagne depuis l’époque romaine (Van Vliet-Lanoë et al, 2016a)

Une grande majorité des cordons littoraux protecteurs se sont construits depuis le Subboréal (5500-4000 cal BP), plus particulièrement lors de l’Optimum Romain (200 BC-200 AD) et l’Optimum du Moyen Âge (1100-1300 AD), comme le montrent les datations radiocarbone et par thermoluminescence  (Meurisse-Fort, 2019 ; Goslin et al., 2018 ; Van Vliet-Lanoë et al, 2014, 2016a  et  2016b). C’est également le cas des cordons littoraux de l’Océan Arctique comme celui de Shishmarev en Alaska, daté de 1000 AD, dont le recul est attribué à la fonte du pergélisol et au réchauffement climatique, alors qu’il résulte de l’augmentation de la fréquence des tempêtes sur la glace de mer. Les tempêtes et les inondations ont toujours existé. Les soi-disantes régressions du niveau marin aux  « Dunkerquiens » (début Holocéne) et du Subboréal (4000 BC) sont en fait la trace de chenaux tidaux creusés lors des périodes de tempêtes majeures, tempêtes connectées aux cycles de Bond associés à des minima d’activité solaire  comme c’est actuellement le cas depuis 2010 (voir partie 1/2  SCE et Van Vliet-Lanoë et al., 2014 et 2015).

Fig.11: Enregistrement stratigraphique des dunes de la façade orientale de la Manche. Les dépôts de sables correspondent assez bien avec les minima d’activité solaire (en gris foncé). Les sols se forment pendant les périodes de stabilité/amélioration du climat. OSL : datation physique par luminescence du sable. Les autres datations ont été effectuées par le carbone 14 (Van Vliet-Lanoë et al., 2016b

Avec une augmentation de l’instabilité du climat (NAO négative, Van Vliet-Lanoë et al., 2014), la fréquence des tempêtes augmente, y compris en Arctique, et évacue les sédiments côtiers vers l’avant-côte, la houle puissante  générant des courants de retour vers le large, particulièrement si la plage est à pente faible (dissipation de l’énergie de la houle). Le budget sédimentaire devient négatif et la côte s’érode comme aujourd’hui.

Les terpens sont des tertres-refuges, atteignant jusqu’à 15 m de haut de la côte Frisonne et construits pour échapper aux submersions des prés salés largement utilisés pour l’élevage à l’époque. Ils apparaissent vers 500 BC puis vers 200 – 50 BC. Au milieu du IIIe siècle, les zones de prés salés furent abandonnées pendant quasiment un siècle. La troisième phase de construction débute vers 700 AD pour se terminer vers 1200 AD, englobant plusieurs épisodes de très grandes tempêtes et de premières constructions de digues en terre protectrices, encadrant les premiers polders. Cette technique fut exportée tout le long de la Mer du Nord et de la Manche.

Fig.12  « Hallig terp « pendant une marée de tempête suivant une illustration dramatique de 1906 de Alexander Eckener (1870-1944) et vue de la « Christmas storm » le 24 et 25 décembre 1717 (gravure Philomon Adelsheim, 1718).
  

 Cette situation très érosive a existé avec les tempêtes monstrueuses du Petit Âge glaciaire (1350-1880 AD,  Fig.13) ou des invasions Vikings (Xe et XIIe siècles)qui ont également favorisé le départ du sable vers l’intérieur des terres, transporté par le vent lors de tempêtes « sèches ». Ils ont formés les grands cordons dunaires qui ourlent actuellement nos côtes. Ce fut le cas à la côte belge au Petit Age Glaciaire avec l’ensablement du Zwin et plus récemment dans les années 1960-1970. C’est de nouveau le cas en 2020 à Dunkerke et au Kokke-sur-Mer. Cette situation érosive a amené de grandes inondations côtières comme par exemple la formation récurrente du Zuiderzee à la place du lac Flevo. La dernière formation de ce lac est apparue à l’époque romaine aux Pays-Bas (nappe phréatique haute) et son ouverture à la mer s’est produite suite à la rupture du cordon côtier comme par exemple lors de l’ouragan de la Sainte-Lucie le 13 décembre 1287.  Cet ouragan provoqua 50 000 à 80 000 morts aux Pays Bas, en Allemagne et dans les Iles Britanniques (Lamb & Friendendal, 2005). Ces très fortes tempêtes sont très souvent associées à des inondations continentales favorisant la rupture des cordons littoraux. Cela a aussi été le cas pour « the Christmas storm » le 24 et 25 décembre 1717 (Fig.12) et ses 14 000 morts aux Pays-Bas en Allemagne du Nord et au Danemark. Le recul par érosion des cordons dunaires est même sensible sur la côte méridionnale de la Bretagne (Fig.13).

Fig. 13 Erosion du cordon littoral dunaire de Gâvres (au SE de Lorient Morbihan ; flèches rouges) suite aux tempêtes monstrueuses du XVIIIe s. (MNT Litto 3D)

3) L’anthropisation du littoral

La remontée actuelle du niveau marin est un processus naturel complexe et très lent contrôlé par le GIA, probablement par la tectonique depuis au moins 1700 AD et modulé par l’évolution séculaire du climat (dilatation thermique de l’océan) sans impact direct de l’homme. Le rôle des périodes de tempêtes est primordial et sous contrôle indirect de l’activité solaire. Les submersions de tempêtes qui en découlent sont prévisibles à court terme à la différence des tsunamis. Ces aléas apparaissent en période de bascule climatique, comme cela en a été le cas avant et après l’Optimum Climatique du Moyen Âge (Van Vliet-Lanoë et al., 2014) et, avant puis en fin du Global Warming…….

Depuis le XVIIIe siècle, le développement des villes côtières portuaires s’est accentué avec les échanges commerciaux, notamment dans les zones subsidentes des deltas. La pression démographique a favorisé le pompage de l’eau douce  et la mise en culture des terres littorales, rendant une situation temporaire, ayant déjà existé de par le passé, beaucoup plus critique et plus fréquente des points de vue humains et économiques. L’exploitation récente des granulats ou sables a accentué la fragilité du trait de côte comme en Bretagne (Henaff et al., 2018), ou plus particulièrement dans les zones intertropicales, très urbanisées mais localisées dans un secteur où la dilatation thermique de l’océan est maximale. 

La protection du trait de côte contre l’érosion est relativement peu efficace et coûteuse. La création d’infrastructures portuaires avec digues ou brises lames, modifient la vulnérabilité du trait de côte en perturbant la dérive littorale des sédiments, en favorisant localement l’érosion et la disparition vraisemblable des barrières naturelles, comme c’est le cas à l’Est de Dunkerque ou l’ensablement d’autres. L’installation de digues s’avère protectrice à court terme, mais elles sont vulnérables par l’affouillement surtout sur substrat sableux comme à la Nouvelle Orléans ou par la bioturbation (digues en terre, galeries de rats musqués, d’écrevisses de Louisiane, ou prises d’eau pour l’irrigation) comme dans le delta du Rhône ou celui du Mississippi. Différents aménagements pharaoniques ont été construits pour limiter la propagation des crues de surcote dans les zones très peuplées, comme le Plan Delta dans celui du Rhin-Meuse-Escaut aux Pays Bas (Zeeland), la Thames Barrier  en aval de Londres, le barrage de Saint Petersbourg ou encore le programme Mose pour la Lagune de Venise où les surcotes sont plus marquées que les marées maxima, les aqua alta (sites web en références).  

En France, le Conservatoire du littoral limite cette emprise en rachetant les terrains côtiers ; sa politique vise le plus souvent à les re-naturer, à limiter et canaliser le passage des touristes et à laisser le travail érosif et invasif de la mer s’effectuer. C’est également le cas pour la réserve naturelle du Westhoek en Belgique ou les dunes côtières de la région de Scheveningen aux Pays Bas (Klijn,1999). Aux Pays Bas, la politique de dépoldérisation permet l’existence en arrière des côtes basses de zones d’extension des submersions à l’instar de ce qu’il existe plus les crues fluviales (Aerts, 2009). 

4) Conclusion

Pour conclure, la fréquence plus élevée des épisodes pluvieux accompagnant ou non des tempêtes est bien relation avec une bascule climatique, mais en réalité vers le froid en raison de la diminution importante de l’activité solaire depuis 2010, après une période d’activité exceptionnelle à l’échelle du millénaire ; ce refroidissement est prévu pour une cinquantaine d’années. Le contraste thermique avec les périodes très chaudes de 1930-1940 et de 1985-2019 accentue l’intensité des aléas. L’inertie thermique d’une dizaine d’années de l’océan austral a heureusement allongé et adoucis la période de contraste. L’impact de l’activité humaine sur l’importance des dégâts occasionnés est également certain, que ce soit en termes d’occupation et de gestion des sols, ou plus particulièrement de l’urbanisation croissante des côtes et des grandes vallées fluviales. L’homme n’est pas le responsable des périodes chaudes que nous venons de subir, mais il est pour beaucoup dans l’accentuation « artificielle » des dégâts occasionnés par les aléas climatiques générés indirectement par l’activité solaire.

Références

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