Bloc 1 | Impacts en milieu côtier Augmentation du niveau de la mer : causes et prévisions

L’océan recouvre environ 71 % de la surface de la planète, soit 3,6 10⁸ km² et contient 1,3 x 1021 (trilliards) litres d’eau, ce qui représente 97 % de toute l’eau du monde. On pourrait donc penser que l’eau de fonte de glaciers et de calottes glaciaires, qui ne représente qu’un infime pourcentage de ce volume, n’affectera pas grandement le niveau de l’océan, pas plus que son coefficient d’expansion thermique (notion présentée un peu plus bas) de 2,07 x 10⁻⁴/°C. En effet, les 19,5 centimètres d’augmentation du niveau de la mer qui ont été mesurés entre 1870 et 2004 (Church et White, 2006) ne représentent que 5,15 x 10⁻⁶ % de la profondeur moyenne de l’océan qui est de 3790 mètres. Pour les 1 634 701 km de zones côtières du monde (WRI, 2012), cette augmentation, aussi petite qu’elle soit par rapport à la taille de l’océan, représente néanmoins un changement majeur qui amplifie les problèmes d’érosion et de submersion.

1.1 Historique de l’augmentation du niveau de la mer

Le niveau de la mer a toujours fluctué durant l’histoire de la Terre. Par exemple, lors de la dernière glaciation, son niveau était d’environ 130 mètres inférieurs à ce qu’il est aujourd’hui, ce qui a permis des mouvements de population au paléolithique à travers des régions aujourd’hui submergées, permettant aux humains d’atteindre à pied la Tasmanie, l’Angleterre ou l’Amérique du Nord.

Lors de la déglaciation, entre environ 20 000 ans et 8 000 ans avant le présent, le niveau de la mer a augmenté rapidement, à un rythme d’environ 10 mm an^-1 (Alley et al., 2005) (figure 2). Puis, au cours des derniers millénaires, le niveau de la mer s’était quasiment stabilisé. Cependant, depuis un siècle, le rythme d’augmentation du niveau de la mer s’est considérablement accéléré, ce qui est attribué aux changements climatiques (figure 3). Les mesures pour les dernières années à l’aide de satellites sont plus précises que les mesures plus anciennes qui reposent sur des marégraphes ou des mesures indirectes.

Source : wikimedia commons.

Source : schéma de Weissenberger, 2013.

L’augmentation du niveau de la mer au cours de l’holocène a eu des impacts considérables sur les civilisations humaines, qui commençaient à s’établir (figure 4). Des populations autrefois connectées sont devenues isolées. Des établissements côtiers ont dû reculer à l’intérieur des terres. Le pont terrestre de Béringie, qui avait facilité le passage de paléoindiens de l’Asie vers l’Amérique du Nord est devenu submergé il y a environ 14 000 ans.

L’Australie, la Papouasie-Nouvelle-Guinée et la Tasmanie sont devenues séparées à partir d’il y a 11 700 ans, isolant les populations qui habitent ces régions depuis des dizaines de milliers d’années (figure 5).

Source : Proudman Oceanographic Laboratories, Université de Durham, Université de Toronto. URL : http://www.psmsl.org

Source : O’Connell et Allen, 2007.

En Europe, l’augmentation du niveau de la mer a coupé les îles Britanniques du reste du continent (figure 6). Elle a aussi mené à la disparition des terres basses de la mer du Nord, autrefois peuplé, comme le Doggerland, aujourd’hui un banc peu profond, mais autrefois peuplé d’humains et de mégafaune, comme en témoignent les vestiges archéologiques qui y ont été trouvés. National Geographic offre une carte détaillée du Doggerland.

Source : Animation créée à l’Université de Moncton et basée sur les cartes du National Geophysical Data Center (NGDC) de la NOAA.

L’augmentation rapide du niveau de la mer à la suite de la désintégration de la calotte Laurentienne il y a 8740–8160 ans coïncide avec la « révolution néolithique » en Europe et la diffusion de l’agriculture amenés par des fermiers du Moyen-Orient (Turney et Brown, 2007). Cette migration pourrait être en lien avec une inondation abrupte de la mer Noire, épisode qui serait aussi lié au mythe de déluge répandu en Mésopotamie (Ryan, 2007). Cette hypothèse reste cependant contestée (Giosan et al., 2009).

1.2 Pourquoi le niveau de la mer augmente- t-il ?

Contrairement à l’augmentation du niveau de la mer résultant des suites tardives de la dernière déglaciation, celle observée depuis le début du 20e siècle n’est pas en décélération, mais plutôt en accélération, et a d’autres causes. Deux facteurs contribuent à l’augmentation du niveau de la mer observée depuis un peu plus d’un siècle, tous les deux en lien avec les changements climatiques :

• l’expansion thermique des océans;
• la fonte des glaces continentales.

Expansion thermique

L’expansion thermique (parfois aussi nommée thermostérique) des océans provient du fait qu’en se réchauffant au contact avec une atmosphère plus chaude, l’eau prend de l’expansion, comme tout liquide (figure 7). Le minimum de volume de l’eau est atteint autour de 4°C ; la glace prend donc plus de place que de l’eau liquide, ce qui est inhabituel pour un liquide. Le coefficient d’expansion de l’eau est assez faible. Du minimum de volume jusqu’au point d’ébullition, l’eau prend environ 4 % d’expansion. Pour un réchauffement de quelques degrés, ce pourcentage est donc très faible, mais considérant la grande profondeur de l’océan, autour de 4000 mètres pour le plancher océanique, la hausse est très perceptible sur les zones côtières.

Initialement, le réchauffement, donc l’expansion, ont lieu dans les couches supérieures de l’océan, puis se propagent vers les couches profondes au gré des mélanges verticaux et de la circulation thermohaline (figure 8). Comme le temps de mélange de l’océan est de l’ordre du millénaire, l’expansion de l’océan due à l’expansion thermique continuera encore pendant plusieurs siècles après la stabilisation de la température atmosphérique. Le taux d’expansion thermique était de 0,40 ± 0,09 mm.an^–1 entre 1955 et 1995, de 1,6 ± 0,5 mm.an^–1 entre 1993 et 2003 (Antonov et al., 2005) et de 1,1 ± 0,3 mm.an^–1 entre 1993 et 2010 (IPCC, 2013). À peu près la moitié de l’augmentation du niveau de la mer observée à date (jusqu’en 2018) est due à l’expansion thermique (Fox-Kemper et al., 2021).

Note : Avec les courants chauds de surface en rouge, les courants froids profonds en bleu et les zones de formation d’eau profonde marquées par des cercles. La remontée d’eaux profondes s’effectue partout où le courant bleu devient rouge, remonte donc à la surface.

Source : IPCC.

D’ici la fin du siècle, le 6^ème rapport du GIEC prévoit, selon les scénarios d’émissions, les contributions suivantes de l’expansion thermique au niveau de la mer (Fox-Kemper et al., 2021) :

• Scénario SSP1-1.9 : 0,12 mètres (entre 0,09 et 0,15 mètres).
• Scénario SSP1-2.6 : 0,14 mètres (entre 0,11 et 0.18 mètres).
• Scénario SSP2-4.5 : 0,20 mètres (entre 0,16 et 0,24 mètres).
• Scénario SSP3-7.0 : 0,25 mètres (entre 0,21 et 0,30 mètres).
• Scénario SSP5-8.5 : 0,30 mètres (entre 0,24 et 0,36 mètres).

Fonte des glaces continentales

La fonte des glaciers est observée sur tous les continents et pour la majorité des glaciers, même si quelques-uns sont en croissance à cause de conditions locales. Il faut savoir que seulement la fonte de glaciers continentaux contribue à l’augmentation du niveau de la mer, puisque les glaces de mer déplacent déjà un volume d’eau équivalent à leur masse spécifique, en vertu du principe d’Archimède. La diminution de la superficie des banquises arctiques ou antarctiques n’a ainsi aucune influence directe sur le niveau de la mer. La fonte des glaciers s’est accélérée au cours du dernier siècle et en particulier au cours des dernières décennies, même s’il existe des variations régionales (Hugonnet et al., 2021 ; Sommer et al., 2020).

La fonte des glaciers a contribué 0,50 ± 0,18 mm.an^–1 entre 1961 et 2003, 0,77 ± 0,22 mm.an^–1 entre 1993 et 2003, et 0,76 ± 0,18 mm.an^–1 entre 1993 et 2010 (IPCC, 2007, 2013) à l’augmentation du niveau de la mer. Cette fonte s’est accélérée dans les deux hémisphères (Bindschadler, 2006).

Voici une compilation réalisée par Weissenberger (2021) :

À cause de leur taille considérable, les calottes glaciaires du Groenland et de l’Antarctique sont souvent traitées séparément des autres glaciers – à elles deux, elles contiennent à peu près les deux tiers de l’eau douce et plus de 95 % des glaces au monde.

La calotte du Groenland renferme l’équivalent de 6 mètres d’augmentation du niveau de la mer et celle de l’Antarctique 23 mètres, dont 7 mètres pour la calotte d’Antarctique Ouest, la partie la moins stable (figure 9). L’évolution future de ces calottes reste encore incertaine.

Sources : adaptés de Wikimedia commons, Antarctica et Groenland.  

La dynamique des calottes glaciaires, et des glaciers en général, est fort complexe (figure 10). Ce n’est qu’assez récemment que la nature fluide d’un glacier a été pleinement reconnue (Rémy et Testut, 2006). Le principe de base d’un glacier est que l’eau s’accumule sous forme de neige au sommet du glacier où elle se transforme lentement en glace par compaction sous la force de son propre poids. Cette glace coule ensuite lentement vers l’aval, la vitesse d’écoulement dépendant de nombreux facteurs dont le dénivelé, la topographie, la nature du substrat et les différences de température entre la surface et la base du glacier.

À l’aval du glacier, dans la zone d’ablation, la glace fond au contact de l’air ou de l’eau. Pour des glaciers de montagne, la ligne d’équilibre entre la zone accumulation en amont et la zone ablation en aval se trouve en altitude, autour de 3000 mètres dans les zones tempérées et 5000-6000 mètres dans les tropiques (Rémy et Testut, 2006). Pour les calottes du Groenland et de l’Antarctique, cette ligne se trouve sous le niveau de la mer, puisque la température de l’air dépasse rarement le point de congélation. Pour ces calottes, l’augmentation du niveau de la mer ainsi que des températures de surface de l’océan sont donc directement reliés à leur vitesse de fonte.

Les glaciers peuvent également perdre de la masse d’eau par sublimation à leur surface, ou par écoulement sous-glaciaire, lorsque de l’eau de fonte de surface percole à travers le glacier (figure 11). De telles « rivières de glace » ont été observées récemment au Groenland, et elles pourraient contribuer à lubrifier la base du glacier et donc accélérer l’écoulement et la fonte de la calotte (Chambers et al., 2019 ; Smith et al., 2021). La sublimation peut être un processus important, dépendamment des conditions de température ou d’exposition au vent, retournant jusqu’au cinquième de la neige précipitée à l’atmosphère dans le cas de certains glaciers de l’Himalaya (Stigter et al., 2018).

Source : schéma de Weissenberger, 2022.

Au cours de la dernière décennie, une fonte accélérée des glaciers du Groenland a été observée (Joughin, 2006 ; Rignot et Kanagaratnam, 2006). Entre 1994 et 1999, la perte de glace aurait été l’équivalent de 0,13 mm.an^-1 d’augmentation du niveau de la mer (Krabill et al., 2000), entre 2002 et 2006 de 0,5 ± 0,1 mm an^-1 (Velicogna et Wahr, 2006a ; Murray 2006). Ces taux sont nettement plus élevés que les -0,02 à 0.09 mm an^-1 du rapport du GIEC (IPCC, 2001).

La calotte d’Antarctique, en son ensemble, reste relativement stable, seule la partie occidentale (West Antarctic Ice Sheet) pourrait contribuer à l’augmentation du niveau de la mer. Selon des mesures altimétriques par radar, la masse de l’intérieur de la calotte antarctique aurait augmenté de 45 ± 7 km³ par an entre 1992 et 2003, équivalent à 0,12 ± 0,02 mm.an^-1 de réduction du niveau de la mer (Davis et al., 2005). La calotte d’Antarctique Ouest en revanche, aurait perdu l’équivalent de 0,4 ± 0,2 mm.an^-1 d’augmentation du niveau de la mer entre 2002 et 2005 (Velicogna et Wahr, 2006b), dont 0,2 mm.an^-1 pour le secteur Amundsen (Thomas et al., 2004).  

Il est généralement accepté qu’une partie de ces deux calottes avait disparu lors de la dernière période interglaciaire, lorsque le niveau de la mer était environ 6 mètres au-dessus du niveau actuel (Schott Hvidberg, 2000 ; Cuffey et Marshall, 2000). Entre 2,2 et 3,4 mètres seraient dus à une fonte partielle de la calotte du Groenland, le reste étant principalement dû à une fonte partielle de la calotte d’Antarctique Ouest (Otto-Bliesner et al., 2006). Une telle fonte, une fois enclenchée, s’échelonne sur plusieurs millénaires (figure 10) et le processus est réversible sous la plupart des conditions climatiques.

Note : Changement du volume de glace de la calotte du Groenland selon une simulation numérique du modèle climatique du Centre Hadley couplé à un modèle de dynamique des glaces de l’Institut Alfred-Wegener, sous un scénario de quadruplement du CO₂ atmosphérique à l’année 0.

Source : Hadley Center, 1999.

La somme des contributions des différents types de glacier sur le passé récent et sur le futur possible selon le 6^ème rapport du GIEC est illustré à la figure 12. En tout, la contribution récente (1992-2020) des glaciers à l’augmentation du niveau de la mer est de 0,226 mètres. La contribution d’ici la fin du siècle pourrait aller de 0,16 mètres à 0,52 mètres, selon le scénario d’émissions et le niveau d’incertitude. Ces chiffres n’incluent cependant pas la possibilité d’une évolution rapide de la dynamique des calottes glaciaires, pour laquelle le niveau d’incertitude est trop grand.

Note : Perte de masse exprimée en équivalent d’augmentation du niveau de la mer en mètres. En bleu, les pertes sur la période 1992-2020, en vert les projections 2020-2100 selon le scénario d’émissions SPP 2.4-5, en rouge les projections 2020-2100 selon le scénario d’émissions SPP 5-8.5

Source : Weissenberger, d’après les données de Fox-Kemper et al., 2021.

1.3 Jusqu’où augmentera le niveau de la mer

Les prévisions de l’augmentation future du niveau de la mer sont encore incertaines. Elles ont principalement été évaluées à la hausse au cours des dernières années (tableau 1). Il est à noter que les chiffres avancés par le GIEC (IPCC) n’incluent que les processus qui peuvent être modélisés avec un degré de confiance moyenne (défini comme plus de 66 % de chances de se produire comme prédit).

Tableau 1. Différents estimés de l’augmentation du niveau de la mer durant le 21^e siècle.

Augmentation prévue	Référence	Commentaire
9-88 cm	IPCC, 2001	Modèles mécanistiques, tous scénarios confondus
18-59 cm	IPCC, 2007	Modèles mécanistiques, tous scénarios confondus
26-98 cm	IPCC, 2013	Modèles mécanistiques, tous scénarios confondus
40 cm [26–56 cm] (RCP 2.6) 81 cm [58–107 cm] (RCP 8.5)	IPCC, 2021	Modèles mécanistiques, calcul sur la période de référence 1995-2014 jusqu’à la fin du siècle (2100) , selon deux scénarios d’émissions
143 cm	Rahmstorf, 2007	Modélisation semi-empirique
74-190 cm	Vermeer et Rahmstorf, 2010	Modélisation semi-empirique – corrélation historique entre la température et le niveau de la mer
60–160 cm	Jevrejeva et al., 2010	Corrélation statistique entre les forçages radiatifs et le niveau océanique
90-130 cm	Grinsted et al., 2009	Corrélation entre température et niveau de la mer calibrée sur 2000 ans

Source : Compilation par Weissenberger.

Certaines activités humaines autres que les émissions de gaz à effet de serre ont aussi une influence sur le niveau de la mer. Les barrages ont causé une baisse du niveau de la mer de 0,5 à 0,7 mm.an ^–1 au cours des dernières décennies, en emmagasinent des quantités importantes d’eau sur les continents et l’empêchant ainsi de retourner à la mer (IPCC, 2001). L’utilisation d’eau pluviale pour l’agriculture contribue également à faire baisser le niveau de la mer, tandis que le pompage de nappes phréatiques contribue au contraire à faire augmenter le niveau de la mer en transférant de l’eau fossile au cycle d’eau de surface (Pokhrel et al., 2012 ; Wada et al., 2012).

Bien que l’augmentation du niveau de la mer soit souvent projetée sur l’an 2100, la fin de notre siècle, il faut toujours garder à l’esprit que cette augmentation continuera pendant de nombreux siècles, voire des millénaires. Pour ces échelles de temps, certains repères paléohistoriques existent (figure 13). On sait que le niveau de la mer était d’environ six mètres plus élevé lors du dernier âge interglaciaire, il y a 130 000 ans, qui était un peu plus chaud que le nôtre avant l’avènement des changements climatiques (Otto-Bliesner et al., 2006 ; Overpeck et al., 2006).

La dernière fois que les concentrations de CO₂ étaient aussi importantes que dans notre période, en excès de 400 ppm, était durant le Pliocène il y a environ trois millions d’années. Le niveau de la mer était alors de 22 ± 5 m plus élevé qu’aujourd’hui ; ni la calotte du Groenland ni celle d’Antarctique Ouest n’existaient (Miller et al., 2011). Cette période n’est cependant pas une analogie parfaite pour la situation actuelle, puisque la disposition des continents n’était pas exactement identique à aujourd’hui. En particulier, la fermeture de l’isthme de Panama ne s’était pas encore produite, qui est considérée comme un des déclencheurs des glaciations modernes (Bartoli et al., 2005 ; Haug et Tiedemann, 1998 ; Maier-Reimer et al., 1990).

Durant la période géologique récente la plus chaude, l’optimum climatique de l’éocène, autour de 40 millions d’années, caractérisé par des températures planétaires de 10 à 18°C plus élevées qu’aujourd’hui, et ces concentrations de CO₂ atmosphériques de 1150-2500 ppm, le niveau de la mer était de 70-76 m plus élevé qu’aujourd’hui (Fox-Kemper et al., 2021).

Source : Archer, 2016.

Les processus impliqués dans l’augmentation du niveau de la mer n’évoluent pas tous sur la même échelle de temps (figure 14). En effet, une fois les concentrations de CO₂ stabilisées dans l’atmosphère, l’expansion thermique de l’océan se poursuivra pendant environ un millénaire, durée correspondant au temps de mélange des eaux de l’océan à travers la circulation thermohaline. La fonte des calottes glaciaires se déroule sur un beaucoup plus long laps de temps, de l’ordre de plusieurs millénaires.

Source : adapté de IPCC, 2001 / Bounford.com et UNEP/GRID-Arendal, 2006.

1.4 Est-ce que le niveau de la mer augmente de manière égale partout ?

Le niveau de la mer n’augmente pas également partout. Il n’est constant ni dans le temps ni dans l’espace. Les vents et les courants océaniques modifient son niveau. Ainsi, dans les grands gyres océaniques, la partie centrale est surélevée d’environ 20 cm. Le phénomène météorologique El Niño crée un gradient de plus de 20 cm en refoulant les eaux de l’Amérique du Sud vers l’Australie. Des changements dans la fréquence et l’ampleur d’El Niño pourraient donc avoir un impact sur les niveaux d’eau de part et d’autre du Pacifique.

Des évènements ponctuels peuvent influer sur le niveau de la mer pendant quelques années. L’éruption du volcan Krakatoa (Indonésie) en 1883 avait causé une baisse du niveau de la mer à cause du refroidissement des eaux de surface et, par convection, d’eaux plus profondes, qui avait perduré quelques décennies (Glecker et al., 2006).

Les cycles climatiques ont aussi une influence. Entre 2010 et 2011, le niveau de la mer a baissé de 1 cm, ce qui a pu être expliqué par les précipitations intenses dues à l’épisode En Niño, qui ont transféré des quantités d’eau importantes de l’océan aux continents (Boening et al, 2012), assez pour provoquer une baisse mesurable du niveau de l’océan. Un an plus tard, l’eau ayant ruisselé des continents vers l’océan, son niveau de la mer était revenu à l’état normal.

L’évolution des vents et courants peut provoquer une augmentation locale du niveau de la mer plus importante dans certaines régions que dans d’autres. Par exemple, selon certains modèles, le niveau de la mer augmenterait plus vite que la moyenne mondiale sur les côtes de Sumatra et certaines parties de l’Inde et du Bangladesh, mais moins vite sur Zanzibar, les Seychelles et la côte est de l’Afrique (Han et al., 2010).

Le ralentissement du courant du Golfe mène à une augmentation du niveau de la mer sur la côte Est des États-Unis qui a été jusqu’à trois fois plus rapide que la moyenne mondiale durant la période 2011-2015 (Valle-Levinson et al., 2017). Comme il est probable que ce courant continue de ralentir, la Floride, la Géorgie et les Caroline du Sud et du Nord pourraient subir des hausses du niveau de la mer particulièrement élevées.

La fonte des calottes glaciaires a aussi un effet sur l’attraction gravitationnelle qui influence le niveau de la mer. Ainsi, la perte de masse des glaciers du Groenland ont réduit l’attraction gravitationnelle de l’île, de sorte que le niveau de la mer y a en fait baissé, de manière paradoxale. En revanche, le ressac de toute cette eau a causé une augmentation du niveau de la mer plus rapide dans d’autres parties du monde, surtout dans les basses et moyennes latitudes (Bamber et Riva, 2010 ; Hsu et Velicogna, 2017 ; Jeon et al., 2021).

La croute océanique se déplace également verticalement. Dans les hautes latitudes, la croute continentale se réajuste encore aujourd’hui à la suite de la disparition des calottes glaciaires. Au cours de cet ajustement isostatique, les centres des anciennes calottes à l’exemple de la Baie de Hudson ou de l’Écosse se soulèvent tandis que certaines régions périphériques comme le sud de la Nouvelle-Écosse ou de l’Angleterre s’affaissent.

L’activité tectonique ou volcanique peut aussi causer des mouvements verticaux, comme dans le cas d’îles volcaniques ou du séisme de 2010 en Haïti. Ces mouvements verticaux se répercutent en tant que hausse ou baisse du niveau relatif de la mer.

Références

Alley, R. B., P. U. Clark, P. Huybrechts, I. Joughin, 2005. Ice-Sheet and Sea-Level Changes. Science 310, 456-60.

Antonov, J. I., S. Levitus, T. P. Boyer, 2005. Thermosteric sea level rise, 1955–2003. Geophys. Res. Lett. 32, L12602, doi:10.1029/2005GL023112.

Archer, D., 2016. The Long Thaw. Princeton Science Library, 200 p.

Arendt, A., K. A Echelmeyer, W. D. Harrison, C. S. Lingle, V. Valentine, 2002. Rapid Wastage of Alaska Glaciers and Their Contribution to Rising Sea Level. Science 297, 382-386.

Bamber, J., R. Riva, 2010. The sea level fingerprint of recent ice mass fluxes. The Cryosphere 4, 621–627.

Bartoli, G., M. Sarnthein, M. Weinelt, H. Erlenkeuser, D. Garbe-Schönberg, D. W. Lea, 2005. Final closure of Panama and the onset of northern hemisphere glaciation. Earth and Planetary Science Letters 237, 33–44.

Berthier, E., E. Schiefer, G. K. C. Clarke, B. Menounos, F. Rémy, 2010. Contribution of Alaskan glaciers to sea-level rise derived from satellite imagery. Nature Geoscience 3, DOI: 10.1038/ngeo737

Bindschadler, R., 2006. Hitting the Ice Sheets Where It Hurts. Science 311, 1720–1721.

Boening, C., J. K. Willis, F. W. Landerer, R. S. Nerem, J. Fasullo, 2012. The 2011 La Niña: So Strong, the Oceans Fell. Geophys. Res. Lett. 39, doi:10.1029/2012GL053055.

Chambers, C. R. S., R. Greve, B. Altena, P.-M. Lefeuvre, 2019. On the Possibility of a Long Subglacial River Under the North Greenland Ice Sheet. AGU Fall Meeting, San Francisco, 9-13 decembre.

Church, J., N. White, 2006. A 20th century acceleration in global sea-level rise. Geophys. Res. Lett. 33, L01602.

Cuffey, M., S. J. Marshall, 2000. Substantial contribution to sea-level rise during the last interglacial from the Greenland ice sheet. Nature 404, 591-594.

Davies, B. J., N. F. Glasser, 2012. Accelerating shrinkage of Patagonian glaciers from the Little Ice Age (~AD 1870) to the present day. Journal of Glaciology 58, 1063-1084.

Davis, C. H., Y. Li, J. R. McConnell, M. M. Frey, E. Hanna, 2005. Snowfall-Driven Growth in East Antarctic Ice Sheet Mitigates Recent Sea-Level Rise. Science 308, 1898 - 1901.

Fox-Kemper, B., H. T. Hewitt, C. Xiao, G. Aðalgeirsdóttir, S. S. Drijfhout, T. L. Edwards, N. R. Golledge, M. Hemer, R. E. Kopp, G. Krinner, A. Mix, D. Notz, S. Nowicki, I. S. Nurhati, L. Ruiz, J-B. Sallée, A. B. A. Slangen, Y. Yu, 2021. « Ocean, Cryosphere and Sea Level Change ». In: Climate Change 2021: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Sixth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Masson-Delmotte, V., P. Zhai, A. Pirani, S. L. Connors, C. Péan, S. Berger, N. Caud, Y. Chen, L. Goldfarb, M. I. Gomis,   M. Huang, K. Leitzell, E. Lonnoy, J.B.R. Matthews, T. K. Maycock, T. Waterfield, O. Yelekçi, R. Yu and B. Zhou (eds.)]. Cambridge University Press.

Giosan, L., F. Filip, S. Constatinescu, 2009. Was the Black Sea catastrophically flooded in the early Holocene? Quaternary Science Reviews 28, 1-6.

Gleckler, P. J., K. Achuta Rao, J. M. Gregory, B. D. Santer, K. E. Taylor, T. M. L. Wigley, 2006. Krakatoa lives: The effect of volcanic eruptions on ocean heat content and thermal expansion. Geophys. Res. Lett. 33, L17702, doi:10.1029/2006GL026771.

Grinsted, A., J. C. Moore, S. Jevrejeva, 2009. Reconstructing sea level from paleo and projected temperatures 200 to 2100AD. Clim. Dyn., doi:10.1007/s00382-008-0507-2.

Hadley Centre, 1999. Climate Change and its impacts: Stabilisation of CO₂ in the atmosphere. Hadley Centre for Climate Prediction and Research, Met. Office, 28 p.

Han, W., G. A. Meehl, B. Rajagopalan, J. T. Fasullo, A. Hu, J. Lin, W. G. Large, J. Wang, X.-  W. Quan, L. L. Trenary, A. Wallcraft, T. Shinoda, S. Yeager, 2010. Patterns of Indian   Ocean sea-level change in a warming climate. Nature Geoscience 3, 546–550.

Haug, G. H., R. Tiedemann, 1998. Effect of the formation of the Isthmus of Panama on Atlantic Ocean thermohaline circulation. Nature 393, 673-676.

Hsu, C.-W., I. Velicogna, 2017. Detection of sea level fingerprints derived from GRACE gravity data. Geophys. Res. Lett. 44, 8953-8961.

Hugonnet, R., R. McNabb, E. Berthier, B. Menounos, C. Nuth, L. Girod, D. Farinotti, M. Huss, I. Dussaillant, F. Brun, A. Kääb, 2021. Accelerated global glacier mass loss in the early twenty-first century. Nature 592, 726-731.

Intergovernmentary Panel on Climate Change (IPCC), 2001. Climate Change 2001: The Scientific Basis.

Intergovernmentary Panel on Climate Change (IPCC), 2007. Climate Change 2007: The Scientific Basis.

Intergovernmentary Panel on Climate Change (IPCC), 2013. Summary for Policymakers. In: Climate Change 2013: The Physical Science Basis. Contribution of Working Group I to the Fifth Assessment Report of the Intergovernmental Panel on Climate Change [Stocker, T.F., D. Qin, G.-K. Plattner, M. Tignor, S. K. Allen, J. Boschung, A. Nauels, Y. Xia, V. Bex and P.M. Midgley (eds.)]. Cambridge University Press, Cambridge, United Kingdom and New York, NY, USA.

Jeon, T., K.-W. Seo, B.-H. Kim, J.-S. Kim, J. Chen, C. R. Wilson, 2021. Sea level fingerprints and regional sea level change. Earth and Planetary Science Letters 567, 116985.

Jevrejeva, S., J. C. Moore, A. Grinsted, 2010. How will sea level respond to changes in natural and anthropogenic forcings by 2100 ? Geophys. Res. Lett. 37, DOI: 10.1029/2010GL042947.

Joughin, I., 2006. Greenland Rumbles Louder as Glaciers Accelerate. Science 311, 1719 – 1720.

Kaser, G., J. G. Cogley, M. Dyurgerov, M. F. Meier, A. Ohmura, 2006. Mass balance of glaciers and ice caps: Consensus estimates for 1961–2004. Geophys. Res. Lett. 33, DOI:10.1029/2006GL027511.

Krabill, W., W. Abdalati, E. Frederick, S. Manizade, C. Martin, J. Sonntag, R. Swift, R. Thomas, W. Wright, J. Yungel, 2000. Greenland Ice Sheet: High-Elevation Balance and Peripheral Thinning. Science 289, 428 - 430.

Maier-Reimer, E., U. Mikolajewicz, T. J. Crowley, 1990. Ocean general circulation model sensitivity experiment with an open American Isthmus. Paleoceanography 5, 349 – 366.

Meier, M. F., M. B. Dyurgerov, 2002. Sea-level rise: how Alaska affects the world. Science 297, 350–351.

Miller, K. G., J. D. Wright, J. V. Browning, A. Kulpecz, M. Kominz, T. R. Naish, B. S. Cramer, Y. Rosenthal, W. R. Peltier, S. Sosdian, 2011. High tide of the warm Pliocene: Implications of global sea level for Antarctic deglaciation. Geology, doi: 10.1130/G32869.1.

Murray, T., 2006. Greenland's ice on the scales. Nature 443, 277 – 278.

O'Connell, J. F., J. Allen, 2007. “Pre-LGM Sahul (Pleistocene Australia-New Guinea) and the archaeology of early modern humans”. In Rethinking the human revolution : new behavioural and biological perspectives on the origin and dispersal of modern humans. McDonald Institute for Archaeological Research, Cambridge, UK, pp. 395-410.

Otto-Bliesner, B. L., S. J. Marshall, J. T. Overpeck, G. H. Miller, A. Hu, 2006. Simulating Arctic Climate Warmth and Icefield Retreat in the Last Interglaciation. Science 311, 1751 – 1753.

Overpeck, J. T., B. L. Otto-Bliesner, G. H. Miller, D. R. Muhs, R. B. Alley, J. T. Kiehl, 2006. Paleoclimatic evidence for future ice-sheet instability and rapid sea-level rise. Science 311, 1747-1750.

Pokhrel, Y. N., N. Hanasaki, P. J.-F. Yeh, T. J. Yamada, S. Kanae, T. Oki, 2012. Model estimates of sea-level change due to anthropogenic impacts on terrestrial water storage. Nature Geoscience 5, 389–392.

Rahmstorf, S., 2007. A semi-empirical approach to projecting future sea-level rise. Science 315, 368-370.

Rémy, F., L. Testut, 2006. Mais comment s'écoule donc un glacier ? Aperçu historique. Comptes Rendus Geoscience 338, 368-385.

Rignot, E., P. Kanagaratnam, 2006. Changes in the Velocity Structure of the Greenland Ice Sheet. Science 311, 986 – 990.

Ryan, W. B. F., 2007. « Status of the Black sea flood hypothesis ». Dans Yanko-Hombach, V., Gilbert, A. S., Panin, N., Dolukhanov, P. M. (Eds.). The Black Sea Flood Question: Changes in Coastline, Climate and Human Settlement. Springer, pp. 63–88.

Schøtt Hvidberg, C., 2000. When Greenland ice melts. Nature 404, 551.

Smith, L. C., L. C. Andrews, L. H Pitcher, B. T. Overstreet, Å. K. Rennermalm, M. G. Cooper, S. W. Cooley, J. C. Ryan, C. Miège, C. Kershner, C. E. Simpson, 2021. Supraglacial River Forcing of Subglacial Water Storage and Diurnal Ice Sheet Motion. Geophys. Res. Lett. 48, e2020GL091418.

Sommer, C., P. Malz, T. C. Seehaus, S. Lippl, M. Zemp, M. H. Braun, 2020. Rapid glacier retreat and downwasting throughout the European Alps in the early 21st century. Nature Communications 11, Article number 3209.

Stigter, E. E., M. Litt, J. F. Steiner, P. N. J. Bonekamp, J. M. Shea, M. F. P. Bierkens, W. W. Immerzeel, 2018. The Importance of Snow Sublimation on a Himalayan Glacier. Front. Earth Sci. 6, 1-16.

Thomas, R., E. Rignot, G. Casassa, P. Kanagaratnam, C. Acuña, T. Akins, H. Brecher, E. Frederick, P. Gogineni, W. Krabill, S. Manizade, H. Ramamoorthy, A. Rivera, R. Russell, J. Sonntag, R. Swift, J. Yungel, J. Zwally, 2004. Accelerated Sea-Level Rise from West Antarctica. Science 306, 255 - 258.

Turney, C. S. M., H. Brown, 2007. Catastrophic early Holocene sea level rise, human migration and the Neolithic transition in Europe. Quaternary Science Reviews 26, 2036–2041.

Valle-Levinson, A., A. Dutton, J. B. Martin, 2017. Spatial and temporal variability of sea level rise hot spots over the eastern United States. Geophys. Res. Lett. 44, 7876-7882.

Velicogna, I., J. Wahr, 2006a. Acceleration of Greenland ice mass loss in spring 2004. Nature 443, 329-331.

Velicogna, I., J. Wahr, 2006b. Measurements of Time-Variable Gravity Show Mass Loss in Antarctica. Science 311, 1754 - 1756.

Vermeer M., S. Rahmstorf, 2009. Global sea level linked to global temperature. PNAS 106, 21 52721 532.

Wada, Y., L. P. H. van Beek, F. C. Sperna Weiland, B. F. Chao, Y.-H. Wu, M. F. P. Bierkens, 2012. Past and future contribution of global groundwater depletion to sea-level rise. Geophys. Res. Lett. 39, DOI: 10.1029/2012GL051230.

World Resources Institute (WRI), 2012. Coastal and Marine Ecosystems — Marine Jurisdictions: Coastline length.