“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 341 — #364
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9. Holocène et perturbation anthropique : introduction
341
Kutzbach, 1988 [27] ; Braconnot et al., 2007a [4]). En particulier, un effort de
synthèse de données existe pour l’Holocène moyen au niveau mondial (Prentice
and Webb, 1998 [32]), ce qui permet, en lien avec les simulations, de mieux
comprendre les mécanismes et les différentes rétroactions mis en jeu, et d’évaluer la capacité des modèles de climat utilisé pour les projections climatiques
pour le prochain siècle à représenter un climat différent de l’actuel (Cane
et al., 2006 [8]).
9.4.1.3 Rétroactions liées à la neige, à la végétation et à la glace
de mer dans les hautes latitudes
La rétroaction de la végétation et de la couverture des surfaces neigeuses
et englacées est l’une des principales rétroactions ayant conditionné l’évolution de la température dans différentes régions de l’hémisphère nord au cours
de l’Holocène. Lorsque la forêt est remplacée par de l’herbe, le pouvoir réfléchissant de la neige est plus marqué. Il s’ensuit une boucle positive entre
l’augmentation de neige, le refroidissement et la décroissance de la forêt. Ce
mécanisme a été particulièrement décrit pour l’entrée dans la dernière glaciation (de Noblet et al., 1996 [14]). La réponse de l’océan conduit à un déphasage
du cycle saisonnier, en raison de sa grande inertie thermique et de sa capacité
à évaporer qui limite le réchauffement de surface. Ainsi, le printemps et l’automne sont plus affectés que l’été et l’hiver par les rétroactions océaniques.
Ces effets se combinent à la rétroaction de la glace de mer et de la neige
pour diminuer les contrastes saisonniers aux hautes latitudes et amplifier le
refroidissement au cours de l’Holocène (Wohlfahrt et al., 2004 [41]).
La rétroaction de la neige et de la glace de mer se fait par l’intermédiaire
d’une modification de l’albédo de surface. Il est donc possible de la quantifier
en termes d’énergie (W/m
2 ), en utilisant une approche simple de l’analyse de
la sensibilité climatique (Taylor et al., 2007 [38]). Ainsi on peut définir cet
effet par :
Effet albédo = (SW ncs pal − SW ncs Ok ) − SW f
où SW f = (1 − α Ok ) ΔSW i représente le forçage radiatif lié au changement
d’insolation et SWncs représente le rayonnement solaire (short wave : SW) net
en ciel clair (ncs) pour la simulation paléoclimatologie (pal ) et la simulation
de contrôle (Ok ). Le forçage radiatif tient compte des caractéristiques du
modèle considéré via l’albédo de la simulation de contrôle. En effet, bien que
la même perturbation d’insolation SWi soit appliquée à différents modèles, la
différence de rayonnement solaire incident net dépend du modèle considéré en
fonction des caractéristiques de surface, de la représentation des nuages. . . qui
caractérisent l’albédo planétaire d’un modèle (Fig. 9.6).
À titre d’exemple, la Figure 9.6 montre qu’entre février et avril, le forçage
radiatif estimé pour deux modèles différents varie de −12 W/m
2 à −4 W/m
2
entre 20
◦ N et 50
◦ N. Le refroidissement associé à ce déficit d’insolation permet
à la neige de perdurer plus longtemps sur le continent. Cette neige introduit
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9. Holocène et perturbation anthropique : introduction
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Kutzbach, 1988 [27] ; Braconnot et al., 2007a [4]). En particulier, un effort de
synthèse de données existe pour l’Holocène moyen au niveau mondial (Prentice
and Webb, 1998 [32]), ce qui permet, en lien avec les simulations, de mieux
comprendre les mécanismes et les différentes rétroactions mis en jeu, et d’évaluer la capacité des modèles de climat utilisé pour les projections climatiques
pour le prochain siècle à représenter un climat différent de l’actuel (Cane
et al., 2006 [8]).
9.4.1.3 Rétroactions liées à la neige, à la végétation et à la glace
de mer dans les hautes latitudes
La rétroaction de la végétation et de la couverture des surfaces neigeuses
et englacées est l’une des principales rétroactions ayant conditionné l’évolution de la température dans différentes régions de l’hémisphère nord au cours
de l’Holocène. Lorsque la forêt est remplacée par de l’herbe, le pouvoir réfléchissant de la neige est plus marqué. Il s’ensuit une boucle positive entre
l’augmentation de neige, le refroidissement et la décroissance de la forêt. Ce
mécanisme a été particulièrement décrit pour l’entrée dans la dernière glaciation (de Noblet et al., 1996 [14]). La réponse de l’océan conduit à un déphasage
du cycle saisonnier, en raison de sa grande inertie thermique et de sa capacité
à évaporer qui limite le réchauffement de surface. Ainsi, le printemps et l’automne sont plus affectés que l’été et l’hiver par les rétroactions océaniques.
Ces effets se combinent à la rétroaction de la glace de mer et de la neige
pour diminuer les contrastes saisonniers aux hautes latitudes et amplifier le
refroidissement au cours de l’Holocène (Wohlfahrt et al., 2004 [41]).
La rétroaction de la neige et de la glace de mer se fait par l’intermédiaire
d’une modification de l’albédo de surface. Il est donc possible de la quantifier
en termes d’énergie (W/m
2 ), en utilisant une approche simple de l’analyse de
la sensibilité climatique (Taylor et al., 2007 [38]). Ainsi on peut définir cet
effet par :
Effet albédo = (SW ncs pal − SW ncs Ok ) − SW f
où SW f = (1 − α Ok ) ΔSW i représente le forçage radiatif lié au changement
d’insolation et SWncs représente le rayonnement solaire (short wave : SW) net
en ciel clair (ncs) pour la simulation paléoclimatologie (pal ) et la simulation
de contrôle (Ok ). Le forçage radiatif tient compte des caractéristiques du
modèle considéré via l’albédo de la simulation de contrôle. En effet, bien que
la même perturbation d’insolation SWi soit appliquée à différents modèles, la
différence de rayonnement solaire incident net dépend du modèle considéré en
fonction des caractéristiques de surface, de la représentation des nuages. . . qui
caractérisent l’albédo planétaire d’un modèle (Fig. 9.6).
À titre d’exemple, la Figure 9.6 montre qu’entre février et avril, le forçage
radiatif estimé pour deux modèles différents varie de −12 W/m
2 à −4 W/m
2
entre 20
◦ N et 50
◦ N. Le refroidissement associé à ce déficit d’insolation permet
à la neige de perdurer plus longtemps sur le continent. Cette neige introduit