Tendances reconstruites à partir d’enregistrements paléoclimatiques

Fig.1.23: Changements de la concentration atmosphérique en 14C (un proxy de l'activité solaire) au cours du dernier millénaire. Notez que les valeurs modernes sont situées du côté gauche de la figure. Figure mise à

disposition par United States Geological Survey (USGS).

Comme indiqué en annexe A, les changements climatiques du passé ont été parfois contraints par les variations de l'activité solaire (fig. 1.23). Il est aujourd’hui admis que la faible activité solaire du Minimum de Maunder et du Minimum de Spörer figure parmi les principales causes de l’apparition du Petit Age de Glace, une anomalie climatique présente entre 1400 et 1850 environ et caractérisée par une vaste couverture de glace sur l'Amérique du Nord et sur l'Europe (Cronin et al., 2003). De même, des conditions plus chaudes et plus humides sur le Nord de l'Europe pendant la Période Médiévale Chaude (~800-1300 après J.C.) seraient le résultat d’une activité solaire élevée pendant le Maximum Médiéval (Cronin et al., 2003) (fig. 1.23). Ces deux périodes sont des exemples de conditions climatiques globales contrastées, avec une période plus froide que la moyenne (le Petit Age de Glace) et une période plus chaude que la moyenne (la Période Médiévale Chaude). Quelques enregistrements paléoclimatiques datant de ces périodes sont disponibles pour le HCS et

d'autres EBUS et peuvent nous aider à comprendre le comportement spécifique de ces régions sous un climat global plus chaud ou plus froid.

Dans le Système de Courant de Californie, des conditions chaudes et arides prévalaient sur la Terre pendant la Période Médiévale Chaude, tandis que l'océan présentait des TSM fraîches (Graham et al., 2007), suggérant la présence d’un upwelling côtier intense. Dans la partie Nord du HCS (cad au Pérou), des conditions très arides ont également été rapportées pour la même période, et pourraient être dues à une migration de l'ITCZ vers le nord (Rein et al., 2004). Les carottes sédimentaires collectées au large de Callao (côte centrale du Pérou) révèlent que la Période Médiévale Chaude fut marquée par des conditions réductrices plus intenses que celles d’aujourd'hui. Des enregistrements paléoclimatiques prélevés dans l'Océan Pacifique tropical révèlent des changements contemporains, indiquant des TSM fraîches dans le centre et dans l’Est du Pacifique tropical durant cette période (Graham et al., 2007). Ce schéma confirmerait l'hypothèse selon laquelle la Période Médiévale Chaude dans la partie Est du Pacifique ressemblait à des conditions La Niña actuelles (Sifeddine et al., en préparation). Ces résultats ont tendance à montrer que pendant que la majorité de la planète était exceptionnellement chaude, les EBUS en général et le HCS en particulier étaient caractérisés par un océan côtier plus froid que la normale, et un climat plus sec que la normale sur le continent. Inversement, au cours du Petit Age de Glace, alors que la majorité de la planète connaissait des conditions particulièrement froides, une migration de l’ITCZ vers le sud dans l’Est du Pacifique (Koutavas et Lynch-Stieglitz, 2004) aurait entraîné une augmentation de l'humidité sur le continent ainsi qu’un affaiblissement des vents, de l'upwelling côtier et de la productivité le long des côtes sud-américaines (Sifeddine et al., 2008), conduisant à des TSM anormalement chaudes (Vargas et al., 2007; Sifeddine et al., 2008; Gutierrez et al., 2009). À la fin du Petit Age de Glace, les TSM au large du Pérou et du nord du Chili ont commencé à diminuer de nouveau, peut-être à cause d'un nouveau déplacement de l’ITCZ et de l'anticyclone subtropical du Pacifique Sud-Est vers le nord (Gutierrez et al., 2009), ou d’une augmentation du contraste thermique entre l’océan et le continent (Vargas et al., 2007). Des tendances similaires ont été déduites des TSM reconstruites à partir de carottes sédimentaires prélevées au large des côtes marocaines et remontant à 2500 ans: en accord avec les résultats issus d’autres EBUS, l’upwelling côtier au large du Cap Ghir (31°N) semble être en opposition de phase par rapport à la moyenne globale des anomalies de température, avec une intensification au cours de la Période Médiévale Chaude, une diminution au cours du Petit Age de Glace, et de nouveau une augmentation rapide au 20e siècle (McGregor et al., 2007). Toutefois, ces résultats sont sujets

à controverse, car les observations relevées au cours des dernières décennies indiquent une diminution des vents parallèles à la côte et une augmentation des TSM tout au long de la côte marocaine, à l’exception du Cap Ghir (Barton et Roy, en preparation). En effet, il est parfois difficile de déduire des tendances à long terme à partir d’observations in situ extraites dans un nombre limité de sites, d’autant que de telles tendances pourraient être sensibles à la période et/ou à la zone géographique choisie(s) (Demarcq, 2009).

Les tendances à long terme de l'activité solaire montrent que la Période Médiévale Chaude est la période la plus récente qui soit similaire à la nôtre en termes de forçage solaire (fig. 1.23). Bien que ce dernier ne se soit avéré que partiellement responsable du changement climatique actuel (Stott et al., 2003), le climat de la Période Médiévale Chaude pourrait être très semblable à celui de la période 1850-1950, qui suivit le Petit Age de Glace et précéda l’époque récente où les effets anthropiques commencèrent à dominer le réchauffement global. Des mesures historiques provenant du HCS et d’autres EBUS fournissent effectivement des preuves d’une tendance à l’augmentation des vents favorables à l’upwelling et au refroidissement de la TSM dans la période récente, en accord avec les proxys paléoclimatiques de l'époque médiévale:

Fig.1.24: Moyennes annuelles des valeurs mensuelles de vent parallèle à la côte (données ICOADS) au large de

la Californie (A), de la Péninsule Ibérique (B), du Maroc (C) et du Pérou (D et E). Pour chacune des séries temporelles, les lignes discontinues représentent la tendance linéaire correspondante, obtenues à partir de la méthode des moindres carrés. Adapté de Bakun (1990).

- les données de vent prises à bord de bateaux marchands montrent une tendance linéaire systématique au cours des dernières décennies à l’augmentation des vents parallèles à

la côte (~ 0,04 dyne.cm-2 par décennie pour le centre et le nord du Pérou) au large des côtes de la plupart des EBUS (fig. 1.24) (Bakun, 1990), y compris le nord du HCS (Jahncke et al., 2004). Les mesures de vent prises par le satellite QuickSCAT sur la période 2000-2007 indiquent également des tendances de +0,20 ms-1, +0.24 ms-1, et +0,04 ms-1 pour les côtes du Pérou ainsi que du Nord et du centre du Chili (respectivement 18°S-32°S et 32°S-42°S) (Demarcq, 2009);

- une augmentation de la fréquence des tempêtes de sable à échelle synoptique au large de Pisco au sud du Pérou (14°S), et dues au vent parallèle à la côte a été observée depuis 1950 (Escobar, 1993);

- les données des stations côtières de l'IMARPE (l’Institut Péruvien de Recherche en Sciences de la Mer) le long de la côte du Pérou montrent une tendance au refroidissement pour la TSM au Sud de 12°S et une légère tendance au réchauffement au Nord de 12°S au cours des 50 dernières années (S. Purca, communication personnelle) ;

Fig.1.25: Tendances anormales (moyenne mondiale déduite) de TSM (°C/décennie) issues des données

analysées ERSST (Smith et Reynolds, 2004) (carrés de couleur). Les lignes épaisses en trait plein (resp. en pointillés) indiquent des tendances positives (resp. négatives) de pression au niveau de la mer (Pa/décennie) provenant de la réanalyse NCEP-NCAR (Kalnay et al., 1996). Les fines lignes grises représentent le champ de pression climatologique moyen. Les croix noires indiquent les stations dans le Pacifique Sud où des données de pression à long terme sont disponibles. Adapté de Falvey et Garreaud (2009).

- en accord avec ces résultats, Falvey et Garreaud (2009) ont utilisé des champs globaux de TSM analysée et des données in situ sur la période 1979-2005 afin d’établir des tendances significatives au refroidissement sur la côte du Chili et du sud du Pérou (~0,15°C par décennie), mais aucune tendance claire dans la région Nord du Pérou (fig. 1.25). Leurs

résultats montrent également une tendance nette au réchauffement sur le continent, y compris dans la région proche de la côte (non présenté). De telles tendances sont consistentes avec celles simulées par un ensemble de modèles climatiques globaux pour la fin du 20e siècle, ce qui suggère qu’elles sont liées au changement climatique d’origine anthropogénique plutôt qu’à la variabilité décennale: en effet, en supposant que les éventuels modes de variabilité naturelle devraient s’annuler après avoir calculé la moyenne d’ensemble (Cai et Cowan, 2006), les structures de changement climatique communes à la plupart des modèles devraient représenter une réponse au forçage en GES;

- une augmentation nette de la concentration en chlorophylle-a à la surface de l’océan a été observée au large des principaux EBUS (dont le HCS) au cours de la dernière décennie à partir de données satellitaires (fig. 1.26) (Demarcq, 2009), en accord avec des tendances similaires révélées par les mesures in situ effectuées au large du Pérou par l’IMARPE au cours des 30 dernières années, qui suggèrent une augmentation possible de l’upwelling côtier.

Fig.1.26: Répartition spatiale des tendances en concentration en chlorophylle-a (mg m-3 décennie-1) à la surface de l’océan, à partir de données satellite SeaWiFS sur la période 1998-2007 pour les quatre principaux EBUS. Les fines lignes rouges (resp. noires) représentent l'isobathe 200m (resp. la position moyenne de l’isoplète 1 mg.m-3).

Adapté de Demarcq (2009).

Sur la base de ces observations, plusieurs théories ont été proposées afin d’expliquer les impacts des changements climatiques passés et du réchauffement global moderne sur les EBUS, et plus particulièrement sur le HCS. D’après l'hypothèse de Bakun (Bakun, 1990), l'intensification observée des vents favorables à l’upwelling ainsi que du refroidissement

conséquent de l'océan côtier dans les EBUS serait due à l’augmentation du contraste thermique terre-mer, consécutive à la réduction du refroidissement nocturne sur le continent avec l'augmentation de l’effet de serre (Sutton et al., 2007), comme le schématise la figure 1.27 pour la côte du Pérou (Bakun et Weeks, 2008). En outre, d’après Sutton et al. (2007), le ratio de réchauffement terre-mer est plus faible à proximité de l'équateur que dans les régions subtropicales car la différence d'humidité entre la terre et la mer (et donc la différence de capacité calorifique) est inférieure plus près de la zone de convergence intertropicale où la pluviométrie est plus élevée. Ceci pourrait expliquer les tendances plus fortes au refroidissement observées au large du Chili par rapport à celles observées au nord du Pérou, au moins partiellement.

Fig.1.27: Schéma du mécanisme d’intensification de l’upwelling: (a) une cellule ''thermique" de basses pressions

s'accumule sur la masse continentale du littoral, du fait du réchauffement plus rapide de la surface continentale par rapport à l'océan, exerçant ainsi une tension de vent géostrophique dirigée vers l’équateur à la surface de la mer qui, à son tour, provoque un transport d’Ekman des eaux de surface dirigé vers le large, ainsi que la résurgence associée des eaux profondes, nécessaire au remplacement des eaux de surface transportées vers le large; (b) l'accumulation des gaz à effet de serre dans l'atmosphère réchauffe le littoral et inhibe son refroidissement nocturne, augmentant alors l'intensité moyenne de la cellule côtière de basses pressions et des vents favorables à l’upwelling, qui en retour provoquent des augmentations quadratiques (ou plus) du transport de surface vers le large et de l'upwelling qui en résulte. Source: Bakun et Weeks (2008).

D'autre part, l'affaiblissement observé (Vecchi et al., 2006) et prévu de la circulation de Walker au-dessus du Pacifique tropical et des vents alizés associés (Vecchi et al., 2006; Vecchi et Soden, 2007) devrait provoquer un réchauffement de l'océan Pacifique équatorial, en particulier dans l'Est en raison d'une réduction du gradient zonal de TSM et de la

thermocline (Hansen et al., 2006; Vecchi et al., 2008). Selon cette vision, des eaux tropicales chaudes seraient advectées vers la côte du Pérou (via l'EUC, les Jets Tsuchiya et/ou le CPCC – cf. section précédente), où elles pourraient approvisionner le PCUC et enfin l’upwelling côtier: ceci résulterait en une tendance au réchauffement qui s'opposerait à la tendance au refroidissement décrite ci-dessus. En outre, la réduction de la circulation atmosphérique tropicale pourrait avoir une incidence sur la cellule de circulation méridienne dans le Pacifique Sud-Est, bien que la connexion entre les deux systèmes reste mal comprise: par exemple, au cours de certains événements El Niño (mais pas tous), les vents favorables à l'upwelling sont intensifiés (Bakun et Weeks, 2008), alors que les alizés, la circulation de Walker et l’anticyclone subtropical sont plus faibles (voir rubrique 1.2. de ce chapitre).

D'autre part, d’après les séries temporelles analysées par Bakun et Weeks (2008) (leur figure 6), des valeurs positives de corrélation déphasée entre les alizés du Pacifique et les vents au Pérou semblent être présentes toute l'année pendant les années 50 et 60, bien qu’une telle relation apparaisse moins clairement après le changement de régime climatique du Pacifique tropical au milieu des années 70. Enfin, l'effet direct des GES induit par l'augmentation du forçage radiatif pourrait également avoir un effet de réchauffement sur l'océan au large du Pérou et du Chili, même si une telle tendance pourrait être plus faible dans les EBUS qu'ailleurs, parce que la teneur réduite en vapeur d'eau dans l'atmosphère associée à la présence de l’anticyclone subtropical pourrait freiner l'augmentation de l'effet de serre.

Dans l'ensemble, les changements climatiques moderne et futurs dans le HCS semblent être liés à des effets opposés de réchauffement et de refroidissement qui sont susceptibles de moduler la réponse de l’upwelling côtier au réchauffement climatique de manière significative. Ces rétroactions en compétition pourraient être sensibles à la latitude, ce qui pourrait expliquer les différences de tendances observées dans les parties Sud et Nord du HCS.

La modélisation climatique peut être utilisée pour essayer de reproduire les changements observés dans le HCS en relation avec le réchauffement global, et pour en déduire des scénarios futurs à l'échelle régionale. Une telle approche est complémentaire des études basées sur des enregistrements sédimentaires et/ou des observations historiques, en particulier dans la mesure où elle permet de tester la pertinence des théories mentionnées ci- dessus, et éventuellement de quantifier le poids relatif des différents processus de réchauffement et de refroidissement mis en jeu. Une synthèse de la littérature sur les changements climatiques futurs dans le HCS est proposée dans la sous-section suivante.

1.2.2. Tendances actuelles et futures à partir d’études de modélisation

La dynamique de l'upwelling côtier et sa réponse au changement climatique ainsi qu’à la variabilité décennale semblent être guidées par des processus intervenant sur différentes échelles spatiales: 1) à l'échelle mondiale, les émissions de GES induites par le forçage radiatif provoque une tendance au réchauffement partout à la surface de la Terre, y compris dans les EBUS et dans le HCS; 2) à l'échelle d’un bassin océanique, la dynamique du climat équatorial pourrait avoir un impact significatif sur le climat régional; 3) à l'échelle régionale, les changements dans le forçage atmosphérique exercé par les anticyclones subtropicaux peuvent influencer la force et la variabilité des vents favorables à l’upwelling; 4) à l'échelle locale, les interactions terre-air-mer peuvent influencer directement les vents locaux et la dynamique des upwellings côtiers. Tandis que les CGCMs peuvent permettre dans une large mesure d’étudier la réponse des EBUS à des changements s’opérant sur des échelles allant du global au régional, la modélisation océanique à plus haute résolution est nécessaire pour étudier les processus à plus fine échelle tels que ceux liés au contraste thermique terre-mer dans la région côtière, à l'origine de l'hypothèse de Bakun. Dans ce qui suit, nous passons brièvement en revue les principales études de modélisation utilisant les sorties de CGCMs pour en déduire la dynamique et la variabilité à long terme des EBUS et du HCS, avant de présenter quelques résultats issus d’études de modélisation régionale:

- Diffenbaugh (2005) s’est servi des simulations du CMIP3 effectuées par un ensemble multi-modèles de 18 CGCMs pour le climat du 20e siècle et pour les expériences

20th century climate change commitment et SRES A2 afin d’étudier la réponse du forçage

atmosphérique à grande échelle dans les EBUS au changement climatique mondial. L’auteur trouve des réponses similaires pour les quatre principaux EBUS, incluant une relaxation de la force et de la variabilité du vent dirigé vers l'équateur, au moment de l’année où celui-ci est à son maximum, ce qui est en contradiction avec Bakun (1990). Toutefois, Diffenbaugh (2005) ne propose pas explicitement de mécanisme physique pour expliquer cette diminution du vent. De plus, les modèles qu’il considère sont incapables de reproduire les tendances à long terme et la variabilité interannuelle observées au cours du 20e siècle, ce qui sème le doute sur la fiabilité de ces prévisions d'ensemble. Il convient de noter que presque tous les modèles de la base de données du CMIP3 ont été utilisés dans son étude, sans évaluation préalable des performances individuelles de chaque modèle, ni d’identification de sous-ensembles de modèles plus réalistes.

- D'autre part, Garreaud et Falvey (2008) ont utilisé 9 CGCMs issus du même ensemble de modèles pour étudier les changements dans la variabilité du vent côtier au large du Chili déduits à partir des simulations Climat du 20e siècle, SRES A2 et B2. Les auteurs

trouvent une réponse cohérente au sein de l'ensemble, avec une augmentation de l'intensité de l’anticyclone subtropical et des vents favorables à l’upwelling. Contrairement à Diffenbaugh (2005), les simulations effectuées sur le climat du 20e siècle montrent des tendances similaires à celles déduites des observations. Afin de mieux documenter l'impact de ces changements sur la région côtière, Garreaud et Falvey (2008) ont forcé un modèle atmosphérique régional avec les sorties des CGCMs: ils montrent que l'intensification à grande échelle des vents dirigés vers l'équateur prévue au large du Chili pour la fin du 21e siècle est associée à 1) une extension vers le sud des vents favorables à l'upwelling jusqu'à environ 41°S, 2) une augmentation de la fréquence et de la durée des événements de jets côtiers, et 3) une intensification des vents du sud en hiver austral, transformant l'upwelling saisonnier au large du Chili à un upwelling quasi-permanent, comme c’est le cas au Pérou.

- Falvey et Garreaud (2009) ont utilisé un ensemble de 21 CGCMs et une vaste compilation d'observations in-situ et de produits analysés grillés afin de déduire des tendances récentes et futures pour la température dans la région du HCS, à la fois sur le continent et dans l'océan. En accord avec Bakun (1990) et avec Bakun et Weeks (2008), les auteurs ont constaté une tendance claire au réchauffement sur le continent à la fois dans l'ensemble de modèles et dans les observations, ainsi qu’une tendance au refroidissement dans les observations de TSM au large du Chili. Comme nous l’avons mentionné précédemment, la tendance est moins nette au large du Pérou. D'autre part, bien que les TSM simulées au Pérou ne présentent pas de tendance au refroidissement, une tendance au réchauffement a été observée partout ailleurs dans le monde, sauf dans l'Océan Austral et au large du Chili. Par conséquent, les tendances anormales par rapport à la tendance moyenne globale en TSM (fig. 1.25) sont négatives à la fois au large du Pérou et du Chili, en accord avec l'intensification du système de hautes pressions et des vents parallèle à la côte d’après Garreaud et Falvey (2008). Il convient de noter que ce réchauffement minimum prévu dans le Pacifique Sud-Est ne peut être expliqué par une plus grande efficacité des flux de chaleur latente uniquement, comme c’est le cas dans certaines régions soumises aux alizés telles que l’Atlantique Nord tropical par exemple (Leloup et Clement, 2009), puisque celà nécessiterait un faible changement en vitesse du vent, ce qui n’est pas le cas au large du Pérou et du Chili.

Similairement à Garreaud et Falvey (2008), Snyder et al. (2003) ont utilisé un modèle régional de circulation atmosphérique afin d’étudier les changements dans la tension de vent de surface et dans le rotationnel de la tension de vent dans le Courant de Californie, entre les scénarios PIcntrl et 2xCO2. Ils ont également constaté une augmentation des vents

favorables à l’upwelling au cours de la saison de l’upwelling. D'autre part, Auad et al. (2006) ont utilisé un modèle océanique régional forcé par des vents de surface « downscalés », des flux de chaleur et des conditions aux frontières ouvertes obtenus à partir d'un scénario de 36% d'augmentation du CO2. En accord avec Snyder et al. (2003), ils constatent une intensification

de l'upwelling côtier en réponse à l’augmentation du vent de surface. Une telle intensification