Résultats principaux

L’AR5 présente les résultats obtenus dans le cadre du projet CMIP5 par dif-férents instituts de recherche au moyen de 61 modèles de climat.

Le premier résultat sans équivoque est la continuation de la hausse de la tempé-rature globale durant tout le 21èmesiècle quelque soit le scénario RCP suivi (Figure 1.19). Cependant, l’amplitude du changement dépend directement de l’intensité du forçage radiatif imposé. Elle varie de [0.3,1.7]°C pour le RCP2.6 à [2.6,4.8]°C pour le RCP8.5 en prenant la différence absolue entre les périodes 1986-2005 et 2081-2100. Pouvoir limiter le réchauffement à 2°C d’ici à la fin du siècle par rapport aux conditions pré-industrielles est probable selon le RCP2.6 avec une confiance mo-dérée, tandis que cela devient improbable avec un haut niveau de confiance selon les scénarios RCP6.0 et RCP8.5 (Collins et al., 2013). Il est quasiment certain que cette augmentation de température globale s’accompagnera d’une augmentation globale des précipitations (Figure 1.20). Celle-ci correspondra à un changement global de 1 à 3% par °C pour tous les scénarios, à l’exception du RCP2.6 ayant une gamme de réponses plus grande.

L’augmentation des températures ne sera pas uniforme (Figure 1.21, gauche). Son amplitude sera plus grande au-dessus des continents par rapport aux régions océaniques. L’Arctique semble être la région qui se réchauffera le plus, en raison de la fonte progressive de la glace de mer et donc d’un albédo beaucoup plus faible. Par contre, cette amplification polaire ne se retrouve pas en Antarctique en raison des caractéristiques de la circulation océanique et du maintien des éten-dues de glace dans cette région (Gregory, 2000). Il est presque certain que la fréquence des températures extrêmement élevées augmentera, alors que celle des températures extrêmement basses diminuera. Ce phénomène est projeté tant à

48 La modélisation du changement climatique

Figure 1.19 :

Évolution tempo-relle des anomalies de température globale moyenne à la surface par rapport à la réfé-rence fixe 1986-2005, issue de l’exercice CMIP5 pour chaque scénario RCP (tiré de Collins et al., 2013).

Figure 1.20 : Changements globaux de pré-cipitations en mm/jour par rapport aux chan-gements globaux de température de surface en degrés °C selon une référence fixe 1986-2005, issus de l’exercice CMIP5 pour chaque scé-nario RCP. Chaque ligne représente un mo-dèle de climat différent (tiré de Collins et al., 2013).

Figure 1.21 :Changements spatiaux de température (à gauche) et de précipitations (à droite) dérivés de l’exercice CMIP5, normalisés pour un changement de température globale de 1°C. Ces changements sont calculés par des différences de moyennes sur des périodes de 20 ans (i.e. 1986-2005 et 2081-2100) pour tous les scénarios RCP (tiré de Collins et al., 2013).

l’échelle journalière qu’à l’échelle saisonnière. L’augmentation de la fréquence des extrêmes chauds s’accompagnera d’une augmentation de la durée et de l’intensité de ces épisodes, occasionnant un stress thermique important (Collins et al., 2013). La tendance globale de l’augmentation des précipitations sera associée à de larges déséquilibres régionaux (Figure 1.21, droite). Des régions expérimenteront une augmentation des précipitations, d’autres une diminution, alors que d’autres

1.3. La projection des changements futurs 49

encore n’expérimenteront pas de changements significatifs. Ces changements se traduiront par l’augmentation du contraste entre les régions de convergence et de divergence et entre les saisons sèches et les saisons humides (Chou et al., 2013; Collins et al., 2013; Liu et Allan, 2013). Ils sont expliqués comme des conséquences directes de la relation de Clausius-Clapeyron, l’augmentation du transport de va-peur d’eau de l’équateur vers les pôles, et partiellement du ralentissement de la circulation de Hadley (Vecchi et Soden, 2007; Allan, 2012; Bony et al., 2013; Chadwick et al., 2013; Collins et al., 2013). La Figure 1.22 résume les change-ments principaux du cycle hydrologique. Les projections de CMIP5 montrent une humidification dans les régions équatoriales, un assèchement dans la partie haute des tropiques associé à l’extension de la cellule de Hadley et une humidification dans les hautes latitudes. Des particularités régionales sont cependant à prendre en compte (Figure 1.21, droite), comme le fort assèchement du bassin méditer-ranéen et de l’Amérique centrale ou encore l’humidification du Nord de l’Océan Indien.

Figure 1.22 : Diagramme schématique des changements majeurs projetés pour le cycle hydrologique. Les flèches bleues indiquent les mouve-ments principaux de l’eau dans le système climatique. Les zones ombrées repré-sentent les régions ayant une forte probabilité de s’assécher ou de s’humidifier. Les flèches jaunes indiquent un important changement de la circulation de Hadley (tiré de Collins

et al., 2013)

La répartition de la végétation est également modifiée dans un contexte de changement climatique. Par exemple, l’étendue des forêts diminuera potentielle-ment dans les tropiques, alors qu’elle augpotentielle-mentera dans les hautes latitudes (Malhi

et al., 2009; Collins et al., 2013; Holmgren et al., 2013). De manière générale, toute

région de la planète a un risque non-nul de voir un changement de sa végétation au cours du siècle, à part dans le cas où le réchauffement global est limité à 2°C par rapport aux conditions pré-industrielles (Ostberg et al., 2013). Dans un monde de 2°C plus chaud que dans la période 1980-2010, entre 5 et 19% des surfaces conti-nentales expérimenteraient un changement sévère de leur végétation selon une étude d’un ensemble de modèles de végétation (Warszawski et al., 2013, s’y réfé-rer pour la définition de leur seuil de sévérité). Lorsque l’on considère un monde de 3°C plus chaud, la médiane de cette fraction monte jusqu’à 35%. Parmi les plus touchées, on peut noter la toundra, les herbacées du plateau tibétain, la savane africaine et les forêts boréales et amazoniennes. Les changements de répartition de la végétation influencent également les conditions climatiques. Dans les hautes latitudes Nord par exemple, l’expansion de la végétation due au réchauffement a tendance à réduire l’albédo de surface et donc à augmenter le réchauffement dans ces régions (Falloon et al., 2012; Port et al., 2012).

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