“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 309 — #332
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8. Variabilité climatique rapide : description et mécanismes
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donné, il est très utile de disposer d’informations en d’autres points. Par
exemple, pour interpréter des reconstructions de précipitations à l’ouest de
l’Europe, il est important de connaître les températures dans la région, ce
qui est en général relativement aisé à partir de la même carotte, mais aussi
le gradient méridien de températures sur l’Atlantique Nord, ce qui nécessite
plusieurs carottes éloignées de la première et synchronisées avec celle-ci. On
voit alors à quel point la synchronisation de différentes carottes est cruciale.
Celle-ci peut s’avérer complexe. Il est alors important, face à des résultats
de différentes carottes mis en relation, de connaître les fondements de cette
synchronisation.
À ce stade d’interprétation, les modèles climatiques (chapitre 4 du tome 2,
« la modélisation en paléoclimatologie ») peuvent également s’avérer utiles
pour mieux cerner les liens possibles entre les changements climatiques enregistrés à différents endroits. Nous poursuivons ici l’exemple de l’étude de
l’impact d’un événement de Heinrich sur le climat et la végétation en Europe
de l’Ouest. Dans une première série d’expériences numériques, nous faisons
l’hypothèse que du point de vue du climat de Europe de l’Ouest, le forçage
principal lié à un événement de Heinrich est un refroidissement de 4
◦ C des
moyennes latitudes de l’Atlantique Nord. Nous utilisons le modèle de circulation générale atmosphérique LMDZ (développé au Laboratoire de Météorologie Dynamique) pour estimer l’impact d’une telle anomalie dans un contexte
glaciaire, ici celui du Dernier Maximum glaciaire. Nous réalisons donc deux
expériences en forçant le modèle d’atmosphère avec des conditions aux limites
glaciaires (voir http://pmip.lsce.ipsl.fr) : calottes glaciaires telles que reconstruites pour le DMG, concentrations en gaz à effet de serre telles que mesurées
pour cette période dans les carottes de glace, paramètres orbitaux d’il y a
21 000 ans. Dans la première expérience, nous utilisons les températures de
surface des océans telles que reconstruites par le projet CLIMAP (chapitre 20,
tome 1). La deuxième expérience ne diffère de la première que par les températures de surface des océans en Atlantique Nord. Dans cette expérience,
nous y imposons une anomalie froide de 4
◦ C entre 40 et 50
◦ N. On dit que
la deuxième expérience est une expérience de sensibilité aux températures de
surface des océans des moyennes latitudes de l’Atlantique Nord.
Kageyama et al. (2005) [16] montrent les résultats d’une telle expérience
pour le climat sur la France et la péninsule Ibérique. La Figure 8.5 résume les
résultats obtenus. On observe que le modèle ne simule pas une propagation
du refroidissement imposé en Atlantique Nord très loin à l’intérieur du continent européen. L’endroit où ce refroidissement est le plus important en termes
de température du mois le plus froid sur le continent européen est au nordouest de la péninsule Ibérique. Il atteint en cette région seulement 1
◦ C, ce
qui est faible par rapport aux 4
◦ C imposés en Atlantique Nord. En revanche,
l’anomalie de précipitation simulée par le modèle en réponse au refroidissement imposé en Atlantique Nord est beaucoup plus importante : elle atteint
jusqu’à –200 mm/an (un assèchement de 200 mm/an, soit d’environ 30 %) sur
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donné, il est très utile de disposer d’informations en d’autres points. Par
exemple, pour interpréter des reconstructions de précipitations à l’ouest de
l’Europe, il est important de connaître les températures dans la région, ce
qui est en général relativement aisé à partir de la même carotte, mais aussi
le gradient méridien de températures sur l’Atlantique Nord, ce qui nécessite
plusieurs carottes éloignées de la première et synchronisées avec celle-ci. On
voit alors à quel point la synchronisation de différentes carottes est cruciale.
Celle-ci peut s’avérer complexe. Il est alors important, face à des résultats
de différentes carottes mis en relation, de connaître les fondements de cette
synchronisation.
À ce stade d’interprétation, les modèles climatiques (chapitre 4 du tome 2,
« la modélisation en paléoclimatologie ») peuvent également s’avérer utiles
pour mieux cerner les liens possibles entre les changements climatiques enregistrés à différents endroits. Nous poursuivons ici l’exemple de l’étude de
l’impact d’un événement de Heinrich sur le climat et la végétation en Europe
de l’Ouest. Dans une première série d’expériences numériques, nous faisons
l’hypothèse que du point de vue du climat de Europe de l’Ouest, le forçage
principal lié à un événement de Heinrich est un refroidissement de 4
◦ C des
moyennes latitudes de l’Atlantique Nord. Nous utilisons le modèle de circulation générale atmosphérique LMDZ (développé au Laboratoire de Météorologie Dynamique) pour estimer l’impact d’une telle anomalie dans un contexte
glaciaire, ici celui du Dernier Maximum glaciaire. Nous réalisons donc deux
expériences en forçant le modèle d’atmosphère avec des conditions aux limites
glaciaires (voir http://pmip.lsce.ipsl.fr) : calottes glaciaires telles que reconstruites pour le DMG, concentrations en gaz à effet de serre telles que mesurées
pour cette période dans les carottes de glace, paramètres orbitaux d’il y a
21 000 ans. Dans la première expérience, nous utilisons les températures de
surface des océans telles que reconstruites par le projet CLIMAP (chapitre 20,
tome 1). La deuxième expérience ne diffère de la première que par les températures de surface des océans en Atlantique Nord. Dans cette expérience,
nous y imposons une anomalie froide de 4
◦ C entre 40 et 50
◦ N. On dit que
la deuxième expérience est une expérience de sensibilité aux températures de
surface des océans des moyennes latitudes de l’Atlantique Nord.
Kageyama et al. (2005) [16] montrent les résultats d’une telle expérience
pour le climat sur la France et la péninsule Ibérique. La Figure 8.5 résume les
résultats obtenus. On observe que le modèle ne simule pas une propagation
du refroidissement imposé en Atlantique Nord très loin à l’intérieur du continent européen. L’endroit où ce refroidissement est le plus important en termes
de température du mois le plus froid sur le continent européen est au nordouest de la péninsule Ibérique. Il atteint en cette région seulement 1
◦ C, ce
qui est faible par rapport aux 4
◦ C imposés en Atlantique Nord. En revanche,
l’anomalie de précipitation simulée par le modèle en réponse au refroidissement imposé en Atlantique Nord est beaucoup plus importante : elle atteint
jusqu’à –200 mm/an (un assèchement de 200 mm/an, soit d’environ 30 %) sur