“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 344 — #367
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Paléoclimatologie
fluctuations sont enregistrées à la fois dans les données continentales et océaniques. Plusieurs facteurs expliquent les moussons plus fortes entre le début
de l’Holocène et l’Holocène moyen. Le premier facteur est lié à l’amplification
du cycle saisonnier de l’insolation dans l’hémisphère nord. La mousson est
le résultat du chauffage différentiel entre les hémisphères et entre le continent et l’océan. L’insolation d’été plus importante augmente le contraste de
température entre la terre et l’océan. Ce seul contraste ne permet cependant
pas d’expliquer toutes les caractéristiques de la mousson. L’orographie et le
chauffage en altitude du plateau tibétain constituent une source d’énergie qui
contribue à la mise en place de cette brise thermique planétaire. Lors de l’établissement de la mousson, le relâchement de chaleur latente au moment de la
condensation est une source additionnelle de chaleur qui renforce la convergence d’humidité dans les régions de forte activité convective.
La Figure 9.7 montre pour le climat d’il y a 6 000 ans, les changements
de température, de précipitation et de circulation de grande échelle associés
au renforcement de la mousson en Afrique et en Inde, en réponse à l’accroissement d’insolation de l’hémisphère nord, ainsi que les incertitudes associées
aux différences entre les modèles. Le réchauffement continental en juillet-août
atteint environ 2,5 à 3
◦ C. Ce réchauffement est associé à un creusement de la
dépression thermique qui se renforce là où le réchauffement est maximal. La
circulation de grande échelle se traduit par un renforcement de la convergence
des vents de l’océan vers l’intérieur du continent. La convergence de grande
échelle de l’humidité suit cette circulation des basses couches de l’atmosphère,
ce qui explique le renforcement des précipitations en Afrique et au nord de
l’Inde. Ces grandes caractéristiques sont reproduites par tous les modèles.
Cependant, il existe une grande dispersion dans l’amplitude des changements
simulés dans de nombreuses régions comme l’Afrique de l’Est, l’Arabie et le
nord de l’Inde.
Plusieurs facteurs amplifient ou amortissent la réponse propre de l’atmosphère à l’insolation. Ils ont été décrits dans plusieurs articles de synthèse
(Braconnot, 2004 [3] ; Cane et al., 2006 [8]), et nous en reprenons ici les grandes
lignes. L’étude des rétroactions de l’océan et de la végétation s’est principalement effectuée via une méthode qui consiste à supprimer les rétroactions les
unes après les autres.
9.4.2.1 Le rôle de l’océan
L’océan est un acteur principal dans la modulation de l’amplitude et de la
phase du cycle saisonnier. La Figure 9.8 reprend le changement simulé de SST
pour des régions clefs des différents bassins océaniques tropicaux (Zhao et al.,
2005 [42]). Les modèles couplés capturent les principales caractéristiques de
l’évolution de la SST pour le climat actuel. On peut noter cependant que des
différences atteignent 0,5
◦ C à plus de 2
◦ C entre les simulations. L’amplitude
et la phase du cycle saisonnier sont relativement bien reproduites pour une
majorité de modèles. l’océan Indien est la région pour laquelle la dispersion
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Paléoclimatologie
fluctuations sont enregistrées à la fois dans les données continentales et océaniques. Plusieurs facteurs expliquent les moussons plus fortes entre le début
de l’Holocène et l’Holocène moyen. Le premier facteur est lié à l’amplification
du cycle saisonnier de l’insolation dans l’hémisphère nord. La mousson est
le résultat du chauffage différentiel entre les hémisphères et entre le continent et l’océan. L’insolation d’été plus importante augmente le contraste de
température entre la terre et l’océan. Ce seul contraste ne permet cependant
pas d’expliquer toutes les caractéristiques de la mousson. L’orographie et le
chauffage en altitude du plateau tibétain constituent une source d’énergie qui
contribue à la mise en place de cette brise thermique planétaire. Lors de l’établissement de la mousson, le relâchement de chaleur latente au moment de la
condensation est une source additionnelle de chaleur qui renforce la convergence d’humidité dans les régions de forte activité convective.
La Figure 9.7 montre pour le climat d’il y a 6 000 ans, les changements
de température, de précipitation et de circulation de grande échelle associés
au renforcement de la mousson en Afrique et en Inde, en réponse à l’accroissement d’insolation de l’hémisphère nord, ainsi que les incertitudes associées
aux différences entre les modèles. Le réchauffement continental en juillet-août
atteint environ 2,5 à 3
◦ C. Ce réchauffement est associé à un creusement de la
dépression thermique qui se renforce là où le réchauffement est maximal. La
circulation de grande échelle se traduit par un renforcement de la convergence
des vents de l’océan vers l’intérieur du continent. La convergence de grande
échelle de l’humidité suit cette circulation des basses couches de l’atmosphère,
ce qui explique le renforcement des précipitations en Afrique et au nord de
l’Inde. Ces grandes caractéristiques sont reproduites par tous les modèles.
Cependant, il existe une grande dispersion dans l’amplitude des changements
simulés dans de nombreuses régions comme l’Afrique de l’Est, l’Arabie et le
nord de l’Inde.
Plusieurs facteurs amplifient ou amortissent la réponse propre de l’atmosphère à l’insolation. Ils ont été décrits dans plusieurs articles de synthèse
(Braconnot, 2004 [3] ; Cane et al., 2006 [8]), et nous en reprenons ici les grandes
lignes. L’étude des rétroactions de l’océan et de la végétation s’est principalement effectuée via une méthode qui consiste à supprimer les rétroactions les
unes après les autres.
9.4.2.1 Le rôle de l’océan
L’océan est un acteur principal dans la modulation de l’amplitude et de la
phase du cycle saisonnier. La Figure 9.8 reprend le changement simulé de SST
pour des régions clefs des différents bassins océaniques tropicaux (Zhao et al.,
2005 [42]). Les modèles couplés capturent les principales caractéristiques de
l’évolution de la SST pour le climat actuel. On peut noter cependant que des
différences atteignent 0,5
◦ C à plus de 2
◦ C entre les simulations. L’amplitude
et la phase du cycle saisonnier sont relativement bien reproduites pour une
majorité de modèles. l’océan Indien est la région pour laquelle la dispersion