“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 346 — #369
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Paléoclimatologie
entre les résultats est la plus grande, les modèles ne capturant pas correctement le signal semi-annuel de la SST. Malgré les différences pour le climat
actuel, la réponse de l’océan au changement d’insolation est très cohérente
d’un modèle à l’autre. Toutes les régions tropicales sont marquées par un refroidissement dans la première partie de l’année, qui est une réponse directe au
changement d’insolation. Le réchauffement se produit un à deux mois après
le maximum de changement d’insolation suivant les régions considérées. Le
déphasage entre les régions vient du déphasage saisonnier d’insolation entre
l’hémisphère nord et l’hémisphère sud et des modifications locales de l’inertie
thermique de l’océan. Bien que les principaux changements soient relativement similaires entre les modèles, la dispersion entre les résultats atteint un
facteur 2. Les différences de phase sont plus larges entre les modèles en hiver
qu’en été, car le changement d’insolation est plus faible et dure plus longtemps. L’océan tropical relativement froid à la fin du printemps, au moment
du démarrage de la mousson, renforce le contraste entre la terre et l’océan,
et favorise l’advection d’humidité sur le continent. Dans l’océan Atlantique,
un dipôle se met en place de part et d’autre de 5
◦ N, avec des températures
plus chaudes au nord et plus froides au sud par rapport à la situation actuelle. Il renforce le talweg (zone de basse pression) situé entre 10 et 20
◦ N,
la convergence d’humidité dans cette région et le flux de mousson en Afrique
de l’Ouest. Ce différentiel entre les deux hémisphères vient en premier lieu au
différentiel de chauffage lié à l’insolation de part et d’autre de 5
◦ N. Le chauffage de l’océan superficiel est renforcé au nord de 5
◦ N par une diminution de
l’évaporation liée à la diminution des vents alizés, dont une partie converge
vers le continent africain au lieu de traverser l’Atlantique. De plus, le renforcement du flux de mousson induit un transport d’Ekman
1 dans les couches
superficielles de l’océan qui contribue à retarder le réchauffement de la région
située au sud de 5
◦ N (Zhao et al., 2005 [42]). Le système se relâche en automne
quand l’insolation au travers de l’équateur est suffisante pour homogénéiser
le gradient de température. En Inde et en Asie du Sud-Est, le réchauffement
de l’ouest de l’océan Indien et de la « warm pool » favorise la convergence
de la circulation de surface sur ces eaux chaudes au détriment du continent.
La mousson indienne semble moins amplifiée lorsque l’océan est interactif que
dans les simulations plus anciennes, réalisées avec des modèles d’atmosphère
forcés par les SST actuelles.
9.4.2.2 Le rôle de la végétation
Les changements de végétation constituent un autre facteur qui affecte les
caractéristiques de la mousson. Les changements de végétation modifient l’albédo de la surface et la façon dont l’eau du sol peut être exploitée. Suivant le
1. Le courant généré par le vent en surface est dévié à la droite du vent dans l’hémisphère
nord sous l’effet de la force de Coriolis et s’atténue en profondeur sous l’effet du frottement
sous forme d’une spirale (spirale d’Ekman). Le transport généré (transport d’Ekman) sur
l’ensemble de la couche d’Ekman (environ 100 m) est perpendiculaire au vent.
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Paléoclimatologie
entre les résultats est la plus grande, les modèles ne capturant pas correctement le signal semi-annuel de la SST. Malgré les différences pour le climat
actuel, la réponse de l’océan au changement d’insolation est très cohérente
d’un modèle à l’autre. Toutes les régions tropicales sont marquées par un refroidissement dans la première partie de l’année, qui est une réponse directe au
changement d’insolation. Le réchauffement se produit un à deux mois après
le maximum de changement d’insolation suivant les régions considérées. Le
déphasage entre les régions vient du déphasage saisonnier d’insolation entre
l’hémisphère nord et l’hémisphère sud et des modifications locales de l’inertie
thermique de l’océan. Bien que les principaux changements soient relativement similaires entre les modèles, la dispersion entre les résultats atteint un
facteur 2. Les différences de phase sont plus larges entre les modèles en hiver
qu’en été, car le changement d’insolation est plus faible et dure plus longtemps. L’océan tropical relativement froid à la fin du printemps, au moment
du démarrage de la mousson, renforce le contraste entre la terre et l’océan,
et favorise l’advection d’humidité sur le continent. Dans l’océan Atlantique,
un dipôle se met en place de part et d’autre de 5
◦ N, avec des températures
plus chaudes au nord et plus froides au sud par rapport à la situation actuelle. Il renforce le talweg (zone de basse pression) situé entre 10 et 20
◦ N,
la convergence d’humidité dans cette région et le flux de mousson en Afrique
de l’Ouest. Ce différentiel entre les deux hémisphères vient en premier lieu au
différentiel de chauffage lié à l’insolation de part et d’autre de 5
◦ N. Le chauffage de l’océan superficiel est renforcé au nord de 5
◦ N par une diminution de
l’évaporation liée à la diminution des vents alizés, dont une partie converge
vers le continent africain au lieu de traverser l’Atlantique. De plus, le renforcement du flux de mousson induit un transport d’Ekman
1 dans les couches
superficielles de l’océan qui contribue à retarder le réchauffement de la région
située au sud de 5
◦ N (Zhao et al., 2005 [42]). Le système se relâche en automne
quand l’insolation au travers de l’équateur est suffisante pour homogénéiser
le gradient de température. En Inde et en Asie du Sud-Est, le réchauffement
de l’ouest de l’océan Indien et de la « warm pool » favorise la convergence
de la circulation de surface sur ces eaux chaudes au détriment du continent.
La mousson indienne semble moins amplifiée lorsque l’océan est interactif que
dans les simulations plus anciennes, réalisées avec des modèles d’atmosphère
forcés par les SST actuelles.
9.4.2.2 Le rôle de la végétation
Les changements de végétation constituent un autre facteur qui affecte les
caractéristiques de la mousson. Les changements de végétation modifient l’albédo de la surface et la façon dont l’eau du sol peut être exploitée. Suivant le
1. Le courant généré par le vent en surface est dévié à la droite du vent dans l’hémisphère
nord sous l’effet de la force de Coriolis et s’atténue en profondeur sous l’effet du frottement
sous forme d’une spirale (spirale d’Ekman). Le transport généré (transport d’Ekman) sur
l’ensemble de la couche d’Ekman (environ 100 m) est perpendiculaire au vent.