THESE - es.ucsc.edupierre/Sepulchre_PhDMS.pdf · 3.2.3.1 Conditions aux limites : Le forçage par...

THESE

pour l’obtention du Grade de DOCTEUR DE L’UNIVERSITE DE POITIERS

(Faculté des Sciences Fondamentales et Appliquées) (Diplôme National - Arrêté du 7 août 2006)

Ecole Doctorale : Ingénierie Chimique, Biologique et Géologique

Secteur de Recherche : Terres solides et enveloppe superficielle

Présentée par :

Pierre Sepulchre

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Compréhension et Modélisation du climat d'Afrique centrale au Miocène

supérieur. Application au bassin hydrographique du Tchad.

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Directeurs de Thèse : Michel Brunet, Gilles Ramstein

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Soutenue le 11 janvier 2007

devant la Commission d’Examen

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JURY

Michel Brunet (Directeur de thèse) Gilles Ramstein (Directeur de thèse)

Frédéric Fluteau (Examinateur) Jean-Jacques Jaeger (Examinateur)

Dominique Jolly (Rapporteur) Gerhard Krinner (Rapporteur) William F. Ruddiman (Invité)

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A Dominique, qui aurait bien rigolé (et aurait peut-être été un peu gêné) s’il avait su que je lui dédiais ce travail…

« En voiture Simone !»

Remerciements Les remerciements. C’est le plus pénible. C’est l’exercice de style légitime que doit réali-ser le thésard au moment où il est bien sec, vidé par l’énergie que lui a demandée la ré-daction de son manuscrit. Bref, la corvée pseudo-littéraire qu’on exige d’un scientifique, au moment où celui-ci est certainement dans les moins bonnes dispositions pour l’exécuter. De plus, c’est un exercice périlleux, dans le sens où il est facile de tomber dans la « Private Joke » inintéressante pour la plupart des lecteurs, voire de goût douteux (par exemple : « Je remercie Claude Allègre »), et encore plus aisé d’oublier des person-nages ayant joué un rôle important, qu’il soit ponctuel ou permanent, dans l’intervalle de temps imparti pour ce travail de thèse (en l’occurrence, trois ans et des poussières). Voilà toutes ces raisons, pendant des mois après la fin de la rédaction de mon manuscrit, j’ai séché. Abandonné, oublié, laissé de côté. Quelle erreur ! L’émotion liée à la rédaction étant enterrée, je n’ai plus ni courage ni ins-piration pour écrire des remerciements exhaustifs et qui ont un minimum de style. Voilà donc un concentré, forcément incomplet. Mon seul espoir est que les personnes importan-tes que j’ai oubliées (1) sachent que j’ai une mémoire minable ou (2) ne lisent jamais ce manuscrit ! Je souhaite remercier Dominique Jolly, parti bien trop tôt. Bien que n’ayant joué qu’un maigre rôle dans cette thèse, il fût le premier, deux ans avant le début de ce travail, à me passionner pour la recherche, à écarter mes doutes d’un rire ou d’une plaisanterie. Il a été d’une honnêteté et d’une droiture rare lorsque j’ai décidé de quitter l’ISE-M pour com-mencer ma thèse au LSCE. Je lui dédis ce travail. Je remercie Gilles Ramstein, directeur de thèse extraordinaire (et je pèse mes mots), qui a su m’initier à la modélisation et me mettre une pression nécessaire et suffisante pour que je puisse faire ma recherche et la valoriser dans les temps (pas assez à son goût ^_^). Je souhaite à beaucoup d’étudiants d’avoir un tel encadrement. Je remercie également Mi-chel Brunet, co-directeur de thèse, pour m’avoir laissé une grande liberté d’action tout en me faisant participer à deux missions de terrain inoubliables. Viennent les acteurs essen-tiels au bon déroulement de ma thèse : Masa Kageyama pour l’initiation à LMDz et sa patience pour me faire passer de l’état de palynologue amateur à modélisateur pseudo-confirmé. Gerhard Krinner, Frédéric Fluteau, pour les mêmes raisons. Mathieu Schuster pour m’avoir recadré sur la réalité des données… J’en oublie des dizaines : J.-J. Tierce-lin, Raymonde Bonnefille, Didier Paillard, pour tous leurs conseils… Puis tous ceux qui m’ont aidé, soutenu, chambré et sont devenus des amis : François De-lage, Guillaume Le Hir, Arnaud Caubel, Yannick Donnadieu… et tous les autres, parte-naires/adversaires de parties de foot ou de basket. Bien entendu, je remercie les (autres) membres du jury, Jean-Jacques Jaeger, qui a joué un rôle important dans l’intervalle DEA-thèse, puis William F. Ruddiman, qui a accepté, avec une simplicité qui l’honore, de juger mon travail. Enfin, merci à mes amis proches, à mes parents, à mes sisters and ze brother (la lecture des escapades coréennes en ligne de ce dernier m’a évité de sombrer lors de la rédaction

de ce manuscrit). Enfin-fin, last but but far from being least, merci à la « encore plus pro-che », qui m’a bien aidé, aussi, à sa manière. Bonne lecture.

Table des matières

PREAMBULE 1 LES DECOUVERTES PALEONTOLOGIQUES DU TCHAD ET LE CONTEXTE CLIMATIQUE DU MIO-PLIOCENE 3 ORGANISATION DE LA THESE 7

1 SYSTEME CLIMATIQUE, CIRCULATION TROPICALE ET

MODELISATION DU CLIMAT 11

1.1 LES COMPOSANTES DU SYSTEME CLIMATIQUE 13 1.2 LES SOURCES DE PERTURBATION DU SYSTEME CLIMATIQUE 16 1.3 LA MACHINE THERMIQUE ATMOSPHERIQUE 19 1.4 LA CIRCULATION DE HADLEY ET LES MOUSSONS 21 1.4.1 LES CELLULES DE HADLEY 21 1.4.2 LES CIRCULATIONS DE MOUSSON ET LA MOUSSON D’AFRIQUE DE L’OUEST 22 1.4.2.1 Les circulations de mousson 22 1.4.2.2 La zone de convergence intertropicale 23 1.4.2.3 La mousson d’Afrique de l’Ouest et son impact sur le Tchad 24 1.5 LA MODELISATION CLIMATIQUE 28 1.5.1 UNE HIERARCHIE DE MODELES 28 1.5.2 LE MODELE LMDZ 30 1.5.2.1 Principe de fonctionnement 30 1.5.2.2 Configuration du modèle et conditions aux limites 32 1.5.2.3 La question de la résolution spatiale 34 1.5.3 LE MODELE DE SURFACE ORCHIDEE 36 1.5.4 CHOIX DE LA VERSION DE LMDZ 38 1.6 EN RESUME… 40

2 LE BASSIN HYDROGRAPHIQUE DU TCHAD :

CARACTERISTIQUES, EVOLUTION, MODELISATION 41

2.1 CARACTERISTIQUES DU BASSIN TCHADIEN ET CONCEPT DE MEGA LAC TCHAD 42 2.1.1 LES CARACTERISTIQUES PHYSIQUES DU BASSIN 42 2.1.2 CONCEPT ET EVIDENCES D’UN MEGA-TCHAD A L’HOLOCENE 44 2.1.3 EXTENSION DU CONCEPT AU MIOCENE 45 2.1.4 CONSEQUENCES THEORIQUES POTENTIELLES D’UN MEGALAC SUR LE CLIMAT REGIONAL 46 2.2 LES PREMIERES MODELISATIONS DU FONCTIONNEMENT DU BASSIN DU TCHAD 47 2.2.1 LE MODELE DE KUTZBACH (1980) 47 2.2.2 LES MODELES DE GAC ET DE SCHUSTER : 48 2.3 LE MEGA TCHAD DANS LMDZ 51

2.3.1 APPROCHE PRELIMINAIRE : PREMIERE ETUDE DE SENSIBILITE 51 2.3.1.1 Conditions aux limites 51 2.3.1.2 Résultats 52 2.3.2 UN LAC DANS LMDZ : UN NOUVEAU SCHEMA DE SOUS-SURFACE 58 2.3.3 EXPERIENCES 62 2.3.4 RESULTATS 62 2.4 EN RESUME… 66

3 IMPACT DES TEMPERATURES DE SURFACE DU GOLFE DE

GUINEE ET DU BASSIN MEDITERRANEEN 68

3.1 ARTICLE ACCEPTÉ À GLOBAL AND PLANETARY CHANGE 69 3.1.1 ABSTRACT 70 3.1.2 INTRODUCTION 71 3.1.2.1 Lake Chad Basin characteristics and the Lake Mega-Chad concept 71 3.1.2.2 African mid-Holocene climate 74 3.1.3 MODELLING THE LMC: THE GAC HYDROLOGICAL MODEL AND ITS RECENT IMPROVED VERSION 75 3.1.4 MODELLING MID-HOLOCENE CLIMATE: IMPACT ON THE LAKE CHAD BASIN 77 3.1.5 SIMULATED GENERAL CLIMATE PATTERNS OVER AFRICA 78 3.1.6 SIMULATED RAINFALL AND EVAPORATION OVER THE LAKE CHAD BASIN 80 3.1.7 DISCUSSION AND CONCLUSIONS 82 3.1.7.1 Discussion 82 3.1.7.2 Conclusion 83 3.1.8 REFERENCES 84 3.2 IMPACT DES TEMPERATURES DE L’ATLANTIQUE EST-EQUATORIAL SUR LES PRECIPITATIONS 88 3.2.1 LA THEORIE : UNE HISTOIRE D’EQUILIBRE 88 3.2.2 EVOLUTION DES FORÇAGES DES SST DEPUIS LE MIOCENE 90 3.2.3 TESTS DE SENSIBILITE AUX SST 92 3.2.3.1 Conditions aux limites : Le forçage par les SST 92 3.2.3.2 Résultats et interprétations 95 3.2.4 DISCUSSION QUANT A LA PERTINENCE DES RESULTATS… ET DES CHOIX DE SIMULATION 98 3.2.5 DISCUSSION QUANT AU ROLE DE L’ATLANTIQUE SUR L’EVOLUTION DES PRECIPITATIONS DU BASSIN TCHADIEN DEPUIS LE MIOCENE 99 3.3 IMPACT DES TEMPERATURES DE LA MEDITERRANEE 100 3.3.1 THEORIE 100 3.3.2 EXPERIENCES DE SENSIBILITE 102 3.3.3 INTERPRETATION DES SIGNAUX ET CONSEQUENCES SUR LES PRECIPITATIONS CONTINENTALES 103 3.4 EN RESUME… 107

4 EVALUATION DE L’IMPACT DES CHANGEMENTS

OROGRAPHIQUES DE L’AFRIQUE DE L’EST A L’ECHELLE

CONTINENTALE 108

4.1 QUELLES SONT LES CONNEXIONS POTENTIELLES ENTRE LA TECTONIQUE ET LE CLIMAT ? 109 4.1.1 EFFETS THERMIQUES D’UNE ELEVATION DE RELIEF 109 4.1.2 IMPACT POTENTIELS SUR LA CIRCULATION ET LA REPARTITION DES PLUIES 111 4.2 HISTOIRE ET IMPACT CLIMATIQUE DE LA TECTONIQUE EN AFRIQUE DE L’EST 112 4.2.1 LE RIFT EST-AFRICAIN 112 4.2.2 ARTICLE PUBLIE DANS SCIENCE : TECTONIC UPLIFT AND EASTERN AFRICA ARIDIFICATION 115 4.2.3 COMMENTAIRES SUR L’ARTICLE ET PERSPECTIVES LIEES A CE TRAVAIL 129 4.3 IMPACT DU RIFT SUR L‘AFRIQUE DE L’OUEST ET LE BASSIN DU TCHAD 132 4.4 EN RESUME… 138

5 CONCLUSIONS GENERALES 140

5.1 QUESTIONS, REPONSES, PERTINENCE 141 5.1.1 REPONSES A LA PROBLEMATIQUE 141 5.1.2 PERTINENCE DES CONFIGURATIONS ET DES SENSIBILITES ANALYSEES 143 5.2 PERSPECTIVES 144 5.2.1 AMELIORATION DES METHODES 144 5.2.2 PERSPECTIVES A COURT TERME 144 5.2.3 PERSPECTIVES A PLUS LONG TERME. DATA-DEPENDENCE. 145 5.3 OUVERTURE SUR L’INTER-DISCIPLINARITE 146 REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 147 ANNEXES 159

Introduction

1

Préambule Paléoanthropologie et paléoclimatologie sont deux disciplines scientifiques qui ont énormément évolué au cours des dernières décennies. Les découvertes suc-cessives et récentes de fossiles allant des primates anciens de l’Oligocène (34-24 millions d’années avant le présent, par la suite noté Ma) du Pakistan (Marivaux et al., 2005) aux premiers hominidés du Miocène supérieur (7 Ma) du Tchad (Brunet et al., 1995; Brunet et al., 2005; Brunet et al., 2002), en passant par les hominoïdes du Miocène moyen d’Asie du Sud-Est (Chaimanee et al., 2003), ont ainsi « secoué l’arbre de l’évolution des primates» (Jaeger and Marivaux, 2005) et permis de contraindre de plus en plus finement l’histoire du rameau humain. Par ailleurs, si l’image d’Epinal du paléontologue passant des heures à fouiller le sédiment pour en extraire les fossiles (pour les nettoyer, compter, trier, détermi-ner, inventorier), est toujours proche de la réalité, le traitement des découvertes après détermination a quant à lui énormément évolué grâce aux nouvelles tech-nologies. Plusieurs publications récentes (Zollikofer et al., 2005) ; (Guy et al., 2005) sur ce sujet mettent ainsi en exergue l’importance de nouvelles techniques de visualisation pour passer outre les déformations liées à la taphonomie, en re-construisant virtuellement la structure tridimensionnelle des fossiles, et obtenir des mesures précises permettant une approche quantitative des caractères, me-nant à des traitements statistiques. La paléontologie est ainsi passée d’une science naturaliste de terrain à une discipline ralliant un très large faisceau de re-cherche (palynologie, statistiques, modélisation…). Dans le même temps, la paléoclimatologie a pu également faire un bond en avant grâce à des progrès techniques. L’amélioration de la précision et des gammes temporelles1 des datations absolues, les profondeurs de forage de plus en plus importantes dans les calottes polaires (EPICA, 2004) en sont une illustration. La montée en puissance des machines de calcul (Annexe 1) a permis, quant à elle, l’élaboration de simulations numériques avec des résolutions spatiales accrues et une représentation d’un nombre croissant de processus. Ainsi, si la modélisation a permis dans un premier temps de quantifier des paramètres climatiques (tempé-rature, pluies), les modèles d’aujourd’hui commencent à simuler des change-ments environnementaux (productivité de la biomasse, répartition géographiques de types d’associations végétales) pour le futur comme pour le passé. Ces modè-les restent encore imparfaits, mais leur amélioration est constante et les échelles spatio-temporelles de plus en plus fines (Kueppers et al., 2005).

1 « Le développement récent des spectromètres de masse en phase gazeuse d’une part et des lasers de puissance d’autre part permet la datation 40Ar/39Ar (dérivée de la méthode K/Ar) d’événements géologiques situés entre plus de 3,5 milliards d’années et quelques milliers d’années. C’est la seule méthode de datation qui permette de recouvrir une aussi large part de l’histoire de la Terre, et ceci avec une procédure expérimentale et un appareil-lage identiques, quelle que soit la période de temps étudiée. » (Féraud, 2006, com. pers.)

Préambule

2

Dans le contexte climatique bien particulier dans lequel nous travaillons, ces modèles sont principalement utilisés pour tenter de prédire les conséquences climatiques et environnementales du relargage massif des gaz à effet de serre ré-alisé par le monde industrialisé depuis 150 ans. Néanmoins, ces modèles, nous le verrons plus loin, restent avant tout des représentations mathématiques (nécessai-rement simplifiées) des lois physiques et dynamiques des compartiments du sys-tème climatique. On peut donc, en appréhendant correctement la modélisation du climat actuel, et moyennant des connaissances des données paléo-climatiques, appliquer ces techniques de modélisation aux climats passés, en cherchant soit à connaître la sensibilité du modèle à des paramètres ayant varié dans le passé, soit à construire des simulations réalistes d’une période donnée (voir 1.5). Le sujet dont traite ce manuscrit a été conçu à l’interface entre la paléoanthropo-logie et la paléoclimatologie, et son élaboration est en relation directe avec leurs récents progrès respectifs. Il s’agira en effet ici d’étudier les changements clima-tiques étant intervenus au Miocène supérieur (ca. 7 Ma) en Afrique centrale, ré-gion particulièrement intéressante puisqu’elle est le lieu de découvertes majeures en paléoanthropologie. Cependant, le lien avec l’évolution des hominidés se can-tonnera à ces représentations climatiques et environnementales. Il ne s’agira donc pas d’émettre des hypothèses quant à l’impact des scénarios paléoclimati-ques proposés sur l’évolution des primates, mais bien de contraindre au mieux les mécanismes qui ont mené au climat enregistré par les données fossiles et sé-dimentaires.

Figure 1 : Replacement de ce travail de thèse dans un contexte « évolutif » général. L’étude des paléoclimats, des paléoenvironnements et de leurs interactions

Introduction

3

Les découvertes paléontologiques du Tchad et le contexte climatique du Mio-Pliocène Entre 1925 (Australopithecus africanus) et 1995, tous les fossiles d’hominidés anciens ont été découverts dans les parties sud ou est de l’Afrique. Cette réparti-tion géographique particulière a conduit Kortlandt (Kortlandt, 1972) puis Cop-pens (Coppens, 1983) à populariser le concept d’East Side Story. Cette théorie inféode les hominidés aux milieux ouverts de type savane, présents au Miocène et au Pliocène en Afrique de l’Est. Selon ces auteurs, le soulèvement lié au Rift Est-Africain aurait créé une zonation du climat de sorte que les précipitations, bloquées par les montagnes, seraient restées cantonnées à l’Ouest, arrosant les forêts tropicales dans lesquelles auraient évolué les grands singes, alors qu’à l’Est, le climat devenu plus aride, aurait vu l’émergence des hominidés. Cette théorie a eu le mérite de tenter d’illustrer de façon simple les mécanismes évolu-tifs de ce que l’on croyait être à l’époque premiers hominidés et les liens que ceux-ci ont pu entretenir avec l’évolution du climat africain. L’East Side Story a commencé à vaciller en 1995, lorsque la Mission Paléo-anthropologique Franco-Tchadienne (MPFT) découvre la mandibule d’Austhralopithecus bahrelghazali (Abel) dans des sédiments Pliocène du désert du Djourab, au Tchad, à 2500 km à l’Ouest du Rift (Brunet et al., 1995). Bien que dans la décennie suivante, d’autres découvertes d’hominidés anciens en Afrique de l’Est avaient lieu (Haile-Selassie, 2001; Leakey et al., 2001; Senut et al., 2001), le concept d’East Side Story a été logiquement invalidé lorsque la MPFT a publié la découverte d’un hominidé encore plus ancien (ca. 7 Ma), Sahelanthropus tchadensis (Tou-maï), là encore dans le bassin du Tchad (Brunet et al., 2002, 2005). L’importance, d’un point de vue évolutif, de la découverte d’hominidés à l’Ouest du Rift est-africain, conduisait à la nécessité de comprendre les paléoenvironne-ments dans lesquels ils avaient évolué. Pour ce faire, on disposait de plusieurs indices. Les premiers étaient, bien sûr, la faune associée à ces hominidés, qui permit rapidement de supposer l’existence d’un milieu marécageux à lacustre (présence d’ancêtres d’hippopotames (Boisserie et al., 2003), de crocodiliens). Plus précisément, l’étude morpho-dentaire et phylogénétique d’anthracothéridés du genre Lybicosaurus, mammifères amphibiens, a conduit les paléontologues à suggérer une connexion d’environnements humides entre le bassin du Tchad et le bassin libyen de Syrte (Lihoreau et al., 2006), ce qui, par rapport à la situation climatique actuelle, nécessite un sérieux réarrangement du cycle hydrologique.

Les découvertes paléontologiques du Tchad et le contexte climatique du Mio-Pliocène

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La sédimentologie permit également de décrire les caractéristiques de ces mi-lieux (Vignaud et al., 2002). Ainsi, plusieurs coupes montrèrent l’alternance dans la partie nord du bassin du Tchad, à une fréquence non déterminée, de dépôts éo-liens, éolo-lacustres, puis lacustres, et ce dans un schéma répétitif (Schuster, 2002). De tels dépôts lacustres (notamment les diatomites) sont bien connus dans un passé beaucoup plus récent, à l’Holocène (Servant and Servant-Vildary, 1980). Pour cette période, de nombreuses études ont démontré l’existence d’un immense lac occupant plus de 300,000 km2. Ce lac géant a été baptisé Méga Tchad. D’après les séquences sédimentaires couvrant le Miocène et le Pliocène, Schuster a suggéré une extension du concept de méga Tchad dans le passé, en lo-calisant six à huit événements de ce type entre 7 et 3 millions d’années (figure 2).

Figure 2 : Identification des épisodes de Méga Tchad de grande taille (MLT) et de taille plus restreinte (mlt) gràce à l’analyse des séquences sédimentaires. Les trois figures du haut montrent, de gauche à droite, le lac Tchad actuel, la connexion vers la partie nord du bassin et l’établissement d’un mégaTchad (d’après Schuster 2002 et Vignaud et al. 2002).

Introduction

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Par ailleurs, les mêmes données, paléontologiques et sédimentaires, ainsi que l’absence de macro-restes végétaux, plaident pour une frange littorale végétali-sée, en bordure d’un grand bassin lacustre, paradoxalement située dans un envi-ronnement régional sec à désertique. L’ensemble de ces indices paléoenvironne-mentaux a soulevé naturellement la question de la compréhension des causes climatiques sous-jacentes et des analogues actuels de tels environnements. Revenons quelque peu sur le contexte climatique du Mio-Pliocène. La calotte Antarctique, dont la mise en place s’est faite à partir de 34 Ma en raison de changements tectoniques (ouverture du passage de Drake) et surtout de la chute de concentration atmosphérique en CO2 (DeConto and Pollard, 2003a; DeConto and Pollard, 2003b), connaît de fortes variations au cours du Miocène, avec no-tamment, des périodes de régression totale comme à 15 Ma, lors de « l’optimum climatique du Miocene » (Zachos et al., 2001). Après cette période, elle s’étend à nouveau (calotte est à 13 Ma, puis ouest à 8 Ma) (Flower and Kennett, 1994) et reste en place au cours du Miocène supérieur avant de connaître une nouvelle phase de régression au Pliocène (Barrett et al., 1992). En ce qui concerne l’hémisphère nord, les cycles glaciaires interglaciaires ne se mettront en place qu’après la phase chaude du Pliocène, vers 2,75 Ma (Ravelo et al., 2004). D’un point de vue tectonique, le Miocène supérieur se distingue de l’actuel par des configurations différentes de deux passages maritimes : L’isthme de Panama est encore un détroit à 7 Ma, bien qu’en état avancé de réduction (Haug et al., 2001). Les archipels indonésiens, formant « l’Indonesian throughflow » (ITF), sont po-sitionnés plus au nord, permettant à des eaux plus chaudes de pénétrer dans l’océan Indien (Cane and Molnar, 2001). Les autres continents ont atteint une position très proche de l’actuel, bien que certaines études suggèrent une position plus méridionale de 2.5° de l’Afrique à 5 Ma (Wagner, 2002). Afrique et pénin-sule ibérique alternent les phases de connexion/déconnexion, dont l’une mènera à la crise du Messinien, au cours de laquelle la mer Méditerranée sera drastique-ment réduite. Entre 8 et 6 Ma, la végétation globale connaît un brusque change-ment avec une augmentation massive de la biomasse des plantes dites en C4 au détriment des plantes en C3

2 (Cerling et al., 1997). En Afrique de l’Est, cela se traduit par une ouverture progressive des milieux forestiers vers des savanes. Nous verrons dans le chapitre 4 que si un signal isotopique global, lié à une chute de la concentration en CO2, existe, d’autres facteurs, tels que la tectonique ont pu avoir une influence importante sur le climat africain.

2 C4 vient du fait que ces plantes (principalement des poacées –ex-graminées- tropicales) fixent le CO2 à l’aide d’une enzyme particulière (PEP carboxylase) en produisant un composé à 4 carbones. Les plantes en C3 (arbre-set majorité des plantes tempérées) fixent le CO2 par la Rubisco, en produisant un composé à 3 atomes de car-bone (acide 3-phosphooglycérique).

Les découvertes paléontologiques du Tchad et le contexte climatique du Mio-Pliocène

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Dans ce cadre climatique, de nombreuses incertitudes demeurent sur la nature des alternances des phases éoliennes et lacustres dans les séquences du Mio-Pliocène du Tchad, et plusieurs questions surgissent : Les événements humides du bassin au Mio-Pliocène ont-ils tous été comparables à un Méga Tchad ? Combien y-a-t-il réellement eu d’événements humides ? A quelle fréquence ? Quel type de circulation hydrologique a permis à des périodes humides de s’installer et de perdurer sur le bassin ? La discontinuité des enregistrements sé-dimentaires, liée aux conditions éoliennes particulières du bassin tchadien (voir Chapitre 2), ne permet pas, pour le moment, de répondre à ces questions. Si le cadre chronologique des découvertes faites au Tchad est de mieux en mieux contraint (une thèse de radiochronologie -A.-E. Lebatard, Université de Poitiers-est en cours), l’absence de séquence continue freine les hypothèses d’éventuelle cyclicité de l’alternance d’événements secs et humide3. Une approche basée sur la modélisation, en se proposant de contraindre les mécanismes climatiques de ces périodes, peut représenter un pas en avant pour la paléanthropologie et la pa-léoclimatologie.

3 Néanmoins, un enregistrement continu peut potentiellement exister au Nord du bassin, à la falaise de l’Angamma, par superposition de plusieurs phases de construction de deltas (Schuster, com. pers.)

Introduction

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Organisation de la thèse

∝ Problématique

Nous venons de le voir, plusieurs indices ont permis d’élaborer un scénario pa-léoenvironnemental pour le Tchad au Miocène supérieur. Néanmoins de nom-breuses incertitudes demeurent, notamment concernant l’identité du ou des « mo-teurs » des alternances désert/milieu lacustre dans cette zone. Mon but est de donner une image cohérente du forçage climatique au Miocène supérieur en Afrique, en privilégiant une approche modélisatrice. La démarche de ce travail est d’évaluer quantitativement les impacts de différents forçages ayant évolué depuis le Miocène sur les variables climatiques, et plus précisément sur le ré-gime des pluies, avec une emphase mise sur le bassin du Tchad. C’est donc une approche « mécanistique » qui sera privilégiée. L’écueil principal de ce type d’approche est de se contenter de l’élaboration d’un catalogue de forçages clima-tiques sans lien les uns avec les autres. Nous tenterons donc de contraindre ces forçages dans le temps pour, idéalement, isoler un scénario climatique réaliste pour le Miocène supérieur en Afrique expliquant les variations paléoenvironne-mentales observées dans les données. L’approche modélisatrice des paléoclimats du Tertiaire n’est pas nouvelle4. L’originalité de ce travail tient dans le fait d’appliquer une telle démarche dans un contexte paléontologique particulier, en l’occurrence celui d’hominidés an-ciens (Haywood et al., 2005). La principale prétention de mon travail est de comprendre et de quantifier des changements climatiques et environnementaux observés dans le registre fossile, dans le contexte de l’évolution des premiers hominidés. Une partie de mon objectif est d’apporter une information quantita-tive par un prisme différent, celui de la modélisation, aux études qualitatives de terrain réalisées sur le Miocène africain. Cependant, ce travail sera tout sauf ex-haustif. Le temps imparti et l’état de développement des outils utilisés m’ont contraint à faire des hypothèses fortes, et certains aspects du climat du Miocène (variabilité, influence des hautes latitudes et des gaz à effet de serre, couplage entre les compartiments climatiques) ne seront pas testés. Néanmoins, l’évolution en cours des modèles devrait permettre de mieux intégrer l’ensemble de ces composantes dans un futur à court terme.

4 En effet des groupes travaillent depuis plusieurs années sur la modélisation des climats tertiaires, notamment le « Late Paleocene Thermal Maximum » Huber, M. and Sloan, L., 1999. Warm climate transitions: A general circulation modeling study of the Late Paleocene Thermal Maximum (~ 56 Ma). Journal of Geophysical Re-search, 104(D14): 16633-16656..


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∝ Choix des outils et collaborations

Ce travail a été réalisé au sein d’équipes travaillant dans le programme multi-displinaire ECLIPSE (Environnement et CLimat du Passé : hiStoire et Evolution) du CNRS/INSU. Outre le travail réalisé avec mes deux directeurs de thèse Gilles Ramstein et Michel Brunet, plusieurs collaborations ont été mises en place dans des buts bien distincts. Basé au Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement (Saclay, CEA/CNRS/UVSQ), j’ai pu collaborer avec Masa Ka-geyama, Arnaud Caubel et Yann Meurdesoif pour l’apprentissage de l’utilisation des machines de calcul et du modèle. La seconde chose qu’il manquait au néo-modélisateur que j’étais était la connais-sance des données, donc du terrain. Michel Brunet et Patrick Vignaud, de l’Université de Poitiers, m’ont donc fait participer à deux missions de terrain de la MPFT de quatre semaines au Tchad. L’observation des dépôts, des fossiles, la participation aux inventaires et les discussions avec les spécialistes des différents groupes ont apporté une vue différente de celle que l’on a à travers le prisme de la modélisation. Elle m’est apparue, a posteriori, indispensable. La troisième collaboration a été établie avec Gerhard Krinner du Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l’Environnement (LGGE, Grenoble). Ce dernier a développé, au sein du modèle de climat du Laboratoire de Météorologie Dyna-mique de Paris, un schéma de surface concernant les lacs. Cette collaboration nous permettait d’implémenter ce schéma dans la nouvelle version du modèle et de l’adapter au Tchad. Par ailleurs, les développements faits par Gerhard Krinner sur le modèle ORCHIDEE me permettaient de réaliser un apprentissage techni-que rapide de ce modèle. Nous le verrons plus loin, la tectonique est un forçage potentiel du climat afri-cain au Miocène. Pour l’étudier, nous nous sommes adressés à Frédéric Fluteau, de l’Institut de Physique du Globe de Paris (IPGP), puisqu’il avait déjà travaillé sur des problématiques proches avec le modèle de climat du Laboratoire de Mé-téorologie Dynamique (LMD). Côté données, nous avons également collaboré avec deux sédimentologues : Jean-Jacques Tiercelin, spécialiste de l’histoire tec-tonique du Rift est-africain, et Mathieu Schuster, spécialiste de l’histoire sédi-mentaire du bassin tchadien.

Introduction

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∝ La structure de la thèse

La première étape de cette thèse est de présenter le système climatique actuel. Je m’attarderai sur ses composantes, en me focalisant sur la circulation atmosphéri-que en zone tropicale, et son lien avec la mousson. Dans cette partie, je présente-rai également les diverses méthodes existant pour modéliser le système climati-que actuel. L’accent sera placé sur le modèle LMDz développé au LMD, son principe de fonctionnement et la configuration dans laquelle il sera utilisé. Je présenterai également quelques résultats de simulation du climat pré-industriel, en mettant l’accent sur la représentation de la mousson dans les différentes ver-sions du modèle. La deuxième partie se focalise sur la modélisation d’un épisode de type Méga Lac Tchad, en mettant l’accent sur l’impact qu’une telle masse d’eau peut avoir sur le climat régional. Dans un premier temps, je présenterai les caractéristiques physiques du bassin hydrographique, et reviendrai sur le concept de Méga Tchad et son extension au Miocène supérieur. J’évoquerai ensuite les premiers pas de modélisation du bassin effectués dans les années 80 et plus récemment, avec des approches différentes. Après avoir isolé d’un point de vue théorique les impacts potentiels d’un Méga Tchad sur le climat régional je tenterai de modéliser le cy-cle de l’eau de ce système à l’aide d’un nouveau schéma de surface inclus dans LMDz, et d’un programme dédié au Tchad. Un des points importants sera de comprendre, par la quantification des précipitations, de l’évaporation, et de la re-circulation de l’eau, quel type de climat (et donc quel mécanisme) permet l’existence d’un Méga Tchad. La troisième partie visera à contraindre l’impact des forçages de températures de surfaces de l’Atlantique et de la Méditerranée. Il s’articulera autour d’un article accepté à la revue Global and Planetary Change. On y discutera également de simulations réalisées à partir du jeu de données PRISM2, reconstituant spatiale-ment les températures de surfaces océaniques pour le globe au Pliocène. Je tente-rai d’isoler les conditions de surface nécessaires à la mise en place d’un régime hydrologique excédentaire sur le bassin tchadien. La quatrième partie cherchera à quantifier l’impact tectonique de l’évolution du Rift est-africain sur la circulation atmosphérique et le climat africain. Après avoir décrit le cadre chronologique et l’importance des modifications topogra-phiques liées à ce système, j’évoquerai les impacts théoriques de la topographie sur le climat. En second lieu, seront présentées des simulations visant à évaluer l’importance de ce forçage sur le climat de l’Afrique, à l’Est comme à l’Ouest avec des diagnostiques issus de simulations où l’élévation des reliefs est-africains a été modifiée. Je présenterai également un article publié dans la revue Science où le rôle du Rift sur l’aridification de la partie Est du continent est dé-montrée.


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La dernière partie vise à synthétiser l’ensemble des forçages étudiés et à conclure quant aux scénarios paléoclimatiques probables pour le Miocène en Afrique. J’y discuterai de la pertinence de l’utilisation des modèles de circula-tions générale atmosphérique dans les lointaines échelles de temps, et pour les événements climatiques abruptes. Dans ce cadre, j’appuierai notre discussion sur une étude préliminaire réalisée au cours de cette thèse, avec les mêmes outils de modélisation, visant à comprendre l’impact d’un événement froid abrupt du Qua-ternaire sur la biosphère de la péninsule ibérique.

Illustration des forçages climatiques étudiés lors de ce travail, et correspondance avec les chapitres.

1.1 Les composantes du système climatique

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1 Système climatique, circulation tropicale et modélisation du climat

1.1 LES COMPOSANTES DU SYSTEME CLIMATIQUE .............................................. 13 1.2 LES SOURCES DE PERTURBATION DU SYSTEME CLIMATIQUE ......................... 16 1.3 LA MACHINE THERMIQUE ATMOSPHERIQUE .................................................. 19 1.4 LA CIRCULATION DE HADLEY ET LES MOUSSONS .......................................... 21 1.4.1 LES CELLULES DE HADLEY............................................................................ 21 1.4.2 LES CIRCULATIONS DE MOUSSON ET LA MOUSSON D’AFRIQUE DE L’OUEST ... 22 1.5 LA MODELISATION CLIMATIQUE .................................................................... 28 1.5.1 UNE HIERARCHIE DE MODELES ...................................................................... 28 1.5.2 LE MODELE LMDZ........................................................................................ 30 1.5.3 LE MODELE DE SURFACE ORCHIDEE ........................................................... 36 1.5.4 CHOIX DE LA VERSION DE LMDZ .................................................................. 38 1.6 EN RESUME… ................................................................................................. 40

Système climatique, circulation tropicale et modélisation du climat

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Compte-tenu du nombre de variables et de la disparité des échelles de temps et d’espace auxquelles fait référence le système climatique, il est assez périlleux de donner une définition nette et précise du terme « climat ». Selon Henderson-Sellers et Mc Guffie (Henderson-Sellers and McGuffie, 1987), le climat peut être considéré comme existant dans au moins trois domaines : l’espace, le temps et la perception humaine. Selon les mêmes auteurs, une définition « utile » du climat est « l’ensemble des statistiques d’un état climatique déterminé sur un intervalle de temps entendu (saisons, décennies ou plus long) et compilé sur le globe ou sur une région sélectionnée5 ». Climatologie et météorologie sont deux sciences fré-quemment confondues. Elles diffèrent pourtant largement par leur échelle spatio-temporelle. La météorologie s’intéresse à l’échelle dite synoptique, c’est-à-dire au maximum quelques milliers de kilomètres pour l’espace, et quelques jours à quelques semaines pour le temps. La climatologie est dérivée de la météorologie et s’intéresse aux états moyens de l’atmosphère, et ce à des échelles de temps plus longues, allant de plusieurs décennies (les études du Groupe d’experts In-tergouvernemental sur l’Evolution du Climat-GIEC) à plusieurs millions d’années pour la paléoclimatologie. Ces deux disciplines coexistent, et il n’est donc pas inepte d’appréhender des mécanismes climatiques vieux de 7 millions d’années tout en étant incapables de prévoir le temps à plus de sept jours. La fi-gure suivante illustre ce concept, qui explique la confusion que peut créer l’utilisation maladroite des termes climat et météorologie dans n’importe quel type de conversation, qu’elle soit scientifique, ou pas6.

5 Traduit de l’anglais par l’auteur. 6 Je rentre dans une chocolaterie à Grenoble, en plein hiver. La chocolatière engage la conversation, qui diverge rapidement sur le réchauffement global ; et là, la chocolatière avance un argument terrible : « Moi, j’y crois pas. L’autre jour, un type est venu faire un exposé sur le réchauffement dans une grotte aménagée à 10 km de là. Il faisait tellement froid qu’il n’a pas pu terminer ! Alors, le réchauffement global, ça me fait bien rire… ! Ca fera 9 euros… ».


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Figure 3 : Le « cube-climat », modifié d’après Henderson-Sellers et McGuffie, 1987. On distingue bien les différentes perceptions du climat, allant de la perception journalière d’un agriculteur sur sa parcelle à celle du millénaire au million d’années, à l ‘échelle globale, qui concerne cette étude (partie grisée du cube).

Mon étude se basera sur de longues échelles de temps, allant du millénaire (fonc-tionnement hydrologique du bassin) aux millions d’années (tectonique dans le Rift). Il faudra donc composer avec cette disparité, et contraindre temporelle-ment le rôle des facteurs que nous allons étudier. Le problème est plus simple en ce qui concerne l’échelle spatiale. Je m’intéressai au continent africain en géné-ral, et au bassin tchadien en particulier. L’une des contraintes liées à cette étude est de pouvoir faire à la fois des diagnostiques continentaux et régionaux. Pour ce faire nous utiliserons un modèle global à haute résolution régionale, dit zoo-mé. L’échelle globale sera abordée pour les conditions initiales du modèle ; par l’intermédiaire de jeux de données reconstruites pour tout le globe.

1.1 Les composantes du système climatique Le système climatique est composé de cinq composantes interconnectées : l’atmosphère, l’hydrosphère, la cryosphère, la biosphère et la géosphère (ou li-thosphère). L’énergie solaire reçue par la Terre, contre-balancée par la ré-émission d’énergie vers l’espace sous forme de rayonnement infra-rouge, est le moteur, par la mise en circulation des fluides océaniques et atmosphériques, des interactions entre les compartiments su-cités (cf 1.2).


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L’atmosphère est la couche gazeuse qui enveloppe la Terre. La moitié de sa masse est en dessous de 5,5 km, et 99% dans les trente premiers kilomètres. Les gaz (dont l’eau) et les aérosols qu’elle contient jouent des rôles importants dans le système climatique. L’atmosphère est un fluide qui réagit et s’équilibre très rapidement ; sa constante de temps est la plus courte des cinq compartiments. Les mécanismes de sa mise en circulation sont détaillés ci-après. Cet aspect « rapide » de l’équilibrage de l’atmosphère est important pour les simulations pa-léoclimatiques. En effet, au bout d’une seule année, l’atmosphère est équilibrée par rapport aux conditions qui la « forcent » (températures des océans, gaz à ef-fet de serre), et une dizaine d’années de simulation permet d’obtenir des résultats englobant la variabilité liée au modèle. L’hydrosphère correspond à l’eau liquide, qui couvre plus de 70% de la surface terrestre. Elle est bien sûr constituée par les océans, mais également par d’autres réservoirs que sont les rivières, les lacs et les eaux souterraines. L’eau est perpé-tuellement en transition d’un réservoir à l’autre, au cours de son cycle éponyme. Après s’être évaporée au-dessus des océans et des continents, elle séjourne quel-ques jours dans l’atmosphère, avant d’être précipitée sous forme solide (neige) ou liquide (pluies). Une partie de cette eau repart directement dans le réservoir océanique via les fleuves (à l’échelle globale, les climatologues parlent alors de ruissellement) et une autre est temporairement stockée sur les continents (nap-pes, sols, lacs). Les océans jouent un rôle important dans le transport d’énergie (Bigg et al., 2003), notamment par l’intermédiaire de la circulation thermo-haline. Celle-ci consiste très schématiquement en un mouvement de tapis roulant des eaux profondes en direction de l’océan Pacifique, qui remontent en route et sont transportées en retour, en surface vers les zones de « plongée », dans l’Atlantique Nord et la mer de Weddell. Les échanges d’énergie avec l’atmosphère se font par la libération de chaleur sensible et de chaleur latente, c’est-à-dire le processus d’évaporation. Les constantes de temps dans les océans sont variables mais globalement beaucoup plus longues que celles de l’atmosphère. Ainsi, on estime à plusieurs centaines d’années le temps nécessaire à une particule d’eau qui plonge en mer du Labrador à être transférée et remon-tée dans le Pacifique. En terme de modélisation, cela implique donc des simula-tions beaucoup plus longues que pour l’atmosphère afin d’atteindre un équilibre.


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La cryosphère comprend les glaciers, les calottes de glace, les surfaces ennei-gées, la banquise et le pergélisol (sol gelé au moins deux années consécutives). Outre le fait d’être la plus grande réserve d’eau douce à la surface de la Terre, la cryosphère joue un rôle important dans le système climatique par son fort albédo (réflexion du rayonnement solaire) et sa faible conductivité thermique. La dé-charge massive d’icebergs au cours d’événements extrêmes – par exemple les événements de Heinrich au Quaternaire (Roche et al., 2004)- peut provoquer des changements climatiques brusques à l’échelle géologique, allant de quelques centaines à quelques milliers d’années. La géosphère comprend la Terre solide, du manteau à la surface. Son rôle dans le système climatique est multiple. Tout d’abord, en contrôlant la distribution des continents (29% de la surface terrestre à l’actuel), elle définit les frontières géo-graphiques entre la terre, l’air et les océans. La tectonique des plaques a ainsi joué un rôle important dans l’histoire du climat terrestre en modifiant les surfa-ces d’échanges entre atmosphère et hydrosphère (Ramstein et al., 2006). Nous verrons dans le chapitre 4 que la distribution verticale de ce compartiment peut avoir des impacts majeurs sur la circulation atmosphérique. Par ailleurs, il faut noter que ce compartiment a également une influence dans les transferts et la transformation d’éléments chimiques impactant directement le climat. En effet, aux longues échelles de temps, l’altération de certains éléments (carbone no-tamment) par ruissellement peut avoir des conséquences importantes (Donnadieu et al., 2004). La biosphère la faune et la flore, continentales et océaniques. Son rôle dans le système climatique intervient dans les cycles biogéochimiques : cycle du carbone (photosynthèse, respiration des végétaux), cycle de l’azote (nitrifi-dénitrification), cycle de l’eau (évapotranspiration). Le couvert végétal continen-tal joue également un rôle dans la composition de l’albédo terrestre, la rugosité de surface et le ruissellement. L’Homme membre éminent de ce compartiment, joue un rôle actif depuis l’avènement de l’ère industrielle voire depuis l’avènement de l’agriculture selon certains auteurs (Ruddiman, 2003).


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1.2 Les sources de perturbation du système climatique Ces sources sont de deux natures, internes et externes. Les sources les plus connues du grand public sont internes et -pour la période post-industrielle- an-thropiques ; il s’agit de l’augmentation des gaz à effet de serre (notamment du dioxyde de carbone) et de la chute de la concentration en ozone dans l’hémisphère sud (trou d’ozone). D’autres sources internes, d’origine non an-thropiques, peuvent être évoquées. Ainsi, les événements d’éruptions volcani-ques relarguent des quantités importantes de gaz et d’aérosols (jusque dans la haute troposphère) qui, selon l’intensité et la durée de l’éruption, ont des impacts plus ou moins marqués sur le climat, notamment sur la température7 (Hansen et al., 1978). Les sources externes de perturbation sont dues au soleil, qui par son activité et sa position par rapport à la Terre influence directement le bilan radiatif (voir 1.2) du système climatique. Ainsi, à une échelle de temps longue, l’activité du soleil, qui croît régulièrement (à un taux d’environ 3-4 % par 500 millions d’années) régit la quantité d’énergie arrivant au sommet de l’atmosphère. Aujourd’hui, cette constante solaire vaut 1365 W.m-2.

Figure 1.2-1: Ordres de grandeur des différentes constantes de temps inhérentes aux dif-férentes variables influençant le climat.

7 Ainsi lors de l’éruption du Mont Agung en 1963, les météorologues ont enregistré une baisse (-0.4°C) de température de la troposphère au niveau des tropiques. Seules les éruptions de très grande ampleur peuvent avoir un effet majeur sur le climat à long terme. En effet, le temps de résidence moyen des aérosols varient se-lon leur taille de l’année à la décennie, ce qui est faible par rapport aux constantes de temps des autres compo-santes climatiques.

1.2 Les sources de perturbation du système climatique

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La position de la Terre par rapport au soleil varie au cours du temps sous l’influence de l’attraction gravitationnelle exercée par les autres planètes. L’orbite, parcourue par la Terre en une année, décrit une ellipse dont un des foyers est le soleil. Le degré d’aplatissement de cette ellipse, nommé excentrici-té, varie avec des périodes de 100 000 et 400 000 ans entre une orbite circulaire (excentricité nulle) et une ellipse légèrement aplatie (maximum 6%). L’inclinaison de la Terre par rapport au plan de l’écliptique (plan de l’orbite ter-restre) varie elle aussi, avec une période de 41 000 ans, entre 22° et 25° (actuel-lement 23°27). Par ailleurs, l’axe de rotation de la Terre tourne autour d’un axe perpendiculaire au plan de l’écliptique, à l’image d’une toupie, faisant décrire un cercle au pôle nord en l’espace de 26 000 ans. Superposé à la rotation de l’orbite elliptique terrestre autour du soleil, ce mouvement conduit au déplacement pro-gressif des solstices et des équinoxes le long de cette ellipse, avec des périodes de 23 000 ans et de 19 000 ans, c’est la précession des équinoxes. Ces trois pa-ramètres (excentricité, inclinaison, précession) ont une influence importante sur la saisonnalité de l’insolation (précession), sur les contrastes thermiques inter-hémisphériques (liés à l’inclinaison) et entre continents et océan. Dès les années soixante-dix, des calculs de ces paramètres ont été réalisés pour le passé (Berger, 1978) afin de reconstruire la position orbitale de la terre et de quantifier l’insolation reçue au sommet de l’atmosphère. Dans la même décen-nie, la théorie astronomique des climats, ou théorie de Milankovitch (Milankovitch, 1948), a été acceptée lorsque Hays et al. (1976) ont démontré que le signal isotopique δ18O dans les carottes marines était dominé par des fréquen-ces temporelles du forçage orbital. Cette théorie propose que les seuls change-ments d’insolation, depuis 3 Ma, sont les moteurs des cycles glaciai-res/interglaciaires. Cette théorie est de nos jours encore sujette à discussion, notamment en ce qui concerne les oscillations glaciaires entre 3 et 1 millions d’années avant notre ère. Celles-ci suivent en effet un cycle à 41 000 ans alors que les changements d’inclinaison de la terre, entre 3 et 1 Ma, représentait des changements d’insolation bien plus faibles que ceux liés aux variations de pré-cession, de cycle de 23 000 ans (Paillard, 2006). Le mouvement des planètes dans le système solaire est chaotique (Laskar, 1999) et il est difficile d’établir des solutions aux calculs des paramètres orbitaux de la terre au-delà de 30 Ma. Plusieurs travaux (Laskar et al., 1993; Berger and Lou-tre, 1991) ont pu remonter le calcul de la précession, de l’inclinaison et donc de l’insolation terrestre jusqu’à 20 Ma. Au delà, ces calculs doivent être contraints par les données géologiques (Pälike et al., 2004).


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Figure 1.2-2 : Variations orbitales de l'excentricité, de l'inclinaison (en degré) et de la précession (représentée par un index de précession) sur les derniers 800 000 ans. L'or-bite verte est quasi-circulaire (excentricité faible), l'orbite bleue est elliptique (excentricité forte) .D'après T. Crowley (Crowley and North, 1991): source Cyril Langlois, ENS Lyon, Janvier 2003

1.3 La machine thermique atmosphérique

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1.3 La machine thermique atmosphérique8 La circulation de l’atmosphère est classiquement schématisée sous la forme d’une « machine thermique » dont le carburant serait les différences régionales de chauffage par le soleil. La façon dont l’atmosphère est chauffée dépend d’une part de la quantité d’énergie reçue, mais également de la façon dont l’énergie est diffusée, absorbée et réfléchie par l’atmosphère. La Figure 1.3-1 schématise le bilan global d’énergie de la surface terrestre et de l’atmosphère.

Figure 1.3-1 : La vapeur d’eau atmosphérique est, parmi les gaz à effet de serre, celui qui a le plus fort impact. Elle bloque environ 100 W.m-2 du flux infrarouge sortant alors que le CO2 en bloque seulement la moitié. Quant aux nuages, leur forçage radiatif est négatif pour le flux solaire (-47 W.m-2) par effet d’albédo, et positif pour le flux infrarouge (+31 W.m-2) par effet de serre ; le bilan net de ce forçage reste négatif induisant un déficit ra-diatif de 16 W.m-2. Les propriétés radiatives des nuages varient selon leur nature, les nuages bas type Stratus, étant chauds et avec un fort albédo car chargés d’eau, ont un ef-fet refroidissant important, alors que les Cirrus semi-transparents, élevés, rayonnant peu dans l’infrarouge et étant peu réfléchissants pour le rayonnement solaire, contribuent à l’effet de serre.

8 Ce chapitre est largement inspiré de Hourdin (1992) et Janicot (2003)


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On peut également tracer le bilan d’énergie radiative au sommet de l’atmosphère (Figure 1.3-2) en représentant l’insolation en moyenne annuelle, la quantité d’énergie solaire effectivement absorbée par le système Terre-Atmosphère et l’énergie rayonnée vers l’espace sous forme d’infrarouges. On voit ainsi claire-ment que les tropiques reçoivent plus d’énergie radiative qu’ils n’en émettent, alors que les régions polaires sont, quant à elles, déficitaires. La quantité d’énergie correspondant à la différence entre ces deux courbes va être redistri-buée en latitude, des régions excédentaires vers les régions déficitaires par la mise en mouvement des fluides atmosphériques et océaniques.

Figure 1.3-2: Bilan d’énergie radiative au sommet de l’atmosphère (d’après un cours de R. Roca, AMMA 2006)

1.4 La circulation de Hadley et les moussons

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1.4.1 Les cellules de Hadley Le concept d’une circulation atmosphérique engendrée par une absorption diffé-rentielle du rayonnement solaire date du dix-septième siècle. Ainsi l’astronome Edmond Halley, en 1686 (Halley, 1686), proposa, le premier, d’expliquer l’origine des vents par une ascendance d’air chaud dans les régions tropicales et une subsidence dans les hautes latitudes. Néanmoins, c’est le savant anglais George Hadley qui laissa son nom dans l’histoire de la circulation atmosphérique en expliquant ce concept et en y ajoutant, en 1735 (Hadley, 1735), l’effet de la rotation de la Terre pour expliquer la circulation zonale (le long des parallèles) des vents et l’origine des alizés.

Figure 1.4-1: Schéma simplifié de la circulation générale atmosphérique mettant en évi-dence les cellules de Hadley et la circulation zonale. (d’après Ruddiman, 1997)

Le principe du transport d’énergie méridien est assez simple au premier ordre. Sous les tropiques, l’air se réchauffe plus vite qu’il ne se refroidit par rayonne-ment thermique, alors que le phénomène contraire se produit sous les hautes lati-tudes. Il en résulte un gradient de pression, croissant avec l’altitude, entre les tropiques et les moyennes et hautes latitudes. Ainsi, l’air chauffé autour de l’équateur monte, puis est transporté vers les pôles ; il subside vers 30°N et re-tourne vers les tropiques près de la surface, suivant le schéma d’une grande cel-lule convective méridienne, dite cellule de Hadley.


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1.4.2 Les circulations de mousson et la mousson d’Afrique de l’Ouest

1.4.2.1 Les circulations de mousson

Le mécanisme simplifié du phénomène de mousson (de l’arabe mausim, saison) repose sur des gradients de pression et de température entre l’océan et le conti-nent. Il s’agit approximativement d’un phénomène similaire, à une échelle spa-tio-temporelle plus importante, au phénomène des brises de mer dont le méca-nisme est le suivant : Pendant la journée, la surface continentale est chauffée par le rayonnement so-laire. Elle chauffe à son tour l’air au-dessus d’elle, le conduisant à être moins dense que l’air de l’atmosphère avoisinante et donc à monter. En été, près de la côte, les températures de surface sont plus froides que sur le continent. Un gra-dient de pression est donc créé entre un air marin froid et dense et un air conti-nental chaud, et moins dense. En conséquence, une masse d’air pouvant atteindre quelques centaines de mètres d’épaisseur va se déplacer de l’océan vers le conti-nent. Plus haut, ce déplacement créé un autre gradient de pressions, qui va en-traîner en altitude l’air du continent vers l’océan. Une cellule de circulation est ainsi créée. La nuit, la circulation est inversée, puisque le continent se refroidit plus vite que l’océan ; on a alors la mise en place d’une « brise de terre ». Les moussons sont dirigées par le même principe. En été, le continent à faible capacité calorifique chauffe plus rapidement que l’océan qui a une forte inertie thermique. Ce chauffage différentiel induit un gradient de pression entre des bas-ses pressions sur le continent et des hautes pressions sur l’océan. Ce gradient gé-nère le mouvement de masses d’air humides de l’océan vers le continent (Figure 1.4-2 A). En hiver, la circulation est inversée ; le continent se refroidit plus vite que l’océan et la circulation dans les basses couches se fait du continent vers l’océan (Figure 1.4-2 B). Néanmoins, il ne s’agit là que d’une schématisation, et d’autres forces s’ajoutent au gradient de pression dans la circulation de mous-son : Dans l’hémisphère nord (sud), la force de Coriolis, liée à la rotation de la Terre, dévie les particules des basses (hautes) couches vers l’Est (Ouest). La force de frottement (forte en surface, plus faible en altitude) s’oppose au sens de déplacement des particules. Une définition précise, à partir des champs de vents a ainsi été proposée en 1971 par Ramage (Ramage, 1971) ; elle comporte les critères suivants :

∝ Un changement d'au moins 120 degrés de la direction du vent de surface le plus fréquent, entre Janvier et Juillet,

∝ Ces vents les plus fréquents doivent être observés au mois 40% du mois considéré,

∝ Leur intensité doit en moyenne être supérieure à 3 m/s,


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∝ La structure spatiale de pression la plus fréquente doit être per-sistante et non pas contrôlée par des systèmes frontaux.

Les régions de moussons sont donc caractérisées par des régimes de vents sta-bles, qui durent, et qui connaissent en surface des renversements saisonniers. Ces renversements sont pilotés par des conditions (typiquement température de l’océan et du continent) qui varient elles aussi de façon saisonnière. L’ensemble de ces conditions exclut les régions extra-tropicales.

Figure 1.4-2: Modèle idéalisé montrant le rôle du chauffage différentiel entre l’océan et le continent pour expliquer les phénomènes de mousson en été (A) et en hiver (B). D’après Ruddian, 1997.

Plusieurs processus jouent sur la répartition des pluies. Le gradient de pression en surface (intensité des dépressions thermiques liées au chauffage du continent), les processus de convection de l’humidité dans la colonne (voir chapitre sur les modèles) ainsi que la force de Coriolis influencent directement la quantité et la répartition géographique des précipitations. En outre, la position des continents, les chaînes de montagnes (voir chapitre 4) influent également sur l’orientation des flux et leurs intensités.

1.4.2.2 La zone de convergence intertropicale

La Zone de Convergence Inter-Tropicale (ITCZ en anglais) est le lieu de ren-contre des alizés de nord-est et de sud-est près de l’équateur. C’est une zone d’air humide et instable, correspondant à la partie inférieure et ascendante des cellules de Hadley. Au sein de l’ITCZ, les particules d’air chaud et chargé en humidité s’élèvent rapidement ; c’est la convection humide. En montant, l’humidité se condense au sein d’organisations à cumulonimbus à fort dévelop-pement vertical, libérant de l’énergie sous forme de chaleur latente et générant des précipitations intenses. On peut ainsi « tracer » l’ITCZ par les températures au sommet des nuages (Figure 1.4-3).


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Figure 1.4-3 : Rayonnement de grande longueur d’onde (OLR) en février (à gauche) et en août (à droite), moyennés sur la période 1980-1995. d’après Janicot (2002). Ce champ trace bien la variation saisonnière de la position de l’ITCZ.

La position de l’ITCZ suit le mouvement apparent du soleil, et ce mouvement la-titudinal se traduit par un battement vers le nord en été et vers le sud en hiver, qui détermine la distribution annuelle des pluies des régions tropicales. On note ainsi deux positions d’équilibre : à 5°N en mai, et à 10°N au début du mois de juillet. Ainsi, en Afrique de l’Ouest, l’ITCZ génère deux grands régimes de pluies : un régime bimodal aux latitudes guinéennes comportant deux saisons pluvieuses, au printemps et à l’automne, et le régime de mousson engendrant aux latitudes soudano-sahéliennes l’alternance entre un hiver sec et un été pluvieux.

1.4.2.3 La mousson d’Afrique de l’Ouest et son impact sur le Tchad

Nous ne nous attarderons ici que sur le régime de mousson soudano-sahéliens qui est la source des précipitations au Tchad. Un regard rapide sur le bilan radia-tif en hiver et en été (boréaux) montre un net déficit énergétique sur le Sahara, alors que l’océan Atlantique, et notamment le golfe de Guinée, sont excédentai-res.


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Figure 1.4-4 : Bilan radiatif net du système terrestre (W.m-2) en février (en haut) et en août (en bas). Il s’agit d’une moyenne sur les années 1985-1988, mission ERBE (modifié d’après Janicot (Janicot, 2002))

Cela s’explique d’une part par le fort albédo du Sahara (Bonfils et al., 2001) qui limite l’apport d’énergie par rayonnement solaire, et d’autre part par sa faible capacité calorifique, qui empêche le stockage de l’énergie et qui conduit à un fort chauffage de la surface et à la réémission de rayonnement vers l’atmosphère. L’océan Atlantique quant à lui a un albédo plus faible (ca. 0,05) et une forte ca-pacité calorifique qui lui permet de stocker l’énergie en profondeur. Cette perte d’énergie par chauffage conduit à la mise en place, dès le mois d’avril, de la convection sèche9 au sein d’une forte dépression thermique sur le Sahara. Dans le même temps, l’Atlantique est caractérisé par deux anticyclones, de Sainte-Hélène au sud et des Açores au Nord (voir chapitre 2). Le renforcement de ces structures d’avril à août facilite l’advection d’eau du golfe de Guinée vers le continent, puis la convergence humide dans les basses couches.

9 La convection sèche d’une particule d’air se développe au moment où le gradient vertical environnant (la baisse de température avec l'altitude) est supérieur au gradient adiabatique (gradient thermique vertical théori-que d'une particule d'air qui se déplace adiabatiquement). Elle conduit à des vents verticaux rapides atteignant 2 à 3 m/s, réjouissant les amateurs de vol à voile (B.J. Booth - On Forecasting Dry Thermals for Gliding - Meteo-rological Magazine 107, p48, 1978).


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S’ensuit une ascendance d’humidité par le phénomène de convection profonde. Celui-ci se met en place grâce au chauffage de la surface, qui induit la transmis-sion d’instabilité dans les couches supérieures et donc un mouvement vertical des particules, associé à de fortes pluviosités au sein de l’ITCZ. La mise en place et l’extension vers le nord de la mousson sont donc progressi-ves d’avril à août. L’ITCZ, en moyenne, est située à 10°N au paroxysme de la mousson. Les vents de mousson, humides et venant du sud-ouest, convergent avec les vents secs venant du nord-est plus au nord, vers 20°N, formant le Front Inter-Tropical (FIT). Mais la circulation de mousson n’implique pas seulement les basses couches. Les climatologues savent désormais que l’intensité et la ré-partition des pluies de mousson sont également liées à trois courants de moyenne et hautes troposphères. Le Jet d’Est Africain (JEA) souffle zonalement dans la troposphère moyenne et signe en partie les conditions thermiques de surface. On le trouve au niveau du golfe de Guinée en mars et à 10°N en juin. En exerçant un contrôle sur les instabilités (Cook, 1999), ce jet module la répartition des pluies. Dans la haute troposphère, entre juin et septembre, le Jet d’Est Tropical (TEJ) souffle entre 5°N et 10°N, et le Jet d’Ouest Sub-Tropical entre 30°N et 35°N (AMMA, 2006). Ces interactions entre les conditions de surface, les flux de bas-ses couches et de moyenne et haute troposphère contribuent à la difficulté de modéliser correctement la mousson africaine. Ces flux saisonniers ont des conséquences très marquées sur l’hydrologie sahé-lienne. Ainsi, les décennies de 1970 et 1980 ont été caractérisées par un déficit pluviométrique important sur l’ensemble de la zone soudano-sahélienne. Sur le bassin tchadien (dont les caractéristiques sont présentées plus loin), les consé-quences de ce déficit, ajouté aux pressions anthropiques (irrigation) ont conduit le lac Tchad à une diminution de surface drastique. La Figure 1.4-5 montre que la pluviométrie sur le bassin hydrographique du Tchad (en noir sur la figure) suit le mouvement de l’ITCZ. Le bassin ne connaît aucune précipitation en janvier et est dominé par l’Harmattan, vent de nord-est qui correspond à la composante continentale des alizés. On voit que l’ITCZ monte progressivement au nord entre avril et juillet. Les pluies atteignent 16°N en juillet-août, puis l’ITCZ migre au sud ; le bassin ne connaît déjà quasiment plus de précipitations en novembre.


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Figure 1.4-5: A,B,C,D : Précipitations (en mm/j) actuelles en janvier, avril, juillet et no-vembre sur le bassin du Tchad, d’après les données du « Climate Research Unit » (Xie and Arkin, 1997).

Après avoir rapidement brossé les contours des grands mécanismes climatiques influençant le climat africain, je vais présenter les outils de modélisation du cli-mat existant en m’attardant sur les caractéristiques du modèle choisi pour cette étude, LMDz.


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1.5 La modélisation climatique

1.5.1 Une hiérarchie de modèles Un modèle climatique est une représentation mathématique simplifiée du sys-tème climatique terrestre. Il s’agit d’une série plus ou moins complexe d’équations exprimant les lois des différentes composantes du système climati-que. Nous l’avons vu précédemment, chacun des compartiments du système cli-matique répond à des lois physiques particulières, et surtout à des constantes de temps différentes. Potentiellement, des modèles existent pour tous les comparti-ments climatiques, néanmoins, il n’y a pas de modèle représentant en même temps et en interaction tous les processus de ces compartiments. Ainsi, on utili-sera un modèle représentant finement les processus auxquels on s’intéresse parti-culièrement (par exemple la circulation atmosphérique), et grossièrement les processus nécessaires au fonctionnement du système mais n’étant au centre de l’étude menée (par exemple les océans représentés par une surface d’eau avec des températures mensuelles fixées). Les processus représentés dans les modèles sont multiples : les échanges radia-tifs, la dynamique atmosphérique et/ou océanique, les processus de surface (flux d’eau, sols…), la chimie. On peut ainsi distinguer plusieurs types de modèles se-lon la complexité des processus décrits, l’échelle spatio-temporelle qu’ils pren-nent en compte, la façon dont sont décrites et simplifiées les lois physiques et la complexité des interactions existant entre les compartiments (Claussen et al., 2002). Les modèles simples ou conceptuels sont des modèles mécanistiques reposant sur un jeu simple d’équations décrivant quelques processus. Ces modèles sont utiles pour tester des hypothèses climatiques fortes (Paillard, 1998). Cependant, l’absence de représentation fine de la géographie terrestre fait qu’ils ne sont pas adaptés à notre problématique. Des modèles plus élaborés, souvent à 2.5 D (Cer-taines variables sont représentées en 2D, d’autres en 3D) dits de « complexité in-termédiaire » représentent le climat de façon plus élaborée. Ils comprennent des paramétrisations et des réductions de résolution spatiale leur permettant de réali-ser des simulations climatiques sur de très longues échelles de temps (du cycle saisonnier jusqu’au million d’années) (Claussen et al., 1999).


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Enfin, il existe une dernière catégorie de modèles climatiques qui représentent un maximum de processus tout en gardant une résolution spatiale fine ; il s’agit des Modèles de Circulation Générale (ou de Climat Global), dits GCMs. Ces modè-les comportent généralement une partie dite « physique », qui est consacrée au calcul du « chauffage » de l’atmosphère par absorption du rayonnement solaire, et une partie dite « dynamique » qui est dédiée aux calculs de la mise en circula-tion du fluide atmosphérique par le forçage énergétique. Ces modèles comportent également des paramétrisations, notamment pour les processus d’échelle infé-rieure à la maille du modèle (on parle alors de processus sous-maille, par exem-ple les nuages). Pour avoir une description optimale des processus et limiter les paramétrisations, les GCMs peuvent être couplés à des modèles de surface (végétation, sol), d’océan et de calottes de glace. Leur faiblesse vient de leur gourmandise en temps de calcul. Comme souligné en introduction, l’évolution des machines de calculs et des codes permet d’améliorer d’année en année la vitesse de calcul, mais en 2006, une simulation à haute résolution avec un GCM atmosphérique haute résolution tel que celui que nous allons présenter reste encore très coû-teuse, puisqu’il faut environ dix jours de calcul sur les calculateurs du centre de calcul du CEA10 pour avoir 10 ans de simulation. L’une des solutions pour passer à une résolution plus fine est l’utilisation de modèles régionaux, qui sont en quelques sortes des GCMs à extension horizontale limitée. Cependant, l’utilisation de ces modèles régionaux implique en amont des simulations faites à l’aide de GCMs, pour établir des conditions de forçage en leurs bords (Kueppers et al., 2005).

10 La machine sur laquelle l’ensemble des simulations de cette thèse ont été effectuées est composée de 7 nœuds de calcul vectoriels, chacun équipé de 8 processeurs à 500 Mhz (8 GFlops soit 8 milliards d’opérations/seconde, pour chaque processeur).


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Au vu de la problématique de notre étude (nécessité d’analyser la réponse clima-tique en zone tropicale en fonction de paramètres définis, bilan hydrologique im-pliquant précipitation, ruissellement et évaporation à l’échelle régionale), plu-sieurs conditions ont limité le choix du type de modélisation. Premièrement, nous devions utiliser un modèle ayant une bonne représentation des processus physiques et dynamiques de l’atmosphère, sur une grille en 3D, afin de pouvoir capturer les phénomènes de mousson africaine à l’échelle continentale (ce qui exclue les modèles régionaux) et d’avoir une représentation géographique cor-recte du bassin tchadien. Cette condition éliminait donc les modèles 1D et 2D, et les modèles de type EMIC, qui présentent des résolutions trop faibles (Dans ces derniers, le continent africain correspond à quelques points de grille.). Par ail-leurs, nous devions pouvoir faire un grand nombre de simulations dans un laps de temps assez restreint. Notre choix s’est donc porté sur un GCM à seule com-posante atmosphérique. Nous avons choisi le modèle atmosphérique LMDz, qui est validé pour l’actuel (Li and Conil, 2003b, Hourdin et al., 2006).Ce choix de simplification de l’océan (i.e. de ne pas utiliser un modèle couplé) fut également motivé par la nécessité de devoir faire de nombreuses simulations11.

1.5.2 Le modèle LMDz LMDz est un GCM développé au Laboratoire de Météorologie Dynamique, à Pa-ris. Par LMDz, on ne désigne que la modélisation de la composante atmosphéri-que.

1.5.2.1 Principe de fonctionnement

Comme les autres GCMs, LMDz est basé sur des calculs de bilans locaux de masse, d’énergie et de quantité de mouvement. LMDz intègre12, sur l’ensemble de l’atmosphère terrestre, une version simplifiée des équations générales de la dynamique des fluides, dénommées équations primitives. Ces équations décrivent la conservation de l’énergie, de la masse (équations de continuité), du mouvement (incluant la force de Coriolis) ainsi que les bilans de matière pour la vapeur d’eau et l’eau liquide (équation hydrostatique). Les sim-plifications de ces équations reposent sur trois approximations principales (Hourdin, 1992) :

∝ L’approximation des gaz parfaits,

11 A résolution équivalente, l’AGCM forcé n’est cependant qu’environ 1.5 fois plus rapide que la version cou-plé. En effet, c’est la composante atmosphérique (de par sa résolution et les processus qu’elle considère) qui est la plus « gourmande » en temps de calcul. Néanmoins, les calculs liés au couplage océan-atmosphère sont éga-lemement trsè longs, et surtout, prendre en compte l’océan implique des simulations beaucoup plus longues (100 ans ou plus) pour atteindre l’équilibre. 12 Connaissant la valeur d’une variable Xt (par exemple la température) à un temps t, on calcule une tendance dX/dt lié à un processus physique (par exemple le chauffage lié au rayonnement) à partir d’une paramétrisa-tion..Au pas de temps suivant, on calcule la variable Xt+dt à partir de la tendance : c’est ce qu’on appelle l’intégration entre les pas de temps.


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∝ L’approximation hydrostatique, qui revient à négliger l’accélération verticale devant la gravité,

∝ L’approximation de couche mince, qui néglige les variations de la distance au centre de la Terre dans l’atmosphère.

LMDz fonctionne suivant deux parties :

∝ Une partie dynamique, dans laquelle les équations sus-citées sont résolues numériquement.

∝ Une partie physique, qui calcule le forçage de la circulation et le détail du climat en chaque point (Hourdin, 2003).

Figure 1.5-1 : Schématisation du fonctionnement et de la grille d’un AGCM (Henderson-Sellers and McGuffie, 1987)

Le modèle calcule l’évolution de diverses variables météorologiques en diffé-rents points d’un maillage tridimensionnel (3D). Les calculs concernant la partie dynamique sont effectués sur une grille 3D avec des échanges horizontaux entre mailles, alors que la partie physique peut être vue comme une juxtaposition de "colonnes" d'atmosphère n'interagissant pas entre elles (Figure 1.5-1). La couche de surface est gérée par le modèle sous la forme d’une fraction de quatre sous-surfaces (continent, océan, glace de mer, glace de terre) traitées sé-parément. Dans la pratique une routine « d’interface » permet de faire le lien en-tre les calculs de la couche limite13 et les bilans faits pour chaque sous-surface.

13 C’est-à-dire la couche basse de l’atmosphère dont les processus peuvent être influencés par le sol


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1.5.2.2 Configuration du modèle et conditions aux limites

LMDz est utilisé par de nombreux chercheurs dans sa version couplée avec le modèle d’océan ORCA. C’est notamment le cas pour les études concernant les scénarios futurs (IPCC) et les études paléoclimatiques du dernier interglaciaire. Cependant, ce travail de thèse s’intéressant principalement à la réponse atmos-phérique (précipitations notamment) et nécessitant un grand nombre de simula-tions, nous avons privilégié l’utilisation de LMDz sans couplage avec l’océan, en configuration dite « forcée », ce qui signifie que les températures des océans sont prescrites mensuellement à la composante atmosphérique. L’océan n’est alors représenté que par une sous-surface d’eau statique échangeant de l’énergie avec l’atmosphère par le biais des flux de chaleur (latente et sensible) liés aux tempé-ratures mensuellement fixées. LMDz peut être également couplé avec un modèle de biosphère continentale, ORCHIDEE (voir section1.5.3). Là encore nous n’avons pas utilisé le couplage, mais pour des raisons purement pratiques, ce couplage n’étant en effet ni fonc-tionnel ni validé lors des premières simulations de ce travail de thèse. En outre, LMDz la surface continentale dans LMDz peut être configurée de deux façons ; soit on considère un sol dont les processus hydrologiques et biogéochimiques liés à la végétation (photosynthèse, cycle du carbone) sont simulés explicitement par une composante du modèle ORCHIDEE, soit on modélise l’évaporation et la quantité d’eau dans le sol de façon simplifiée, par ce que l’on appelle un « buc-ket ». Le modèle de type bucket correspond à un seau stockant l’eau jusqu’à une capacité maximale paramétrée (150 mm). La quantité en eau de ce réservoir évo-lue selon la balance hydrologique nette P-E, avec P la hauteur de pluie sur la maille et E l’évaporation. L’évaporation est définie par le produit de l’évaporation potentielle (d’une surface en eau libre) par un coefficient d’évaporation vBeta, lui-même paramétré (Hourdin et al., 2006).


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Figure 1.5-2: Paramétrisation du coefficient d’évaporation pour les points de grille conti-nentaux de LMDz4, en mode bucket. Quand la quantité en eau du sol dépasse 75 mm, l’évaporation est égale à l’évaporation potentielle. Au delà de 150 mm, le modèle réinjecte l’eau dans le système sous forme de ruissellement.

Les tests réalisés sur LMDz pour les régions tropicales (note interne de Frédéric Hourdin, novembre 2003) ont montré une meilleure représentation de la mousson africaine avec un bucket. Il a alors été supposé que la résistance à l’évaporation et/ou l’évacuation de l’eau dans le sol limitait l’évaporation, et donc la convec-tion dans le modèle. Ces problèmes étant inexistant avec le bucket, nous avons opté pour cette dernière paramétrisation pour l’ensemble de nos simulations. Dans la pratique, le modèle est forcé par toute une série de variables physiques incluant les températures de surfaces océaniques, mais aussi la hauteur du relief, l’albédo de surface, les fractions de terre/mer. C’est par la modification de ces conditions aux limites que l’on teste la sensibilité du modèle à telle ou telle va-riable. L’utilisateur du modèle peut également influencer le code radiatif en fixant les concentrations en gaz à effet de serre (CO2, CH4), la constante solaire, ainsi que les paramètres orbitaux (excentricité, obliquité et position du périhé-lion). Selon l’objectif, deux stratégies se présentent alors pour faire des simula-tions paléoclimatiques :

∝ Soit on cherche à tester la sensibilité du modèle à un unique pa-ramètre (par exemple les températures de la Méditerranée) et à quantifier son impact sur le climat ; On force alors le modèle par des valeurs particulières de ce paramètre (par exemple les températures méditerranéennes reconstruites pour le Pliocène),


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∝ Soit le but est de réaliser la simulation la plus réaliste possible pour une période précise ; Il faut alors initialiser le modèle par une gamme de paramètres contemporains les uns des autres (ex : pour le dernier maximum gla-ciaire, on force le modèle par des concentrations en CO2 connues d’après les ca-rottes Antarctiques, des températures de surfaces reconstruites à partir de fora-minifères, des estimations d’extension des calottes de glace par rapport aux reconstruction des niveaux marins, les paramètres orbitaux recalculés pour -21,000 ans B.P., etc.)14.

Les deux stratégies ont été utilisées au cours de ce travail de thèse. La première a été utilisée pour déterminer si certains paramètres de surface ont joué un rôle dé-terminant dans l’évolution climatique du Mio-Pliocène. Ainsi, les chapitres 4 et 5 seront axés autour de telles simulations de sensibilité. La seconde stratégie a été utilisée pour comprendre le fonctionnement du bassin tchadien. J’ai tenté de faire une simulation réaliste, à l’Holocène moyen du climat africain, en mettant l’accent sur le bilan hydrologique du Méga Tchad.

1.5.2.3 La question de la résolution spatiale

LMDz peut être utilisé à plusieurs résolutions. Les résolutions les plus grossières considèrent 48 points de latitude, 32 points de longitude et 9 couches verticales pour l’atmosphère (on utilise alors la notation 48x32x9), alors que les plus hau-tes sont de 290x180x50. Au cours de la présente étude nous avons utilisé deux résolutions : Une résolution fine et régulière en 96x71x19 et une haute résolution en 144x108x19 disposant en plus d’un zoom. Au centre du zoom, on obtient une résolution de 50 kilomètres, aux dépens des points antipodaux au zoom qui voient leur résolution réduite à plus de 200 km.

14 La conséquence de ce fonctionnement est le fait que les données paléoclimatiques ne rentrent pas directement dans le modèle. En effet, plus on remonte dans le temps et moins ces données sont précises, aussi bien spatiale-ment que temporellement. Il est souvent nécessaire de faire de fortes hypothèses pour utiliser ces données dans le forçage du modèle. Néanmoins, les données paléoclimatiques (qu’elles soient fossiles, sédimentologiques ou palynologiques pour le milieu continental) sont évidemment indispensables aux modélisateurs puisqu’elles per-mettent de contraindre les scénarios et les mécanismes déduits des modèles.Les paléoclimatologues non modéli-sateurs posent souvent la question de l’intégration des données dans le modèle. Celle-ci est une vue de l’esprit : On n’intègre pas, on ne rentre pas les données dans un GCM. On essaie juste de construire spatialement des va-riables de conditions aux limites qui sont les plus proches possibles des valeurs déduites des données.


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Figure 1.5-3 : Comparaison des deux résolutions de LMDz utilisé ici : A gauche 96x72*19, à droite 144x108x19 avec un zoom x3 centré sur le Tchad. On montre ici le relief tel qu’il est « vu » par le modèle.

Cependant, la montée en résolution engendre une augmentation des temps de calcul. Ainsi, une simulation en 96x72x19 nécessite entre ½ heure et 45 minutes pour faire un mois sur la machine décrite plus haut, alors qu’une résolution de 144x108x19 consomme entre 2,5 et 3 heures pour la même période. Ce coût est non seulement lié au fait qu’il y a plus de points de grille donc plus d’équations à résoudre sur le globe, mais aussi au fait que l’on doive modifier le pas de temps physique du modèle quand on monte en résolution spatiale15.

15 Le passage d’une résolution à l’autre nécessite le respect du critère de stabilité de Courant Friedlich-Levy (CFL). Ce critère impose que le pas de temps physique du modèle soit strictement inférieur au rapport entre la distance entre deux points et la vitesse des ondes les plus rapides (ondes gravitaires). Ainsi, lorsqu’on augmente la résolution (on baisse la distance entre les points du globe), on doit diminuer le pas de temps, ce qui engendre plus de calculs. Dans le cas on ne tient pas compte de ce critère, le modèle « plante » rapidement (instabilité numérique) car les ondes gravitaires sautent un point de grille dans le pas de temps considéré.


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La Figure 1.5-3 montre la nécessité du passage à la haute résolution pour étudier le bassin du Tchad. En 96x72, celui-ci ne représente que ca. 25 points de grille alors qu’avec le zoom en haute résolution, plus de 300 points de grille couvrent la même superficie. Ce dernier nous permettra de faire des bilans hydrologiques plus fins, notamment concernant la répartition sur les parties nord et sud des pré-cipitations. En outre, on peut donc s’attendre à ce que les processus régionaux, notamment ceux liés à l’orographie, soient mieux résolus en haute résolution ; c’est pourquoi celle-ci sera utilisée pour l’étude de l’impact du Rift sur le climat africain. Néanmoins l’utilisation d’un zoom, même à cette résolution, ne permet en aucun cas au modèle de détecter les reliefs à méso-échelle (de 1 à 10 km d’extension géographique) ; les effets locaux des vallées ou montagnes isolées ne sont donc pas représentés.

1.5.3 Le modèle de surface ORCHIDEE ORCHIDEE est un modèle visant, à partir de données climatologiques ou de sor-ties de modèles, à simuler les processus biogéochimiques, biophysiques et, dans une moindre mesure, écologiques, de la biosphère. Il est issu du couplage entre trois modèles pré-existants. SECHIBA est un modèle prenant en compte les pro-cessus rapides du sol tel que le routage de l’eau, les bilans énergétiques et hydri-ques. Son pas de temps, de l’ordre de la demi-heure, est le plus court. STO-MATE gère le bilan de carbone journalier, et calcule la productivité primaire du couvert végétal, la quantité de biomasse parmi d’autres processus liés à la dyna-mique du carbone. Ce module fait le lien entre les processus courts de SECHIBA et des processus plus longs liés à la dynamique de végétation. Celle-ci est repré-sentée dans le module LPJ (pour Lund-Postdam-Jena). LPJ comporte plusieurs paramétrisations dont : les feux, la compétition pour la lumière, la mortalité des arbres et enfin les critères climatiques de présence ou d’absence de types de vé-gétation. Ces types fonctionnels de plantes, ou PFTs, (Cramer, 1997) sont des schématisations simplistes de la végétation, la scindant ici en douze groupes cor-respondant à des critères prédéfinis. Ces PFTs seront l’unité que nous utiliserons dans cette étude pour étudier la distribution spatiale de la végétation en fonction des simulations climatiques.


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ORCHIDEE peut en effet être utilisé dans deux configurations : Soit couplé avec un modèle de climat, soit forcé par des données ou sorties de modèles climatolo-giques. C’est cette dernière configuration qui sera utilisée dans notre étude. Afin d’obtenir des données climatologiques journalières, les sorties climatiques de LMDz doivent être traitées par un processus statistique nommé générateur de temps. Ce processus vise à créer de la variabilité journalière à partir de données mensuelles et/ou journalières. Les variables de sorties de LMDz utilisées pour forcer ORCHIDEE sont les suivantes : nombre de jours de pluies, montant total des précipitations, humidité relative de surface, cycle diurne de la température, vitesse des vents de surface, couvert nuageux.

Figure 1.5-4 :Schématisation du principe de fonctionnement du modèle ORCHIDEE, avec les trois modules sus-cités. La végétation est représentée par 12 types de PFT (deNoblet, 2006).


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1.5.4 Choix de la version de LMDz Un modèle de climat tel que LMDz est en perpétuel évolution par le biais de plu-sieurs développeurs spécialisés dans un ou plusieurs compartiments du modèle. Ce travail de développement est largement motivé par la recherche d’amélioration des capacités des modèles à représenter le climat observé. En conséquence, plusieurs versions du modèle existent, et souvent co-existent, im-posant à l’utilisateur extérieur un choix. Dans le cas de notre étude, nous pou-vions soit utiliser une version ancienne de LMDZ.3.3, validée pour les moyen-nes et hautes latitudes, dans laquelle un nouveau schéma de surface prenant en compte les surfaces de type lac et marécages avait déjà été développée, soit utili-ser la nouvelle version LMDz4, finalisée au début de ce travail de thèse, mais ne disposant pas de ce schéma de surface. Une étude comparative simple de la re-présentation de la mousson en Afrique nous a conduits à utiliser cette dernière version.


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Figure 1.5-5 : Répartition des précipitations, moyennée sur les trimestres d’hiver (à gauche) et d’été (à droite), pour des simulations réalisées avec LMDz4 (A,B), LMDz.3.3 (C,D), et un jeu d’observations (E,F), moyennées sur les 17 dernières années, du « Climate Research Unit » (Xie and Arkin, 1997).


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On constate en effet sur la Figure 1.5-5 de fortes disparités dans la répartition géographique et dans les moyennes trimestrielles des précipitations entre les ob-servations et les modèles, mais aussi entre les versions des modèles. On constate que LMDz.3.3 représente mieux les espaces où ont lieu les pluies et notamment le décalage au Nord de la mousson en été boréal, et son repositionnement entre l’équateur et 20°S en hiver. Néanmoins, les montants sont largement surestimés, ce qui nous empêche d’utiliser ce modèle pour établir des bilans hydriques au sein du bassin du Tchad. En ce qui concerne LMDz4, la répartition géographique des pluies est moins bonne, avec une mousson positionnée trop au Nord en hiver boréal. Néanmoins, les moyennes saisonnières sont satisfaisantes sur le bassin du Tchad bien qu’il existe une légère surestimation en été boréal. On peut fortement suggérer que ces surestimations des précipitations sont liées à la représentation du sol. En effet, si l’utilisation d’ORCHIDEE avec LMDz génère des sous-estimations des pluies, l’utilisation d’un bucket, qui conduit à une maximisation de l’évaporation tend à exagérer la convection et les précipitations qu’elle gé-nère. Ces biais systématiques devront être pris en compte au cours des interpréta-tions des différentes simulations.

1.6 En résumé… On peut schématiser le climat par ses cinq composantes physiques, qui sont in-terconnectées. Les échanges entre compartiments sont des échanges de matière et d’énergie, par la mise en circulation de l’atmosphère et des océans, elle-même issue du bilan énergétique différentiel de la Terre selon la latitude. La circulation méridienne est due aux cellules de Hadley, qui transportent l’énergie excéden-taire de l’Equateur vers les hautes latitudes. Sous la branche ascendante de ces cellules, les contrastes thermiques entre océan et continent conduisent à des phé-nomènes de mousson, dont on peut suivre le mouvement par la position de l’ITCZ. En Afrique de l’Ouest, et notamment au Tchad, la mousson conduit à un climat régional à très forte saisonnalité, avec une longue saison sèche, en hiver boréal, et une saison des pluies en été. Ces pluies ne concernent que la moitié sud du bassin hydrographique du Tchad, la partie nord restant sous un régime sa-hélo-saharien, avec des pluies quasiment inexistantes. Parmi l’éventail de modè-les climatiques disponibles, nous avons choisi d’utiliser LMDz, GCM qui permet d’obtenir de hautes résolutions sur une région choisie. Ce modèle sera forcé par diverses conditions aux limites permettant à la fois de tester sa sensibilité et de faire des simulations paléoclimatiques à partir de données bien contraintes.

Le bassin hydrographique du Tchad : Caractéristiques, Evolution, Modélisation

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2 Le bassin hydrographique du Tchad : Caractéristiques, Evolution, Modélisation

2.1 CARACTERISTIQUES DU BASSIN TCHADIEN ET CONCEPT DE MEGA LAC TCHAD 42 2.1.1 LES CARACTERISTIQUES PHYSIQUES DU BASSIN............................................. 42 2.1.2 CONCEPT ET EVIDENCES D’UN MEGA-TCHAD A L’HOLOCENE........................ 44 2.1.3 EXTENSION DU CONCEPT AU MIOCENE .......................................................... 45 2.1.4 CONSEQUENCES THEORIQUES POTENTIELLES D’UN MEGALAC SUR LE CLIMAT REGIONAL ................................................................................................................ 46 2.2 LES PREMIERES MODELISATIONS DU FONCTIONNEMENT DU BASSIN DU TCHAD 47 2.2.1 LE MODELE DE KUTZBACH (1980)................................................................. 47 2.2.2 LES MODELES DE GAC ET DE SCHUSTER : ...................................................... 48 2.3 LE MEGA TCHAD DANS LMDZ ....................................................................... 51 2.3.1 APPROCHE PRELIMINAIRE : PREMIERE ETUDE DE SENSIBILITE ....................... 51 2.3.2 UN LAC DANS LMDZ : UN NOUVEAU SCHEMA DE SOUS-SURFACE .................. 58 2.3.3 EXPERIENCES................................................................................................ 62 2.3.4 RESULTATS................................................................................................... 62 2.4 EN RESUME… ................................................................................................. 66

Ce chapitre vise à comprendre en quoi une grande surface en eau au sein du bas-sin tchadien peut influencer le climat régional et son régime hydrologique. Nous revenons donc sur les caractéristiques physiques du bassin et sur la mise en évi-dence, et l’extension au Miocène, du concept de Méga Lac Tchad. Le premier paragraphe peut paraître très proche d’une partie de l’article du chapitre 3, mais le but est ici d’introduire plus finement les premiers pas de modélisation du bas-sin et des améliorations que le présent travail peut apporter. Plusieurs écueils pratiques ne m’ont permis d’obtenir que des résultats préliminaires dans le temps imparti pour la rédaction de ce manuscrit. Néanmoins, une réflexion est menée sur le développement futur des modèles et de la méthodologie à employer pour évaluer l’impact de la rétroaction d’un milieu humide (qu’il soit lacustre ou ma-récageux) sur le climat au Miocène supérieur.

2.1 Caractéristiques du bassin tchadien et concept de Méga Lac Tchad

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2.1.1 Les caractéristiques physiques du bassin Le bassin hydrographique du Tchad étend ses deux millions et demi de kilomè-tres carrés approximativement entre 7°N et 25°N et 7°E et 24°E. Il présente plu-sieurs particularités qui se révèlent importantes d’un point de vue climatique : Il est endoréïque, i.e. il n’est pas connecté à l’océan en dehors d’un exutoire po-tentiel mais théorique liant sa partie sud-ouest à l’océan Atlantique via les fleu-ves Bénoué et Niger. Il est entouré de reliefs élevés ; à l’ouest le plateau de Jos (sommet à 1693 mè-tres), l’Aïr (2022 m), le Hoggar (2908 m) ; au nord le Tibesti (3415 m) ; à l’est l’Ennedi (1450 m), le Ouaddaï et le Darfour (3088 m), le Guera (1613 m) ; au sud les Bongos (1330 m) et l’Addamaoua (2460 m). Il est sub-divisé en deux sous-bassins. Le sous-bassin sud est le bassin hydrogra-phique de l’actuel lac Tchad, alimenté par deux fleuves, le Chari et le Logone, prenant leur source dans l’extrême sud du bassin et drainant les eaux sur plus de 500 km avant de confluer et d’alimenter le lac, point bas du bassin (275 m asl). Ces fleuves se situant entre 7°N et 12°N, soit sous le passage de l’ITCZ en été boréal, ils sont alimentés par les pluies de mousson entre mai et septembre. Ghienne et al. (2002) ont montré que ce sous-bassin présentait une pente extrê-mement faible, de l’ordre de 0,01%. Le sous-bassin nord présente une configura-tion différente. Situé entre 12°N et 24°N, il est peu alimenté par les pluies de mousson. Ainsi, il ne présente que de petits oueds en sa périphérie qui ne convergent en aucune surface permanente en eau. D’un point de vue topographi-que, il présente une dépression avec un point bas à 200 m, nommé « pays-bas » tchadiens ou encore dépression de Bodélé.


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Figure 2.1-1: Tempêtes de poussières dans la dépression de Bodélé. En bas à gauche, le lac Tchad. Crédit : EOS DAAC et MODIS Rapid Response Team (NASA GSFC)

Les forts vents de nord-est pénétrant le Tchad par le Tibesti et l’Ennedi sont ca-nalisés par ces reliefs vers la cuvette. Celle-ci est caractérisée par de petits lacs éphémères, qui quand ils s’assèchent, mettent en suspension une quantité impor-tante de poussière. La cuvette de Bodélé est ainsi renommée puisqu’elle est la première source saharienne d’aérosols, qui sont transférés du continent africain vers l’océan Atlantique, via des tempêtes de sables (Koren and Kaufman, 2004). Ces tempêtes jouent très probablement un rôle dans le « creusement » de la cuvette, mais celui-ci n’est pas quantifié. Néanmoins, ces vents restent l’allié principal des paléontologues puisqu’ils révèlent en partie les lentilles argileuses fossilifères. La connexion entre les deux points des deux sous-bassins se fait par une « val-lée » aujourd’hui asséchée, le Bahr el Ghazal, qui présente un seuil à 285 m d’altitude. Cette configuration particulière a conduit Schuster (Schuster, 2002) à proposer le scénario suivant pour expliquer les phases d’expansion du lac du sud vers le nord : « Ainsi, en théorie, une fois le sous-bassin sud rempli jusqu’à la cote 285 m, il devrait se déverser vers le nord, via le Bahr el Ghazal, pour alimenter le sous-bassin septentrional. Une fois ce dernier lui aussi rempli jusqu’à la cote 285 m, les deux cuvettes n’en forment plus qu’une et peuvent continuer à se remplir pour former un immense lac. »


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2.1.2 Concept et évidences d’un Méga-Tchad à l’Holocène16 La première évidence d’une « mer paléotchadienne », occupant toute la partie basse (sous-bassin Nord) du bassin tchadien a été publiée par Tilho en 1925 (Tilho, 1925). A peine une trentaine d’années plus tard, Pias et Guichard (Pias and Guichard, 1957) interprètent une grande ride sableuse au sud du Tchad et au Nord-Cameroun comme « un long cordon périlacustre ayant délimité un grand Pa-léo-Tchad ». Et c’est encore dix ans plus tard que Schneider (Schneider, 1967) décrit les contours du « Méga-Tchad », grâce à l’étude de photographies aérien-nes et à de nombreux points faits sur des reliquats du cordon périlacustre. Cet au-teur a ainsi attribué une altitude d’environ 320 mètres au Méga-Tchad. Sa super-ficie aurait alors été de 330,000 km2 (une mer caspienne -d’eau douce- au milieu de l’Afrique !) alors que le lac Tchad pré-industriel, à une altitude de ca. 282 mètres, ne fait que 20,000 km2 de superficie (moins de 3, 000 km2 de nos jours). Bien qu’une controverse se soit développée dans les années 80, attribuant les cordons périlacustres à des soulèvements sableux liés à des activités tectoniques tardives dans le bassin (Durand, 1982), et donc rejetant le concept de Méga-Tchad, les caractéristiques de cet épisode sont de mieux en mieux contraintes. Ainsi, Guienne et al. (Guienne et al., 2002), ont montré à l’aide de la télédétec-tion une terrasse d’érosion dont la taille (entre 50 et 100 km selon les endroits) implique la présence d’une immense masse d’eau, tout en réfutant toute activité tectonique tardive dans le bassin. Récemment, Schuster et al. (Schuster et al., 2005) ont apporté de nouvelles données en précisant les paléorives de ce méga-lac. Leblanc et al. (Leblanc et al., 2006a; Leblanc et al., 2006b) ont quant à eux précisé la topographie (30 secondes d’arc) du bassin, également par des mesures satellitaires. L’ensemble de ces études ne laissent ainsi plus aucun doute quant à l’existence du Méga-Tchad Holocène. Par ailleurs, la synthèse des dates 14C fai-tes sur des charbons découverts au sommet du cordon, des coquilles de mollus-ques, et plusieurs séquences sédimentaires, notamment celle de Tjeri (Maley, 2004) permettent de situer l’épisode de Méga-Tchad Holocène entre ca. 8500 et 6300 ans cal. BP (ca. 7700-5500 14C BP).

16 Ce paragraphe est très largement inspiré de Maley (2004). Les références citées en sont directement extrai-tes.


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2.1.3 Extension du concept au Miocène L’idée qu’il ait pu exister plusieurs Méga lacs Tchad depuis 6-7 Ma est venue des études sédimentologiques et paléontologiques réalisées dans le cadre de la MPFT. Ces dernières ont montré l’alternance, entre 7 Ma et 3 Ma, de phases éo-liennes et lacustres dans des sites fossilifères situés dans le sous-bassin nord. Si l’absence de datation absolue et de continuité dans ces séries prévient toute ap-proche dynamique à partir des données, l’étude des sédiments a permis d’isoler six à huit épisodes lacustres très étendus entre 7 et 3 Ma. En outre, l’absence de jeu néotectonique depuis le Miocène dans le bassin du Tchad permet de supposer que ses caractéristiques physiques majeures (topographie, division en deux sous-bassins) ont peu changé, bien qu’une forte incertitude existe concernant le rôle joué par l’érosion éolienne dans la mise en place de la cuvette de Bodélé. Un questionnement existe à propos de la nature même des expansions lacustres du Miocène. S’agissait-il vraiment d’un lac géant comparable à celui de l’Holocène ou était-ce plutôt un immense marécage ? La diversité et l’abondance des faunes fossiles plaident en faveur d’un delta endoréique de type Okavango. Les dépôts sédimentaires suggèrent trois successions distinctes : Une phase désertique avec la formation d’un erg dunaire, une inondation de l’erg, conduisant à la mise en place du delta marécageux, et une phase lacustre clôturant le cycle. Du point de vue de la modélisation, je considérerai la dernière occurrence de Méga Tchad à l’Holocène en tant qu’analogue des épisodes lacustres Miocène, comme une première hypothèse de travail cohérente. Ce dernier épisode est en effet de loin le mieux documenté et le plus à même d’être utilisé à des fins de modélisation et de compréhension des mécanismes climatiques. Cependant, plusieurs indices dans les registres fossiles et sédimentaires, indiquent des connexions hydrogra-phiques entre bassin tchadien et bassin de Syrte (Lybie), donc un fonctionnement différent de celui de l’Holocène et une possible alimentation hydrologique par le nord du bassin tchadien. Ces hypothèses seront discutées, notamment en ce qui concerne les différences climatiques qu’elles induisent.


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2.1.4 Conséquences théoriques potentielles d’un mégalac sur le climat régional

D’un point de vue climatique, la conséquence de la présence d’une immense sur-face d’eau libre dans la zone sahélo-saharienne peut être de deux ordres ; ther-mique et hydrologique.

∝ Conséquence hydrologique :

C’est la plus évidente. Un Méga Tchad de 300, 000 km2 représente un volume d’environ 6,000 km3. Une telle quantité d’eau libre, pour une profondeur maxi-male dépassant à peine 90 mètres dans la cuvette de Bodélé, représente une source d’évaporation gigantesque. L’une des questions auxquelles ce travail ten-tera de répondre sera de déterminer la dynamique du cycle de l’eau au cours de l’année, et surtout la localisation de la re-précipitation, afin de déterminer si le lac peut en partie s’autoalimenter ou si une part importante de l’eau est exportée en dehors du bassin hydrographique. On ne peut répondre à ces questions qu’en comprenant de quelle manière le lac influence la circulation atmosphérique ré-gionale, qui est dépendante du bilan thermo-énergétique au-dessus du lac. En outre, on peut dégager trois phases dans la dynamique d’un Méga Tchad (et par extension la persistance de conditions humides sur le bassin) qui sont inté-ressantes d’un point de vue climatique. La première est la mise en place ; Est-elle seulement due à une position plus septentrionale de l’ITCZ, ou à un renfor-cement de celle-ci au-dessus du sous-bassin sud ?, Est-ce que d’autres schémas atmosphériques entrent en jeu ? La seconde est la persistance d’un Méga Tchad ; Quelle estimation peut-on faire de la part de recirculation d’eau atmosphérique liée au lac, et quel rôle joue-t-elle dans le maintien des conditions humides ? La troisième est la disparition, et par extension l’alternance des phases humides et sèches ; Y-a-t-il un seul moteur climatique ?


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∝ Conséquence thermique :

Nous l’avons vu dans le premier chapitre, la dépression thermique de surface présente dans les basses couches de l’atmosphère au-dessus du Sahara est l’un des rouages principaux du mécanisme générant les vents de moussons sur le sa-hel. Cette dépression est issue du fort chauffage de la surface lié à la faible capa-cité calorifique du sol. Si on remplace 300,000 km2 de ce désert par un lac, on change le bilan énergétique de surface, puisqu’une surface d’eau a une capacité d’absorption du rayonnement et de diffusion thermique que n’a pas le sol, et un albédo plus faible conduisant à une absorption plus importante de rayonnement solaire (et donc une réémission plus faible dans l’air). Ces changements du bilan radiatif peuvent avoir des conséquences importantes sur les pressions de surface, les vents, les flux de chaleur sensible et latente (donc l’évaporation) et donc sur les schémas de circulation atmosphérique, au moins à l’échelle régionale. Ce type de considérations a conduit plusieurs chercheurs, dès les années 80 à tenter une modélisation du fonctionnement d’un Méga-Tchad à l’Holocène.

2.2 Les premières modélisations du fonctionnement du bassin du Tchad

2.2.1 Le modèle de Kutzbach (1980) Les premiers pas de modélisation du fonctionnement hydrologique du bassin à l’Holocène ont été réalisés par Kutzbach en 1980 (Kutzbach, 1980). Par l’expression conjointe des bilans radiatif et hydrologique, ce dernier a pu cons-truire deux modèles liant les précipitations à la fraction du bassin hydrographi-que occupée par le lac. Un premier modèle, linéaire, implique l’estimation de plusieurs paramètres pour déterminer le montant des précipitations sur le bassin hydrologique: surface du lac, paléovégétation, bilan radiatif, et fractionnement entre chaleur sensible et chaleur latente sur le bassin et sur le lac. Le terme concernant la paléovégétation implique des hypothèses sur le type de couverture sur la partie du bassin non couverte par le lac. Kutzbach a ainsi pu faire plusieurs scénarios avec des cou-verture végétales (désert, marécages, savanne) différentes. Ce modèle linéaire s’écrit :

ddd

sss

lll

aRB

aRB

aRB

PL+

++

++

=⋅1

11

11

1

Avec : L : Chaleur latente d’évaporation P : Précipitation


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Bl, Bs, Bd : Rapport de Bowen : chaleur sensible/chaleur latente sur le lac, sur le désert, respectivement. Rl, Rs, Rd : Flux radiatif net sur le lac, sur le marécage, sur le désert, res-pectivement. al, as, ad : Fraction du bassin occupée par une surface de type lac, maré-cage, désert, respectivement. Le même auteur a développé une écriture non linéaire qui fait varier le ratio de Bowen en même temps que les précipitations.

[ ]( ) ( )lLPR

ll

l

aeaPL

RB

b −⋅−+⋅⎥⎦⎤

⎢⎣⎡

⋅⋅

+= − 11

111 /

Cette écriture est plus avantageuse que le modèle linéaire puisqu’elle implique la prescription d’un nombre moins important de paramètres. Ces modèles très syn-thétiques ne tiennent pas compte de la topographie particulière du bassin et donc n’aborde pas du tout l’aspect dynamique d’une évolution d’un petit lac vers un Méga Tchad. Par ailleurs, la circulation atmosphérique n’intervient pas non plus, puisque tous les termes relatifs au rayonnement sont prescris. Il s’agit donc juste ici de lier la précipitation à la fraction occupée par le lac dans le bassin.

2.2.2 Les modèles de Gac et de Schuster : Gac a été le premier à assimiler la topographie des sous-bassins tchadiens à des cônes renversés. A partir de cette simplification géométrique et en prenant divers scénarios climatiques simplistes (sec, humide), il a suggéré plusieurs hypothèses de dynamique lacustre, en estimant l’évolution des volumes et surfaces des sous-bassins en fonction de trois paramètres : précipitation, évaporation, et apports hydrographiques. L’un des scénarios suggérés, utilisant une situation climatique « humide » (P-E = 600 mm sur l’ensemble du bassin, apport par le réseau hydro-graphie = 61.109 m3), suppose l’envahissement du sous bassin nord au bout de 25 ans et l’établissement d’un lac de 20,000 km2, d’un volume de 340 km3, stabilisé en 150 ans à la cote 217 m. De telles simplifications présentent évidemment de nombreux désavantages. Le premier est l’approximation parfois grossière des volumes réels. En effet, il ap-paraît que le modèle de Gac, pour la cote de 283 m, qui est le seuil de passage entre les deux sous-bassins dans ce modèle, surestime le volume du sous-bassin d’un tiers. Par ailleurs, le fait d’utiliser un bilan hydrologique annuel néglige la prise en compte des variations saisonnières qui sont importantes dans ces zones sub-tropicales.


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Schuster (Schuster, 2002) a plus récemment amélioré ce modèle en représentant le bassin par trois cônes (Figure 2.2-1). Un cône pour chaque sous-bassin (C1 et C2) qui, quand ils sont en connexion et au même niveau, sont modélisés par un cône tronquée (C3). Chacun de ses cônes voit sa surface de base définie par les valeurs de modèle numérique de terrain. Le fonctionnement de ce modèle, décrit dans l’article du chapitre 3, permet d’estimer la variation du volume du lac selon l’équation suivante :

)( EPSRV −⋅+=Δ avec : R : Volume des apports en eau

P : Précipitations sur la surface du lac E : Evaporation à la surface du lac S : Surface du lac

Figure 2.2-1 : Conceptualisation des trois phases d’extension du sous-bassin sud pour donner un Méga Lac Tchad, d’après Schuster (Schuster, 2002).

Les modèles de Gac et de Schuster diffèrent donc largement de celui de Kutz-bach. En effet, les premiers utilisent des paramètres climatiques prédéfinis pour estimer l’évolution de la surface du bassin dans le temps, en faisant une estima-tion des volumes tenant compte de la topographie connue du bassin. Le modèle de Kutzbach, quant à lui, cherche à estimer un paramètre climatique (la précipi-tation) en fonction d’un bilan énergétique et hydrologique reposant sur d’hypothèses fortes de surface du lac, de couvert végétal et de fractionnement énergétique, n’incluant pas les caractéristiques topographiques du bassin versant. Il ne permet pas d’avoir de notion réelle de dynamique du lac.


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Pour revenir au point principal de ce chapitre, il s’avère nécessaire de développer un modèle combinant les deux approches, intégrant à la fois un bilan hydrologi-que réaliste et une représentation régionale du climat. Il est important de connaî-tre précisément les paramètres climatiques au-dessus du bassin, tout en ayant une notion d’évolution de la surface et du volume du lac en fonction de ces mêmes paramètres. De plus, comme précisé plus haut, un mégalac a un impact potentiel sur la circulation atmosphérique. Afin de prendre en compte toutes ces notions, une seule solution semble se présenter ; inclure un modèle de lac dédié au bassin du Tchad dans un modèle de circulation générale atmosphérique. Des simula-tions réalistes à haute résolution avec LMDz zoomé existent pour le passé, no-tamment pour le Pliocène (Jost et al., 2005). Parallèlement, et bien que dans un contexte très différent (hautes latitudes), le schéma de surface des lacs intégré dans un GCM a été validé (Krinner, 2003). L’effort de modélisation a donc été mis sur l’intégration du code des lacs dans LMDz4.


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2.3 Le Méga Tchad dans LMDz

2.3.1 Approche préliminaire : Première étude de sensibilité

2.3.1.1 Conditions aux limites

Nous l’avons vu lors de la description du modèle, quatre types de sous-surfaces interviennent à l’interface avec l’atmosphère dans LMDz. Nous avons ici rem-placé les fractions de continents par des fractions océaniques (avec l’albédo cor-respondant) pour représenter un Méga-lac, en nous appuyons sur la valeur maxi-male de l’extension du lac, à savoir 340,000 km2. Par cette méthode, nous cherchons à tester la sensibilité du modèle (notamment en termes d’évaporation et de champs de pressions) à la présence d’une grande surface en eau dans la zone sahélienne. La Figure 2.3-1 montre comment est représentée une surface de type méga-Tchad sur la grille du modèle. Une étude de sensibilité de meilleure qualité aurait impliqué l’utilisation d’une résolution plus fine, mais le but était ici d’avoir rapidement le signal du modèle à la perturbation engendrée par un MLT, et nous avons donc limité le temps de calcul en utilisant une résolution in-termédiaire (96x72x19) pour cette simulation (dénommée LAC). Nous allons comparer ici la simulation de sensibilité LAC à une simulation dite de contrôle, c’est-à-dire une simulation dont tous les paramètres sont identiques, fixés au pré-industriel, exceptées les valeurs des fractions de continent du bassin tchadien qui sont laissées à 100 % partout. Ce type de comparaison, entre une expérience de sensibilité et une expérience de contrôle (CTL), sera repris tout au long du ma-nuscrit.


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Figure 2.3-1 : Représentation de la fraction de surface occupée par une surface corres-pondant à un événement de type Méga Tchad à la résolution moyenne du modèle.

2.3.1.2 Résultats

Les champs saisonniers montrent des différences importantes entre LAC et CTL (Figure 2.3-2). En hiver, la simulation CTL montre la dominance des alizés continentaux et l’absence d’évaporation dans les trois quarts nord du bassin. On constate cependant qu’il existe des valeurs d’évaporation comprises entre 1 et 3 mm/j entre 6 et 12°N. Ces valeurs sont liées au biais du modèle qui a tendance à ne pas « descendre » l’ITCZ assez au sud durant cette période de l’année. En été, l’ITCZ est déplacée au nord et une évaporation importante s’installe sur la moitié sud du bassin tchadien. Dans la simulation LAC, on a des valeurs d'évaporation hivernale de 3 à 7 mm/j sur les points de grille correspondant au Méga-lac. En revanche, en été, ces va-leurs faiblissent et il n’y a plus d’évaporation sur la majorité de ces points de grille. Les champs de pluies montrent qu’en été, les précipitations également sont très faibles sur le bassin dans LAC, alors qu’elles sont renforcées à l’ouest du bassin. Ainsi, si les vents de basse troposphère des deux simulations sont comparables, les pluies suivent un gradient latitudinal « classique » sur le bassin pour CTL (fort au sud, faibles au nord), alors qu’elles semblent confinées au sud pour la simulation LAC.


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Figure 2.3-2 : Evaporation moyenne, en mm/j, centrée sur le bassin du Tchad, en hiver et en été, pour les deux simulations discutées.

Figure 2.3-3: Précipitations moyennes, en mm/j, centrées sur le bassin du Tchad, en hiver et en été, pour les deux simulations discutées.


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L’analyse des cycles saisonniers moyennés sur tout le bassin (Figure 2.3-4) mon-tre la mise en place de la saison des pluies, pour CTL, sur le bassin tchadien en mai-juin avec son apogée en août (les mécanismes sont discutés dans le chapitre 3). Le bilan P-E, faible en valeur absolue, n’est négatif que pour les trois mois d’hiver, et prend ses valeurs maximales en été, pendant la mousson. Le cycle saisonnier de l’expérience LAC est très différent. A partir d’avril, la mousson semble se déclencher plus rapidement que pour CTL, au vue de la pente forte de la courbe de précipitation. Cependant, cette même courbe atteint un pla-teau en juin, et en juillet-août, les pluies restent constantes à des valeurs beau-coup plus faibles (<2.5 mm/j) que pour CTL (4 mm/j). En outre, l’évaporation moyenne sur le bassin n’augmente pas non plus et reste constante jusqu’en octo-bre.

Figure 2.3-4 : Cycles saisonniers des précipitations (P), de l’évaporation (E) et de l’anomalie P-E, moyennées sur le bassin hydrographique du Tchad, en mm/j.

Si l’on ne considère que les points de grille de surface en eau, le signal hydrolo-gique est plus marqué ; les signaux de l’évaporation et des pluies moyennées sur le bassin sont clairement opposés. Cela conduit à un bilan P-E négatif sur toute l’année, qui atteint des valeurs inférieures à – 3 mm/j en hiver. Le cycle saison-nier de l’évaporation sur ces points est, au premier abord, déconcertant. Si l’on comprend aisément les valeurs fortes en hiver, la chute de celles-ci de février à juin est difficile à interpréter. Quel mécanisme implique un tel comportement de la part du modèle ?


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Figure 2.3-5: Cycles saisonniers de la simulation "LAC". Les variables evap_lac, precip_lac, et precip_tot représentent l’évaporation, les précipitations sur les points de grilles en eau, et les précipitations moyennées sur l’ensemble du bassin, respectivement.

La réponse vient en partie du cycle saisonnier de la température de surface. La température de surface prise en compte pour le calcul des flux pour chaque sous-surface dépend, pour les fractions d’océan, du fichier de conditions aux limites utilisé, alors qu’elle est calculée pour les fractions de terre. Dans la simulation LAC, le modèle prend donc en compte, sur les points de grille concernée, des va-leurs prescrites. Ces valeurs sont prescrites jour à jour, et le cycle saisonnier de ces températures prescrites est peu marqué, avec des valeurs moyennées sur le bassin oscillant entre 24.2°C en janvier et 27°C en juillet-août. Dans la simula-tion CTL, les températures calculées au sol ont un cycle saisonnier beaucoup plus marqué, oscillant entre 19.5°C en janvier et 29°C en juillet-août. L’anomalie positive de température LAC-CTL, augmenté du fait que le paramè-tre d’évaporation vbeta est égal à 1 pour les fractions en eau, expliquent sur les trois premiers mois les valeurs plus fortes d’évaporation pour LAC que pour CTL.


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Figure 2.3-6 : Profils saisonniers des trois composantes directionnelles des vents moyens sur le bassin tchadien. A,B Profils pour les vents méridiens, respectivement Sud-Nord et Nord-Sud. C,D, profiles des vents zonaux, respectivement Ouest-Est et Est-Ouest. D,E, pro-fils des vents verticaux, respectivement ascendants et subsidants. Les vitesses sont expri-mées en m/s.


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La chute de l’évaporation à partir d’avril est liée aux champs de vents (Figure 2.3-6). La synthèse des vents zonaux, méridiens et verticaux réalisée sur le bas-sin montre qu’à partir du mois d’avril, les vents verticaux et méridiens chutent fortement dans la simulation LAC. Une zone de subsidence se met en place au-dessus des points de lac, freinant la remontée de l’ITCZ sur le bassin. Cette mise en place d’une couche stable, sans vents, au-dessus du bassin, conduit à une baisse conséquente d’évaporation et de précipitations. Par ailleurs, sur le plan horizontal, ces points créent une discontinuité marquée, qui se traduit par un ren-forcement de la convection humide de part et d’autre, aux frontières est et ouest du bassin, avec des précipitations associées. Les mois de mai et juin ont des champs de pressions de surface fortement perturbés par rapport à CTL. Cela s’explique par la subsidence qui induit des pressions de surface plus hautes, et qui empêche la mise en place du schéma classique de la dépression thermique de surface.

Figure 2.3-7 : Champs de pressions pour les mois de mai (gauche) et juin (droite) pour CTL (A, B) et LAC (C, D). En C, on voit clairement la perturbation du champ de pression au-dessus du bassin et la faiblesse des vents.

Il est difficile de comprendre l’origine exacte de ce comportement du modèle, mais ces résultats mettent en évidence la sensibilité de celui-ci aux contrastes thermiques de surface. Les simulations à l’aide de la sous-surface dédiée aux lacs devraient permettre de mieux isoler ces mécanismes.


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2.3.2 Un lac dans LMDz : Un nouveau schéma de sous-surface Krinner (Krinner, 2003) a développé un nouveau schéma de surface dédié aux lacs dans LMDz. Ce modèle présente l’avantage de comprendre une paramétrisa-tion pour représenter les zones inondées de type marécages (wetlands). Son utili-sation devrait donc permettre de tester des scénarios de type mégalac et des scé-narios de type « delta géant » de type Okavango. Le code de LMDz ayant évolué entre 2003 et 2005 (de LMDz.3.3 vers LMDz4), nous n’avons pas pu utiliser ce schéma directement et un (long) travail d’adaptation informatique des program-mes a du être réalisé. Les deux versions de LMDz sus-citées diffèrent notamment par l’absence, pour LMDZ.3.3, d’un programme permettant de lier les processus des sous-surfaces et les processus de la couche limite. Ce programme a été im-plémenté par les développeurs de LMDz en 2003, et la nouvelle version LMDz4, utilisée dans ce manuscrit, voit donc les calculs de flux d’énergie externalisés du programme principal du code concernant la physique. Pour implémenter les lacs dans ce code, le travail a principalement consisté en l’écriture de nouvelles rou-tines adaptées, pour que l’interface puisse prendre en compte une nouvelle sous-surface et faire les calculs spécifiques dessus, sans évidemment rentrer en conflit avec les autres. Ce travail de codage a été réalisé par Gerhard Krinner et Yann Meuredesoif, mon rôle étant plutôt de diagnostiquer le fonctionnement de ce nouveau code et le comportement du modèle par des simulations-test. Le nouveau modèle représente la fraction de lac sous forme d’une colonne de huit couches, dont l’épaisseur suit une loi géométrique de sorte que les couches s’épaississent de la surface vers le fond. Il représente de façon explicite l’absorption de l’énergie solaire par le lac et son absorption par les différentes couches. Il représente la diffusion thermique, qui mène à la mise en place de gradients de densité. Ces gradients de densité mènent à un calcul de convection entre deux couches adjacentes.


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Figure 2.3-8: Schématisation du modèle de lac implémenté dans LMDz d’après Krinner (1995). En bleu, Re, E, P, Rs représentent le ruissellement entrant, l’évaporation, les pré-cipitations et le ruissellement sortant, respectivement, calculés par la composante atmos-phérique. En réponse au rayonnement solaire incident, le modèle calcule les températures et les densités à chaque niveau. Les flux de chaleur sensible et latente sont aussi calculés, ainsi que la rugosité et la nouvelle hauteur d’eau du lac (non représentées). Ces variables sont « redonnées » à chaque pas de temps à la composante atmosphérique qui recalcule alors l’évaporation. Les doubles flèches noires représentent la convection entre chaque couche.

Le calcul du bilan énergétique de surface est fait selon le modèle développé par Hostetler (Hostetler, 1991) :

Lsuds FFLLKQ −−−+−=Δ )1( α , avec :

ΔQs : Variation de Chaleur stockée dans le lac, α : albédo de surface du lac, K : Flux solaire incident en ondes-courtes LD : Flux solaire longues ondes FS : Flux de chaleur sensible FL : Flux de chaleur latente


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Par ailleurs, un bilan hydrique est calculé en fonction des flux entrants (pluie, ruissellement17) et sortants (évaporation, ruissellement sortant si le lac dépasse une certaine hauteur) donnés par le code atmosphérique du GCM. Enfin, le lac est « supporté » par une colonne de sol (de huit niveaux également) assurant la conservation de l’énergie en absorbant l’énergie solaire résiduelle en fond de lac.

Figure 2.3-9 : Algorithme simplifié montrant l’insertion de la nouvelle sous-surface dédiée aux lacs et wetlands dans le GCM.

17 Le ruissellement est en effet pris en compte dans la version standard. Néanmoins dans le cas particulier du Tchad, nous allons voir que celui –ci est traité à part.


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Le modèle de lac étant appelé au sein de l’interface de LMDz, il fonctionne au même pas de temps physique que le reste des sous-surfaces du modèle (Figure 2.3-9).Une fois le code comportant ce nouveau schéma de surface implémenté dans LMDz4, il faut l’adapter au cas particulier du Tchad. Cette adaptation a né-cessité l’écriture d’un nouveau programme, dont l’objectif était multiple. Nous souhaitions que l’utilisateur puisse initialiser le bassin du Tchad avec un lac ayant un volume choisi et qu’à ce que volume corresponde une surface réaliste. Par ailleurs, nous voulions pouvoir suivre l’évolution de la hauteur, du volume et de la surface du lac au cours du run du GCM. Enfin, grâce au nouveau schéma de surface, nous pouvions contrôler l’impact d’un lac de tel ou tel volume sur le cli-mat. Le nouveau programme dédié au Tchad a donc été écrit pour fonctionner à un pas de temps mensuel. Il fait intervenir un jeu de topographie fine du bassin, issu d’un modèle numérique de terrain. Au préalable, on définit les sous-bassins sud et nord selon Ghienne et al. (Ghienne et al., 2002), ainsi que le seuil de bascule-ment des eaux du sud vers le nord (285m asl). Le programme suit l’algorithme suivant et est appelé tous les mois :

∝ Le premier mois, l’utilisateur définit par quel volume de lac il souhaite initialiser le bassin.

∝ A partir du jeu de topographie fine et de ce volume, on déter-mine quelle(s) partie(s) du bassin est (sont) inondée(s). Un calcul de la surface en eau est effectué.

∝ On écrit ensuite les nouvelles valeurs de fraction de lac (la 5ème sous-surface du GCM définie plus haut) sur la grille du GCM (Cela nécessite une interpolation) ainsi que les nouvelles hauteurs d’eau.

∝ Ces valeurs sont ensuite passées dans le GCM, qui gère les cal-culs de précipitations, d’évaporation, de ruissellement.

∝ Le 2ème mois, on lit la hauteur d’eau des lacs et le ruissellement entrant à partir de la sortie mensuelle du GCM.

∝ Le ruissellement est ajouté au calcul d’un nouveau volume pre-nant en compte les nouvelles hauteurs d’eau.

∝ Ce nouveau volume est interpolé sur la grille fine et la nouvelle surface est calculée.


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∝ En repassant sur la grille du GCM, on recalcule de nouvelles fractions et hauteurs de lac, qui seront repassées dans le GCM, et ce tous les mois.

2.3.3 Expériences La mise en œuvre du nouveau code a nécessité beaucoup de temps, l’analyse et la correction de quelques « bugs ». Ces analyses du comportement du modèle ne seront cependant pas présentées ici, car, si elles ont été nécessaires, elles ne concernaient que la correction d’erreurs d’écriture du code, et ne présentent, du point de vue de la problématique de la thèse, pas d’intérêt. Deux expériences du même type que précédemment ont été réalisées : Une expérience de contrôle (CTL2) avec le nouveau code modifié pour prendre en compte la nouvelle sous-surface. Pour que cette simulation soit équivalente au contrôle précédent, les fractions de lac sont mises à zéro sur tout le globe ; une expérience (MLT) initia-lisée par une surface en eau correspondant à un mégalac.

2.3.4 Résultats L’expérience de contrôle a donné des résultats inattendus, avec des montants de précipitations beaucoup plus élevés qu’un contrôle classique. Cet énorme biais (Figure 2.3-10) dans la représentation des pluies avec cette nouvelle version a posé beaucoup de problèmes d’interprétation, après plusieurs vérifications (des paramètres orbitaux, températures océaniques, schémas de convection), la re-cherche du « bug » est encore en cours au moment de la rédaction de ces lignes. Bien que LMDz4 évolue rapidement (Annexe 2), il semble peu probable que la version dans laquelle les lacs ont été implémentés ait divergé de la version stan-dard utilisée dans cette thèse au point d’avoir une représentation aussi radicale-ment différente des précipitations. L’erreur vient plus probablement d’une mau-vaise gestion du modèle des fractions de sous-surfaces de lac. Les valeurs absolues des pluies dans ce code, sont biaisées au point de conduire à un bilan P-E+R annuel positif sur le bassin, et donc à un maintien du mégalac dans des conditions pré-industrielles imposées en condition initiale. Ainsi, le calcul mensuel du nouveau volume à chaque appel de la routine dédiée au bassin donne une évolution constante. Bien que faux, ces résultats de simulation sont exploitables si l’on travaille en anomalie entre CTL2 et MLT, ce qui permet de supprimer le biais lié au modèle. On peut ainsi distinguer le signal lié au lac et mettre en valeur l’intérêt de cette approche par rapport à celle du paragraphe 2.3.1.


63

Figure 2.3-10 : Précipitations (mm/j) pour CTL2 en hiver (A) et en été (C). B et D re présen-tent les anomalies MLT-CTL2, pour ces deux saisons, en mm/j.


64

Figure 2.3-11 : Profils saisonniers des précipitations et de l’évaporation pour CTL2 (à gau-che) et MLT (à droite), moyennées sur le bassin tchadien (en haut) et sur les points de grille en fraction de lac dans la simulation MLT (en bas).


65

La simulation MLT voit les précipitations sur les points de grille de lac réduites en été par rapport à CTL2, alors que le signal est inexistant en hiver (Figure 2.3-10). L’anomalie annuelle entre les deux simulations oscille entre 400 et 1800 mm de précipitations sur les points correspondants au lac. Cette réduction des précipitations sur ces points n’est pas compensée par une re-précipitation ailleurs au sein du bassin hydrographique (le bilan moyenné sur le bassin diminue lui aussi entre les deux simulations) mais correspond bien à une exportation d’eau dans l’atmosphère. L’évaporation diminue également entre les deux simulations, mais moins drastiquement que la pluie, avec une baisse qui reste constante entre mars et novembre (1 mm/j). Par ailleurs, l’évaporation dans MLT ne suit pas le cycle saisonnier surprenant observé dans LAC (comparer Figure 2.3-5 et Figure 2.3-6). Elle conserve une cyclicité saisonnière proche de celle des précipitations, avec un maximum en été. Les valeurs absolues de l’évaporation au-dessus du lac restent cependant sous-estimées (de 300 à 1800 mm/an, selon les points de grille) par rapport aux observations (2,200 mm/an (Olivry et al., 1996)). Au vu du cycle saisonnier, on peut supposer que c’est l’évaporation hivernal qui est ici sous-estimée (<1 mm/j de janvier à mars). La meilleure représentation du cycle saisonnier de MLT, par rapport à la simula-tion LAC, vient du fait que la température de surface est ici calculée de façon explicite, et non pas prescrite. Ainsi, on ne retrouve pas le décalage thermique entre la surface en eau et le reste du bassin comme on pouvait l’avoir dans le premier jeu d’expériences. L’introduction de la nouvelle sous-surface est donc un point essentiel dans la démarche d’une étude des rétroactions d’un mégalac sur le climat régional. La correction du modèle devrait permettre à court terme de quantifier l’impact de celui-ci.


66

2.4 En résumé… L’analyse des études de modélisation ayant été menées par le passé a montré qu’il était nécessaire d’intégrer le climat, les conditions de surface et l’hydrologie du lac Tchad dans un même modèle si l’on voulait comprendre sa dynamique et ses potentielles rétroactions sur le climat. Dans ce but, nous avons intégré un code de lac validé pour les hautes latitudes dans LMDz4. Afin d’étudier finement les variations de volume du lac, nous avons également déve-loppé un programme permettant de suivre, en fonction d’un bilan hydrologique simple, l’évolution de la superficie du lac, et d’analyser sa rétroaction de façon interactive. Malheureusement, des contraintes techniques n’ont pas permis d’obtenir des résultats robustes dans les temps. Des diagnostiques préliminaires ont néanmoins été établis à travers deux jeux de simulations, suggérant une ré-troaction négative d’une surface en eau de type mégalac au sein du bassin tcha-dien. Dans nos simulations, le modèle prévoit systématiquement une réduction de l’évaporation et des précipitations convectives sur les points de grille en eau. Bien que non fonctionnelle au moment de la rédaction de ce manuscrit, la mise en place de ce code apparaît comme un point nécessaire et essentiel, notamment au vu des résultats obtenus lorsque le lac n’est représenté que par des fractions d’océan. La correction du code permettra à court terme de confirmer ou d’infirmer ces premiers résultats, et surtout d’étudier finement la dynamique du bassin.


67

68

3 Impact des températures de surface du golfe de Guinée et du bassin méditerranéen

3.1 ARTICLE ACCEPTÉ À GLOBAL AND PLANETARY CHANGE ............................. 69 3.1.1 ABSTRACT .................................................................................................... 70 3.1.2 INTRODUCTION ............................................................................................. 71 3.1.3 MODELLING THE LMC: THE GAC HYDROLOGICAL MODEL AND ITS RECENT IMPROVED VERSION .................................................................................................. 75 3.1.4 MODELLING MID-HOLOCENE CLIMATE: IMPACT ON THE LAKE CHAD BASIN .. 77 3.1.5 SIMULATED GENERAL CLIMATE PATTERNS OVER AFRICA .............................. 78 3.1.6 SIMULATED RAINFALL AND EVAPORATION OVER THE LAKE CHAD BASIN ...... 80 3.1.7 DISCUSSION AND CONCLUSIONS.................................................................... 82 3.1.8 REFERENCES ................................................................................................. 84 3.2 IMPACT DES TEMPERATURES DE L’ATLANTIQUE EST-EQUATORIAL SUR LES PRECIPITATIONS ...................................................................................................... 88 3.2.1 LA THEORIE : UNE HISTOIRE D’EQUILIBRE ..................................................... 88 3.2.2 EVOLUTION DES FORÇAGES DES SST DEPUIS LE MIOCENE ............................. 90 3.2.3 TESTS DE SENSIBILITE AUX SST .................................................................... 92 3.2.4 DISCUSSION QUANT A LA PERTINENCE DES RESULTATS… ET DES CHOIX DE SIMULATION ............................................................................................................. 98 3.2.5 DISCUSSION QUANT AU ROLE DE L’ATLANTIQUE SUR L’EVOLUTION DES PRECIPITATIONS DU BASSIN TCHADIEN DEPUIS LE MIOCENE ...................................... 99 3.3 IMPACT DES TEMPERATURES DE LA MEDITERRANEE................................... 100 3.3.1 THEORIE ..................................................................................................... 100 3.3.2 EXPERIENCES DE SENSIBILITE...................................................................... 102 3.3.3 INTERPRETATION DES SIGNAUX ET CONSEQUENCES SUR LES PRECIPITATIONS CONTINENTALES ..................................................................................................... 103 3.4 EN RESUME… ............................................................................................... 107

Nous présentons en 3.1 un article accepté pour publication dans la revue Global and Planetary Change. Cet article synthétise quelques études traitant de la mo-délisation du climat sahélien à l’Holocène, et revient sur les notions d’impact du Méga Lac Tchad sur le climat régional. Il permet d’introduire les principaux concepts pour étudier les forçages de la mousson ouest-africaine, et a donc sa place avant les deux parties qui visent à voir plus en détail les impacts des tem-pératures de surface, du golfe de Guinée d’une part, de la Méditerranée d’autre part.

Impact des températures de surface du golfe de Guinée et du bassin méditerra-néen

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3.1 Article accepté à Global and Planetary Change

Evolution of Lake Chad Basin hydrology during the mid-Holocene: A preliminary approach from lake to climate modelling

Pierre Sepulchre, Mathieu Schuster, Gilles Ramstein, Gerhard Krinner, Jean-Francois Girard, Patrick Vignaud, Michel Brunet Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement/IPSL, UMR CNRS-CEA 1572, CE Saclay, L’Orme des Merisiers Bât. 701, 91191 Gif sur Yvette Cedex, France Université de Bretagne Occidentale, Institut Universitaire Européen de la Mer, UMR 6538, Domaines Océaniques, Place Nicolas Copernic, F-29280 PLOU-ZANE, France Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l’Environnement, CNRS-UJF Grenoble, BP 96, F-38402, Saint Martin d’Hères, France BRGM, Service Aménagement et Risques Naturels (ARN/RSC), 3, avenue C. Guillemin, Bât. D3, B.P. 6009 - 45060 Orléans cedex 2, France Laboratoire de Géobiologie, Biochronologie et Paléontologie Humaine, CNRS UMR 6046, Faculté des Sciences, Université de Poitiers, 40 Avenue du Recteur Pineau, 86022 Poitiers Cedex, France


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3.1.1 Abstract During the mid-Holocene (6,000 years Before Present, hereafter yr BP) the Chad Basin was occupied by a large endoreic lake, called Lake Mega-Chad. The exis-tence of this lake at that time seems linked to increased monsoonal moisture supply to the Sahel and the Sahara, which in turn was probably ultimately caused by variations in the orbital forcing and higher temperature gradients between ocean and continent. This study provides a synthesis of several works carried out on the lake Chad Basin and analyses the results of a simulation of the mid-Holocene climate with an Atmosphere General Circulation Model (LMDZ for Laboratoire de Météorologie Dynamique, IPSL Paris), with emphasis on the pos-sible conditions leading to the existence of Lake Mega-Chad. The aim is to de-fine the best diagnostics to understand which mechanisms lead to the existence of the large lake. This paper is the first step of an ongoing work that intends to understand the environmental conditions that this part of Africa experienced dur-ing the Upper Miocene (ca. 7 Ma BP), an epoch that was contemporaneous with the first known Hominids. Indeed, early Hominids of Lake Chad Basin, Austra-lopithecus bahrelghazali (Brunet et al., 1995) and Sahelanthropus tchadensis (Brunet et al., 2005; Brunet et al., 2002) are systematically associated with hu-mid episodes that are documented for 7 Ma BP (Vignaud et al., 2002) and testi-fied by extended lacustrine deposits (diatomites, pelites, various aquatic fauna). Because the mid-Holocene was the last such mega-lake episode, our aim here is to assess the simulated response of Lake Chad to the hydrologic changes caused by 6 kyr BP forcings (orbital variations, albedo, Sea Surface Temperatures) as a test for a future use of the model for studies of the Miocene climate. We show that the induced northward shift of the simulated ITCZ, and the hydrological changes around the lake caused by this shift, are consistent with an increased wa-ter balance over the Lake Chad Basin 6 000 years ago. Water supply from the soil (runoff and river inputs) will have to be taken into account in further simula-tions in order to discuss the timing of the onset, expansion and decay of such a giant water surface in subtropical Africa. Keywords African paleoclimate, modelling, Chad, hydrology, Holocene, paleoenvironments


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3.1.2 Introduction The western Djurab desert, located in the northern part of the Lake Chad Basin, yielded fossils that led to major improvements in the understanding of the evolu-tion of the Upper Miocene fauna, in particular for the hominid clad, with the dis-covery of the earliest hominid known in Toros Menalla (Brunet et al., 2005; Brunet et al., 2002). The TM sedimentologic section shows a succession of ae-olian, periclacustrine and lacustrine facies reflecting the extension of a large lake over a desertic environment (Vignaud et al., 2002). The same scheme is found in other sites through Upper Miocene to Pliocene (Schuster, 2002). They are sup-plied with palaeontological record testifying the existence of an extended open water body inside the Lake Chad Basin. A similar sedimentary cycle exists in the Pleistocene and Holocene records, with the long Kanemian arid phase (20-13 kyr BP), followed by a wetter phase until 6, 000 yr BP (Maley, 2004), during which a giant paleolake called Lake Mega-Chad (Tilho, 1925, Schneider, 1967) was present in the basin. This large lacustrine episode is considered as a reliable ana-log to Mio-Pliocene palaeoenvironmental changes in the Lake Chad Basin (Schuster et al., 2001). It appears therefore as an appropriate “model” to deter-mine (i) the climatic forcings that allowed the existence of such a large lake and (ii) the impact of this potential moisture source on the regional and north-central Africa climate system (Ghienne et al., 2002). To achieve this goal, we have un-dertaken a preliminary study (with an atmospheric general circulation model (AGCM) ) of the mid-Holocene climate in which we simulate the behaviour of the basin hydrology.

3.1.2.1 Lake Chad Basin characteristics and the Lake Mega-Chad concept

The Lake Chad Basin is an endoreic basin located in North Central Africa. It is bordered to the north by the Tibesti uplift (mainly Cenozoic volcanic rocks), to the east by the Palaeozoic Ennedi sandstone plateau and the Precambrian shield of Ouaddaï, and to the south and west by tectonically active areas related to the Cretaceous-Cenozoic rifting events affecting Western and Central Africa (Guiraud et al., 1992).


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The theoretical hydrological basin (Fig. 1) has a total surface area of 2.5 106P km P

²

Pand is divided into two sub-basins. The southern one corresponds in fact to the present-day Lake Chad active hydrological basin while the northern sub-basin is nowadays a large wind-deflated depression (<300 m above sea-level, hereafter asl) in the sahelian and saharian areas of Chad (Mainguet and Chemin, 1990). Under present climatic conditions, the lake receives water mainly from the Chari-Logone river system draining the humid tropics (Sudano-Guinean belt). During the last few decades, the lake level varied between 275 and 283 m asl. This latter value, which was the maximum of the last century, was reached in 1963 and corresponded to a lake area of 22,000 km P

2P (Olivry et al., 1996).

Figure 1 : General map of Lake Chad Basin.

Above 285 m asl, the sub-basins are connected via the Bahr el Ghazal valley. Indeed, this valley, which is usually dry, can occasionally be flooded as shown by historical reports (Maley, 1981). During Mega-Chad episodes, initial spillover from the southern basin to the north is probable due to the typically higher mois-ture supply in the southern part of the lake. When the two lake basins are con-nected, the Mayo Kebbi outlet towards the Benue river then controls a potential maximum level of Lake Chad at 320 m asl (Schuster et al., 2003). This maxi-mum level corresponds to a lake surface area of more than 350,000 km P

2P.


73

Several lacustrine episodes are identified in the Lake Chad Basin during the Quaternary (Maley, 1977; Servant and Servant-Vildary, 1980). Based on the en-doreic character of this intra-cratonic basin (Burke, 1976) and on the identifica-tion of long sandridges surrounding widespread lake deposits (Schneider, 1967), a Holocene Lake Mega-Chad (LMC) covering more than 350,000 km P

2P has been

outlined. P

PAlthough some authors (Durand, 1982) P

Pstrongly rejected the LMC con-

cept arguing that neotectonic faulting is locally responsible for the sandridge, re-cent geomorphic evidences confirm the occurrence of long-lasting LMC high-stands (Ghienne et al., 2002; Schuster et al., 2003) and accurately defined its outlines (Schuster et al., 2005). The most recent LMC episode developed during the last Holocene climate optimum as testified for example by lake deposits over an area of more than115,000 km² (Kusnir and Moutaye, 1997). This last LMC episode started after 7 kyr BP (Maley, 1977; Gumnior and Thiemeyer, 2003) P

Pand

corresponds to the Middle Holocene wetter conditions identified in northern and central Africa (e.g., Gasse, 2000). Radiocarbon ages from the Goz Kerki (eastern Djourab) area show that this LMC episode lasted until ca. 5.3 – 4.4 kyr BP (Schuster et al., 2005).


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3.1.2.2 African mid-Holocene climate

The mid-Holocene in Saharan and Sahelian Africa has been described several times as a very different period from now, with a high Precipitation minus Evaporation (P-E) balance (e.g. Gasse, 2000). Several high-level lakes and flooding episodes have been recorded in the northern monsoon domain during this African Humid Period (Gasse and Van Campo, 1994; Williams et al., 2000). Moreover grassland and xerophytic woodland/shrubland expanded up to the 23°N latitude (Hoelzmann et al., 1998; Jolly et al., 1998). Many AGCM studies have shown that high summer insolation during the mid-Holocene, in particular at 6000 years BP (hereafter ky BP), lead to an enhanced African monsoon which may explain the observed hydrologic changes (Kutzbach, 1981; Kutzbach, 1985); Braconnot et al., 2000). This stronger summer insolation lead to enhanced land-sea temperature contrasts and to a northward shift of the Inter-Tropical Convergence Zone (hereafter ITCZ) over continents in summer. The summer monsoon over tropical Africa was therefore reinforced: Rainfall increased over the continent while it decreased over the oceans, because of the raise of wet oce-anic air masses and large scale advection of moisture towards the continent (Bra-connot, 2004). Positive ocean (e.g., Kutzbach and Liu, 1997; Joussaume et al., 1999; Cook et al., 2003) and vegetation (Levis et al., 2004; Braconnot et al., 1999) feedbacks amplified this orbital forcing by enhancing water advection and local recycling of precipitation. However, models fail so far to shift the summer precipitation during the mid-Holocene as far north as suggested by the data. Until now, although LMC was the largest fresh-water body that existed in Africa during the Quaternary, this giant lake on the southern fringe of the Sahara only received little attention from climate modelers, although open water bodies can have significant climatic impacts on the regional scale (e.g., (Bonan, 1995); Krinner et al., 2004). As a first step of a deeper study about MLC-climate inter-actions, we therefore focus on the Lake Chad Basin to analyse whether a wetter regional context is sufficient to create a giant lake. The following section will describe a simple hydrological model of the Lake Chad. We then present our climate simulations for 6 ky BP and analyse these with respect to the hydrologi-cal balance of the Lake Lake Chad Basin and its implications for the possible ex-istence of Lake Mega-chad during this period.


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3.1.3 Modelling the LMC: The Gac hydrological model and its recent improved version

Few studies have dealt with the LMC, particularly because this concept was still contested until the recent studies of Ghienne et al. (2002). Kutzbach (1980) has depicted the “Paleolake Chad” system by modelling non linear processes be-tween hydrological end energy balances. He proposed that the change in vegeta-tion acted as an important feedback increasing the runoff and thus allowed the expansion of a giant lake. At the same period, Gac (1980) suggested a hydrologi-cal model of the basin of the modern lake Chad including a simplified topog-raphic specification of the two sub-basins, connected to each other by a narrow gutter representing the dry valley of the Bahr el Ghazal flowing northward. Run with a reduced number of parameters and compared to recent lake level data (Olivry et al., 1996), the model overestimated the necessary water volume to completely fill up the southern sub-basin and did not consider potential fluvial contribution from the northern sub-basin either. This model was run with pre-sent-day parameters (rain, evaporation) and the geometric representation of the basin did not consider a possible LMC-like evolution (i.e. connection of both of the sub-basin and flooding of the rest of the basin). For these reasons, this model is not reliable for LMC episodes and had to be improved. A basic improvement has been developed by integrating the flooding of the basin above 285 m asl (Schuster, 2002). In this new model, Lake Chad basin is repre-sented as an assemblage of three cones, two for both southern and northern sub-basins, topped by a third cone truncated at its base representing the rest of the basin over 285 m asl (i.e. when both of the sub-basins are connected and form this way one giant lake being the embryo of the LMC). These cones are defined by their volumes and surfaces given by DEM (Ghienne et al., 2002) and con-trolled by bibliographic data (Olivry et al., 1996), such that volume and surface area of the lake are linked through V = f(S). Two sets of climatic parameter values (arid and humid) were picked up in Gac’s data base for the present-day Chad Basin (1980) and distributed as follows: first cone: humid conditions, second cone: dry conditions, third cone: one half with humid conditions and one half with dry ones (Table 1).


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Table 1: Climatological parameters of the three TMC simulations (after data available in Gac 1980). P, E, R represents Rainfall, Evaporation and water input of the sub-basins for prescribed humid (Ph, Eh, Rh) and arid (Ps, Es, Rs) conditions. Rainfall and Evaporation are in millimetres. Water in input are in cubic-meters.

This model was compiled for MatLab. It provides for each yearly iteration the variation of the water bodies volume [ΔV=R+S.(P-E); V# water volume, R# river inputs, S# water surface, P# direct precipitations, E# evaporation] allowing to calculate new volume and surface of the resulting lakes. The model is vali-dated by two simulations which were parameterised with (1) the same climatic parameters of Gac’s simulation and (2) present-day dry climatic parameters, re-spectively. The result of the first run is consistent with Gac’s simulation, whereas the second run shows a rapid decrease of the lake surface that stabilize to a value very close to the present-day observed lake surface. A third simulation was forced by values imitating a coarse 300-400 km northward shift of the ITCZ (Table 1). In this case, the lake area increases rapidly: the southern sub-basin is overflowed after only a few years and both sub-basins are at the same level (i.e. connected) after 35-40 years. Finally, a giant lake of more than 320,000 km2, that is very close to the surface of the “mer paléo-tchadienne” (i.e. paleo-chadian sea) first proposed by Tilho (1925), can then be reached in two centuries. The interest of this preliminary model is that it is a basic one, it only requires few parameters (still available in bibliography) and it is easy to run on personal computers for a first modelling approach of the LMC issue. It provides interest-ing results that bring new lights on the kinematic of paleo-lake oscillations in Chad Basin. The last run shows that large lacustrine episodes, comparable to LMC episodes, can extend through arid regions just by realistic modifications of the climatic parameters in the southern sub-basin. New improvements of this model should integrate (1) an accurate topography of the basin based on much more recent DEM (up to now volumes are slightly over-estimated), (2) present-day variable parameters, (3) fluvial inputs from the northern sub-basin like for example running from the Tibesti mountains and (4) the feedback effect of the lake (source of vapour, orographic rains).


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3.1.4 Modelling mid-Holocene climate: impact on the Lake Chad Basin Here we use the three-dimensionnal Atmospheric General Circulation Model LMDZ4 from the LMD-IPSL (Li and Conil, 2003) to simulate the climate at mid-Holocene (hereafter 6K) and at present. The model has 144 gridpoints in longitude, 108 in latitude and 19 vertical layers. We use the model with a zoom yielding a typical horizontal resolution of 50 km over the Chad basin. The hy-drodynamical equations are solved at a timestep of 40 seconds. The model is pa-rameterised with a simple bucket soil scheme, and soil water content cannot ex-ceed 150 mm. Cloud convection is parameterised according to the convection scheme by Emanuel and Zivkovic (1999) which is well-adaptated to tropical ar-eas because it represents cumulus convections with an accurate prediction of wa-ter vapor entrainment and clouds microphysical processes. We first ran a control experiment, i.e. a simulation with boundary-conditions representing the pre-industrial climate. These conditions include sea surface temperatures from the AMIP dataset (Gates et al., 1998) and pre-industrial CO B2 Bconcentration of 280 ppm. Orbital parameters (perihelion position, eccentricity and obliquity) are set at present. For the 6 ky BP simulations, we accounted for the major shift in inso-lation between present and 6 ky BP by imposing appropriate orbital parameters (Berger and Loutre, 1991). As mentioned before, vegetation and ocean feedbacks strongly enhance the orbitally-induced northward shift and intensification of the African monsoon (Braconnot et al., 1999). We therefore drove our AGCM with specific 6K boundary conditions on continents and oceans. As previous 6 ky BP simulations had been run with a low resolution atmosphere-ocean-vegetation (so called AOV GCM, (LMDZ3.5 + ORCA)), we used these results in terms of sea surface temperatures, vegetation albedo and surface roughness length to force our atmosphere-only GCM. We ran a 11-year simulation and analysed the simu-lated mean surface temperature, sea level pressure, surface winds, precipitation and evaporation over the last ten years, the first year of the simulation being dis-carded as spinup.


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3.1.5 Simulated general climate patterns over Africa The control simulation (hereafter CTL) shows that Azores and Saint-Helen High Pressure cells (HP), which are weak in April, get stronger in July while the ther-mal low over the western part of the continent is also reinforced and shifted northward (Fig. 2a,b). This enhanced pressure gradient drives the displacement of the 10°N westerly winds as the one of equatorial south-westerlies and lead to the onset of monsoon winds over western Africa between April and July. Our simulated fields are in good agreement with re-analyses of field averaged on the 1980-1995 period, which depict the same process (Xie and Arkin, 1997). Conse-quently to this mechanism, an advection of atmospheric humidity reaches west-ern and central Africa from July to September. Compared to CTL, the 6K run shows a stronger Saharan thermal low between April and July, and a northward shift of this pressure pattern by about 1000 km (Fig. 2c,d). This is consistent with an enhanced continental warming and an increased temperature seasonality due to the orbital configuration changes.

Figure 2 : U a,b. Sea-level pressure and Surface winds simulated for present-day. High pres-sure cells are reinforced between monsoon onset (April, a) and culmination (July, b). Low pressures (Thermal Low) are also reinforced over the continent. The resulting pressure gradient leads to monsoon western flows during boreal summer. c,d. At 6,000 B.P., the Saharan thermal low is northward shifted by insolation changed induced by the different orbital parameters. Arrows represent surface winds.


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Compared to data from the Climate Research Unit (CRU, New et al., 2002), our model simulates pretty well north-African precipitation patterns (20W:30E, 12N:23N, Fig. 3a). However, fall precipitations (i.e. between September and No-vember, hereafter SON) are overestimated ( + 1.3 mm/day) when averaged over this area. Summer monsoon inflow provides precipitation to the African conti-nent between 10°S and ca. 18°N (Fig. 3b).

Figure 3: U Rainfall patterns (mm/day) and cloud cover (%) over northern Africa.

LMDZ is consistent with data from the Climate Research Unit (New et al., 2002), although rainfall averaged from 20°W to 30°E and 12°N to 23°N are overestimated in fall (a). CTL (b) and anomaly between 6K and CTL (c), averaged on summer months (JJA), show that rainfall patterns are strongly increased at 6K. CTL total cloudiness fraction is maximum during JJA with a northward limitation at 22°N (d). Black isolines represent 6K minus CTL cloud cover anomaly, revealing the strong increase at 6K over the Saharan area (+ 50 %).


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During the summer of the 6K run, an enormous amount of precipitation also reaches western Africa, but the monsoon front is set up northward, between 14°N and 20°N (Fig. 3c). Rainfall is increased by up to 5 mm/day between 12N to 23N and invades areas which were desert-like in the CTL run (above 20°N in western Africa). We can also notice that 6K rainfall regime starts one-month earlier than CTL, because of the shift of the insolation at the top of the atmosphere induced by mid-Holocene precession parameter. Strong seasonal temperature differences, caused by the changes in orbital parameters, appear between CTL and 6K runs (not shown). In the 6K run, the northern part of Africa warms in April by up to 6°C, while South Africa cools in the same range. This pattern does not appear in July and is even reversed over the Sahara. This seems to be linked to the strong increase in cloud cover induced by the shift of the summer monsoon. The high concentration of clouds, by increasing the low-atmosphere albedo, reduces the radiative input and reduces the surface warming beneath.

3.1.6 Simulated rainfall and evaporation over the Lake Chad Basin

Figure 4: U

a. Precipitation and Precipitation minus Evaporation (mm/day) averaged over Chad Basin (9-24°E;5-25°N). P-E is very weak compared to P which I synonymous of a strong water recycling versus long-range advection.

b. Rainfall anomaly between 6K and CTL runs, averaged on JJA months. At 6K, the north-ern sub-basin is provided in water (up to +5 mm/day) while rainfall is almost unchanged over the southern part.


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Rainfall simulated over the Lake Chad Basin (here taken as the region from 5 to 25°N and from 9 to 24° East) for the present day occurs mainly during the sum-mer monsoon. The CTL simulation shows a rainfall amount between 2 mm/day and 6 mm/day for July and, averaged over the basin, the rainfall amount is ca. 260 mm for the three months of the boreal summer (Fig. 4a). However, the over-estimation of SON season is applied at the basin scale and precipitations in this area show a positive bias of up to 2 mm/day. For the 6K simulation, summer rainfall is increased by 73% (450 mm) and in July, the model simulates between 5 and 6 mm of rainfall per day (Fig. 4b). Moreover, precipitations invade the whole northern basin. The northward-shifted rainfall pattern shows that precipi-tations reach the mountains surrounding the basin (3 mm/day for JJA near the Tibesti and the Ennedi). Nevertheless, rainfall are irregularly increased over the southern sub-basin, with no significant changes on its western part, while an up to 3 mm/day increase is observed in the south-eastern area and over its very southern borders. Rainfall (P) over the basin has two components: one is moisture advection com-ing from the south-west monsoon flow, the other is the local recycling due to water evaporation (E) which provides a potential source of moisture. Consider-ing monthly averages, the anomaly between global precipitation and evaporation (P-E) can be used to represent the rainfall amount only due to moisture advection (Braconnot et al., 1999). P-E is very weak for both simulations. Indeed, P-E represents only 25% of total rainfall for CTL, and less than 17% for 6K run. Therefore moisture advection, compared to local recycling, appears to be a minor water provider at the basin scale. This result is due to the basic soil parameterisa-tion of the model which favours high evaporation rates as soil water capacity is rapidly exceeded, leading to intensive water recycling. However these results are very interesting because we can infer that with a real giant lake parameterisation, the water recycling could be even higher in the basin due to the positive feed-back of a giant surface of water on water recycling.


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3.1.7 Discussion and Conclusions

3.1.7.1 Discussion

The Three Cones Model gives information about the potential rate of growth of the lake that are in good accordance with the rates proposed by Maley (2004) for different large lake episodes in this basin, and represents correctly the twofold process inside the basin. The interest of this basic model is that it only requires few parameters and is easy to run on personal computers. It provided good re-sults that show that a large lacustrine episode, comparable to LMC episodes, can extend through arid regions just by realistic modifications of the climatic pa-rameters in the southern sub-basin. However, this model gives an uncompleted idea of the LMC system because it does not account for (i) the seasonality of cli-matic parameters and (ii) the feedback of this giant lake on the local climate sys-tem, especially on local recycled water versus large scale advected precipitation. Here we reach the limits of such a basic model, that was developed to give a first order quantification of the lake volume response to different climate conditions but that is not appropriated to the reconstruction of an accurate dynamics of this lake. LMDz simulates a strong increase of rainfall on Sahelian and Saharan Africa at 6,000 B.P. Over the Chad Basin, this increase appears between April and Sep-tember and is initiated by a northward shift of the ITCZ. Rainfall is maintained over this region due to a strong local recycling of water. The highest rainfall in-crease concerns the northern part of the lake Chad Basin, while the southern sub-basin, i.e. the present location of Logone and Chari rivers sources, shows a weaker increase. Moreover, although Tibesti mountains, located in the middle of the Sahara desert (18-22°N), is today an arid region (rainfall < 200 mm/year), large-scale geomarkers such as extinct fluvial systems and paleo-deltas indicate the occurence of high precipitation episodes in this area during the Quaternary (Ergenzinger, 1978); Maley 2000; Schuster et al., 2005). Our results thus bring new arguments for a northern water supply for the LMC via an activation of riv-ers from the Tibesti to the lake basin. Finally, our simulation did not account for the intra-basin water routing; runoff created in any grid cell is immediately lost to the ocean in the simple soil scheme used in this version. This variable must play a significant role in the expansion of a giant lake (Kutzbach, 1981) and will have to be taken into account explicitly in further dedicated calculation of the lake water balance.


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3.1.7.2 Conclusion

Using an AGCM with prescribed sea surface temperature and consistent changes (albedo, roughness) linked to changes in vegetation seems to be an efficient way, in terms of results and calculation speed, to study the mid-Holocene climate of the Lake Chad region. Moreover, fully-coupled GCM are still unable to repro-duce correctly the 6K summer monsoon over Africa. Although water recycling of vegetation is not yet taken into account, realistic datasets of albedo, sea surface temperatures and surface roughness have been used to drive the model at 6K. Our results show that sea surface temperatures and orbital parameters lead to a strong change in precipitation patterns over Africa. However, water balance has to be refined in order to make an accurate study of the Lake Chad Basin at 6K. As a AGCM alone cannot simulate the impact of a giant lake on the regional climate, the next step will be to couple a lake model (Krinner, 2003) to the AGCM. The lake will be implemented in the AGCM as a specific surface type and its hydrologic balance will be calculated within the AGCM time step. Using a high-resolution topographic dataset, surface area and volume of the lake can be linked. Lake volume and surface can then evolve together in a fully consistent manner in response to the calculated hydrologic balance. Both the radiative (lake temperature and albedo) and hydrological (evaporation) impacts of the lake will then be represented in the coupled model. In particular, this will enable us to carry out an accurate study of the mid-Holocene MLC evolution by estimating the local water recycling and the role of the lake in its self reinforcement. The ultimate goal is to apply this new dedicated tool to the Miocene period. Thus, we will be able to quantify the impact on the Chad Basin of other forcing factors oc-curring at geological time step namely topographic changes due to the East-African uplift and Indonesian throughflow variations.

∝ Acknowledgements

This paper strongly benefits of the results of Ph. Duringer, J.-F. Ghienne and Cl. Roquin who are tracking (field work and remote sensing) the LMC-episodes through times in the Chad Basin. We acknowledge P. Braconnot for discussion. We are gratefull to the reviewers for their constructive review and their encour-agements. This research benefited from financial support of the ECLIPSE re-search program (CNRS-INSU).


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3.2 Impact des températures de l’Atlantique est-équatorial sur les précipitations

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3.2.1 La théorie : Une histoire d’équilibre Dans le chapitre 1, nous avons évoqué le contraste thermique entre continent et océan comme facteur forçant les flux de moussons. Les températures de l’Atlantique est-équatorial apparaissent être un élément déterminant de la quanti-té de pluie reçue par le Sahel, et donc par le bassin tchadien. Au vu de la position de la partie ouest du continent africain, suivant quasiment parfaitement le 5ème parallèle, on peut supposer que ce sont les eaux du golfe de Guinée qui vont in-fluencer au premier ordre la pénétration de la mousson sur le continent. La connaissance des variations des températures de surface (ci-après SST) de cette zone au cours du Néogène permettrait de comprendre comment elles ont pu in-fluencer le régime hydrique sahélien au cours de cette période. Cependant, en amont, la compréhension des liens entre températures océaniques et mousson est nécessaire, et celle-ci vient des études fines réalisées sur le climat actuel. Eltahir et al. (Eltahir and Gong, 1996) ont proposé un mécanisme faisant inter-venir la notion de gradient méridien d’entropie de la couche limite de l’atmosphère, entre l’océan et le continent, pour expliquer la variabilité interan-nuelle des flux de mousson en Afrique de l’Ouest. A l’échelle macroscopique, l’entropie mesure l’état d’agitation des particules, et correspond à l’énergie in-terne de celles-ci, en étant notamment liée à la température. Selon ces auteurs, un gradient important entre une entropie faible sur l’océan et une entropie forte sur le continent conduit à une circulation de mousson renforcée. Des SST froides sur le golfe de Guinée contribuent à un fort gradient d’entropie, entre l’océan et le continent surchauffé, et favorise donc une mousson forte, conduisant à de fortes précipitations sur le Sahel.


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Par extension, il a été suggéré que c’est le gradient méridien d’Energie Statique Humide (ESH) qui régule la dynamique et l’intensité de la mousson d’Afrique de l’Ouest. Cette notion de gradient d’ESH fait intervenir, outre le gradient d’entropie, le gradient de chaleur latente 17F

18 (Janicot, 2002). Une étude plus ré-cente (Giannini et al., 2003) se basant sur des simulations numériques forcées par des jeux de SST issus de mesures faites sur les 70 dernières années montre que des anomalies chaudes de SST sur le golfe de Guinée favorisent la convec-tion profonde au-dessus de l’océan, et affaiblissent la convergence d’humidité sur le continent, entraînant ainsi des épisodes de sécheresse au Sahel, par un po-sitionnement plus méridional de l’ITCZ. Cet impact direct des SST océaniques sur les pluies sahéliennes est validé à l’échelle interannuelle et à l’échelle décen-nale… mais qu’en est-il des échelles de temps plus longues ? La communauté des paléoclimatologues n’a pas toujours adopté les raisonne-ments décrits plus hauts, et la littérature propose plusieurs études montrant une corrélation, pour l’Holocène, entre des SST froides dans le golfe de Guinée et des épisodes de sécheresse sur le Sahel (Weldeab et al., 2005) (Kutzbach and Liu, 1997). Ces auteurs se basent sur les processus d’évaporation dans le golfe de Guinée, en suggérant simplement que des températures plus froides contri-buent à une quantité d’humidité moindre dans la basse troposphère, et donc af-faiblissent la mousson d’Afrique de l’Ouest. Ces affirmations mettent en évi-dence la difficulté d’appréhender correctement les processus de la mousson. En effet, l’équilibre fragile dépend bien des SST, mais celles-ci tirent cet équilibre d’un côté par la nécessité de créer du transport de l’océan vers le continent (fa-vorisé nous venons de le voir, par des SST faibles), et de l’autre par la disponibi-lité en humidité (lié à la quantité d’évaporation et donc à des SST plus élevées). Le raisonnement au premier ordre des références sus-citées se base donc uni-quement sur ce second facteur, et n’est pas satisfaisant. En effet, l’évaporation dépend certes de la température de surface de l’eau, mais aussi de la capacité de l’air à se charger en humidité. C’est le vent, par le bais de sa vitesse mais aussi de sa structure verticale et de ses turbulences, qui joue un rôle prépondérant dans ce processus. Les turbulences permettent entre autre l'ascension de l'air humide, tandis que l'air sec descend et se charge d'humidité. Par ailleurs, une augmentation, même massive, de l’évaporation n’implique pas nécessairement la création de masses d’air chargées en humidité sur le Sahel. En effet, si le taux d’évaporation augmente et que l’eau est directement précipitée sur l’océan, on augmente le débit sans augmenter le stockage dans l’atmosphère.

18 L’énergie Statique Humide d’une particule est définie par : ESH = Sb gZ Lq avec gZ l’énergie potentielle liée à son altitude et Lq l’énergie latente liée à sa quantité de vapeur d’eau.


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Le raisonnement de ces auteurs peut s’expliquer par le fait qu’à l’Holocène, les SST du golfe de Guinée, reconstruites à partir de forages profonds, sont plus fai-bles d’1 à 2°C qu’à l’actuel. A ces températures, on pourrait suggérer l’idée d’un seuil d’anomalie négative de température qui, une fois franchi, limite la quantité d’évaporation et donc la quantité de vapeur d’eau transportée vers le continent. Nos simulations devraient permettre de cerner vers quels processus tendent les anomalies de SST et de distinguer lequel des mécanismes d’évaporation ou de transport de l’humidité est le plus déterminant pour conduire à des pluies plus importantes sur le Sahel.

3.2.2 Evolution des forçages des SST depuis le Miocène Les courants marins au large de l’Afrique sont sous l’influence directe des alizés et donc de l’ITCZ. Les deux courants principaux déplacent les masses d’eau vers l’ouest, de part et d’autre de l’ITCZ. Au nord de l’Equateur, le North Equatorial Current (NEC), au sud le South Equatorial Current (SEC). Ce dernier se divise en deux composantes en arrivant sur la marge brésilienne, la majeure partie al-lant vers le nord, formant le North Brazil Current. En été boréal, les eaux chau-des de surface du SEC, arrivant massivement sur la marge brésilienne, recircu-lent vers l’est en formant le North Equatorial Countercurrent (NECC). Celui-ci est à l’origine du Guinean Current, qui s’écoule lui aussi vers l’est et le continent africain. Cet écoulement, associé aux vents de surface, entraîne une forte remon-tée d’eaux plus profondes et plus froides : c’est l’upwelling du golfe de Guinée, qui génère les SST froides par rapport au reste de l’océan à la même latitude.


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Figure 3.2-1 : Schématisation des courants majeurs de l’Atlantique équatorial. D’après Norris (Norris, 1998).

Il n’existe pas (encore), dans la littérature scientifique de reconstructions préci-ses des températures de surface dans cette région, depuis le Miocène supérieur. Néanmoins, plusieurs études ouvrent des pistes ; ainsi, Billups et al. (Billups et al., 1999) et Norris (Norris, 1998) ont montré, par l’analyse de la composition en δ18O de plusieurs espèces de foraminifères, un changement radical de la circula-tion équatoriale de l’océan atlantique entre 4.4 et 4.3 Ma ; le gradient thermique vertical dans la thermocline (i.e. la couche de transition entre les eaux superfi-cielles et les eaux profondes) devenant significativement plus faible.Selon ces auteurs, cela signifie qu’antérieurement à 4.4 Ma, la circulation était marquée par des upwellings plus forts dans l’Atlantique est-équatorial. Pour expliquer ce dernier phénomène, Billups et al. impliquent une position plus septentrionale de l’ITCZ avant 4.4 Ma, qui aurait produit des alizés plus forts et donc favorisé les upwellings. Selon ces mêmes auteurs, le déplacement de l’ITCZ vers le sud à 4.4 Ma serait probablement du à la fermeture de l’isthme de Panama, et/ou à l’affaiblissement des gradients thermiques dans l’hémisphère sud.


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Cette interprétation, qui confère à l’ITCZ un rôle de moteur de la circulation océanique, est critiquable car sa position a connu de fortes variations latitudina-les (ne serait-ce qu’à l’Holocène) dont les échelles de temps sont beaucoup plus courtes que celles impliquées par des mouvements tectoniques. En outre, une po-sition beaucoup plus au nord de l’ITCZ avant 4.4 Ma serait en contradiction avec les données continentales africaines impliquant l’alternance de phases arides et humides. Cependant, cette analyse pose la question de « qui est l’œuf, qui est la poule ? » entre le compartiment atmosphérique et le compartiment océanique. Au vu des analyses sus-citées, on constate que la mousson est le résultat de rétroac-tions complexes entre océan et atmosphère. Néanmoins, notre point restant de comprendre les grands mécanismes climatiques à l’échelle du million d’années et leur impact sur le Tchad, on peut légitimement se positionner en considérant des états stables de l’océan pour n’étudier que la réponse atmosphérique, qui est le signal enregistré par les archives fossiles continentales.

3.2.3 Tests de sensibilité aux SST Nous allons ici tester la réponse de la mousson à plusieurs types d’anomalies de SST dans l’Atlantique est-tropical, à l’aide du modèle LMDz4, forcé par des conditions aux limites comportant des jeux de SST cohérents.

3.2.3.1 Conditions aux limites : Le forçage par les SST

Une première étude a été menée à partir d’un jeu de SST issu d’une simulation faite avec le modèle couplé océan-atmosphère-végétation de l’IPSL. Forcé par des paramètres orbitaux réglés à 6,000 ans B.P., ce modèle a réagi en générant des SST en moyenne annuelle plus froide et avec une saisonnalité moins mar-quée sur le golfe de Guinée (5°W :5°E/0 :4°N). Nous avons utilisé ce jeu de SST (dénommé « SST-») pour forcer LMDz4, et ainsi étudier la réponse du modèle à une baisse de température océanique. Le signal principal, à savoir une forte augmentation des précipitations, est décrit dans l’article du chapitre 2 accepté à Global and Planetary Change. Un second jeu de SST a été utilisé, pour cette fois tester l’impact d’une anomalie chaude sur les précipitations sahéliennes. Ce jeu («SST+») est également issu d’une simulation réalisée à l’aide du modèle couplé OAV de l’IPSL. Il présente des SST plus chaudes seulement sur le golfe de Guinée ( 310H


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Figure 3.2-2). Les deux simulations couplées qui ont généré ces jeux de SST ont en commun le fait d’avoir été forcées par les paramètres orbitaux de 6,000 ans B.P., dont la conséquence majeure est le renforcement du cycle saisonnier de l’insolation aux moyennes latitudes. En B., on peut voir le cycle saisonnier des SST actuel marqué par une forte chute entre juillet et septembre, correspondant au fort upwelling (remontée d’eaux profondes et froides) côtier du golfe de Gui-née. On constate que les deux jeux de SST sont plus froids, par rapport à l’actuel, en hiver (lié à la plus faible insolation pendant cette période de l’année à 6K) et un peu plus chaud en été. En moyenne annuelle, le jeu « SST-» présente des températures plus froides de 1.6°C (26°C, contre 27.6°C pour le contrôle) sur le golfe de Guinée. Le jeu « SST+» est lui plus chaud de 0.5°C. Dans ce chapitre les deux jeux de SST seront utilisés pour forcer LMDz4, mais nous garderons des paramètres orbitaux actuels pour les deux simulations, afin de n’isoler que l’impact des SST.

Simulations Param. orbitaux Anomalies de SST sur le golfe de Guinée

Papier GPC 6K Négative SST - Actuels Négative SST + Actuels Positive


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Figure 3.2-2 A. Températures de surface moyennes actuelles au large de l'Afrique. B. Cycles saisonniers des SST imposées pour les simulations de sensibilité moyennées sur le golfe de Guinée. C,D. Anomalies des expériences SST- et SST+, respectivement, en moyenne annuelle.


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3.2.3.2 Résultats et interprétations

L’article du paragraphe 311H3.1 montre comment les paramètres orbitaux à 6K, en conduisant à un chauffage estival plus fort sur la zone saharienne, « creusent » la dépression thermique sur cette partie du continent. En dehors de ce signal, par le seul forçage de SST plus froides dans le golfe de Guinée, un montant extrême-ment important de précipitation est simulé sur la zone saharienne jusqu’à 24°N. Une isohyète annuelle de 300 mm traverse l’extrême nord du bassin et le sud du bassin lybien, alors que le sous-bassin sud connaît un montant annuel de précipi-tation supérieur à 1200 mm. L’observation des vents de basses couches (950 mb) montre que le FIT est positionné beaucoup plus au nord, vers 24°N en été. Ce positionnement particulier permet une répartition des pluies beaucoup plus sep-tentrionale, comme le montre la 312HFigure 3.2-3. En outre, au printemps et en été, ces vents sont renforcés sur la partie occidentale du continent africain pour la simulation « SST -» laissant entrevoir une advection d’eau plus importante de l’océan vers le continent dans cette région. Au contraire, dans la simulation « SST +», de fortes précipitations ont lieu sur la côte du golfe de Guinée, mais ne montent pas au-dessus de 15°N. On constate même que sur le bassin tchadien, cette dernière simulation produit des précipitations légèrement plus faibles que la simulation de contrôle. Les champs d’automne donnent une information intéressante, en montrant que pour la simulation « SST -», et elle seule, bien que les flux aient repris leurs di-rections « post-moussonnales » (i.e. flux orientés est-ouest), de fortes précipita-tions continuent de se produire, sur le Sahara occidental tout comme les trois quarts du bassin tchadien. Cela met en évidence l’importance de premier ordre du recyclage local de l’eau dans ces régions. En effet, dans l’actuel, le recyclage au-dessus de la zone sahélienne a été mis en évidence comme source d’humidité prépondérante dans les précipitations estivales (Nieto et al., 2006) (Gong and El-tahir, 1996). En faisant l’approximation, sur une zone restreinte au bassin tcha-dien, que l’évaporation (E) contribue totalement au recyclage local de l’eau (hy-pothèse faite sur le Sahel par Braconnot et al. (Braconnot et al., 1999), reprise dans l’article à GPC) les valeurs de P-E correspondent à la part des pluies issues de l’advection, i.e. des apports extérieurs au bassin.


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Figure 3.2-3 : répartition des pluies en mm/j, pour les deux expériences et la simulation de contrôle. Les vecteurs représentent les vents à 950 mb. La flèche en bas indiquant l’échelle : 10 m/s.


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Figure 3.2-4 : Cycles saisonniers des précipitations totales (P) et contribution de l’advection (P-E) moyennées sur le bassin du Tchad. La xourbe rouge met en évidence les plus fortes pluies en cas de forçage par des paramètres orbitaux à 6K et des SST froides. La comparaison avec la courbe verte montre comment des SST plus froides favorisent les pluies sur le bassin tchadien, à insolation équivalente.

La 313HFigure 3.2-4 montre que ces apports sont très faibles quand LMDz est forcé par des SST plus chaudes, et qu’il n’y a quasiment pas de cycle saisonnier. On peut en conclure que, avec LMDz, un forçage par des anomalies positives de SST ne favorise ni l’advection d’humidité ni l’augmentation de précipitations sur le bassin tchadien.


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3.2.4 Discussion quant à la pertinence des résultats… et des choix de simulation

La proportion largement majoritaire du recyclage local par rapport à l’advection pose la question de la bonne représentation des processus dans notre modèle. En effet, les études sur l’actuel montre que cette proportion contribue à environ 30% des pluies dans les zones sahéliennes (Nieto et al., 2006). Les valeurs de (P-E) suggèrent que plus des trois quarts des pluies simulées sont dues à ce recyclage. Ceci est notamment flagrant à l’automne, où la répartition spatiale des pluies suit parfaitement celle de l’évaporation. Ces résultats sont liés au choix du modèle de surface que nous avons fait, en représentant le sol par un « bucket ». Cette ap-proximation favorise les pluies sur la zone sahélienne, et permet notamment d’avoir une représentation correcte du cycle saisonnier et des montants de préci-pitation sur le bassin tchadien. Néanmoins, il se peut que le montant d’eau éva-porée à l’interface entre la couche limite et la surface soit surestimé par rapport à une évaporation réelle, issue du sol et de la végétation. Cette possible surestima-tion de l’évaporation conduit sans doute à une convection profonde trop forte, et qui se maintient dans le temps (On voit en effet que les précipitations restent très importantes en automne), ce qui expliquerait la mousson trop longue que l’on observe dans la simulation de contrôle, par rapport aux données du CRU. Les simulations montrent que le modèle réagit très fortement aux changements de SST en Atlantique est-tropical, et plus précisément aux contrastes thermiques entre continent et océan. Pour ce qui est de la simulation « SST- », cela s’explique bien par le fait que l’anomalie négative imposée est très importante en avril ( 314HFigure 3.2-2B), période d’initialisation des processus de mousson. En re-vanche, on peut constater que l’anomalie que nous avons imposée pour la simu-lation « SST+ » n’est pas positive pour la même période. Cet aspect de l’expérience est donc critiquable dans le sens où une comparaison parfaite de-vrait impliquer des anomalies positives ou négatives pas seulement sur une sai-son, mais sur toute l’année. Néanmoins, le signal observé dans la simulation SST+ va dans notre sens, puisque même avec des conditions de SST équivalentes au contrôle au printemps, la mousson est beaucoup plus faible à partir de juillet, le contraste thermique n’étant pas maintenu.


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3.2.5 Discussion quant au rôle de l’Atlantique sur l’évolution des précipitations du bassin tchadien depuis le Miocène

Les deux expériences de sensibilité aux SST ont confirmé que des anomalies né-gatives favorisent le transport d’humidité de l’océan vers le continent par un po-sitionnement plus au nord de l’ITCZ. Si l’on en croit les études des carottes ma-rines du Mio-Pliocène, cette position de l’ITCZ plus septentrionale aurait été de mise avant 4.4 Ma. Cependant, les données continentales sont loin de confirmer cette hypothèse. En effet, les séquences sédimentaires du Tchad (Vignaud et al., 2002) (Schuster et al., 2006) montrent que des phases désertiques ont marqué épisodiquement la région depuis le Miocène supérieur. Les reconstructions des paléovents montrent une orientation nord-est sud-ouest marquée, correspondant à l’Harmattan actuel, soit la composante continentale des alizés. Ces données montrent que la position de l’ITCZ a alterné depuis au moins 7 Ma et ne permettent pas de confirmer le changement de position radical dont témoignent les données marines de Norris, Billups et collaborateurs. Ce-pendant, l’absence de continuité dans ces séquences continentales ne permet pas d’avoir une résolution aussi fine que pour des carottes océaniques, et empêche toute étude de cyclicité sur ces enregistrements. Deux autres carottes, au large de la Mauritanie (ODP 958, (Herbert and Schuf-fert, 1998)) et au large de la Namibie (ODP 1084, (Marlow et al., 2000)), étu-diées dans le cadre de l’Ocean Drilling Program ont révélé des températures au Miocène plus chaudes qu’à l’actuel. Ces résultats corroborent l’étude de Philan-der et al. (Philander and Fedorov, 2003) qui suggère que les upwellings côtiers ne se sont mis en place qu’à partir de 3 Ma, mais apparaissent contradictoires avec ceux de Billups et Norris. L’hypothèse d’un upwelling tardif est-elle vala-ble pour le golfe de Guinée ? L’absence d’étude de forages Miocène à cet endroit ne permet pas de répondre à cette question. Néanmoins, si l’upwelling du golfe de Guinée ne s’est lui aussi mis en place qu’à partir de 3 Ma, cela implique (1) que la mousson ouest-africaine peut se développer en l’absence de SST froides dans le golfe de Guinée ou bien que (2) les précipitations dont témoignent le re-gistre fossile du Miocène supérieur du Tchad aurait été liées à des mécanismes de circulation atmosphérique différents de la mousson actuelle (quid du rôle de l’Atlantique est-tropical, d’éventuels transports zonaux plutôt que méridiens, et d’apports d’humidité venant de la Méditerranée).

3.3 Impact des températures de la Méditerranée

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3.3 Impact des températures de la Méditerranée

3.3.1 Théorie Les données paléontologiques donnent des indications qualitatives de périodes humides dans le bassin du Tchad, mais pas uniquement. Lihoreau et al. (Lihoreau et al., 2006) suggèrent une connexion biogéographique entre les provinces du Tchad et celle du bassin de Syrte, en Lybie au Miocène supérieur. Cette connexion implique des mammifères inféodés à des milieux aquatiques (anthra-cothères) et donc un maintien d’un bilan hydrologique positif dans cette région, sans doute pendant plusieurs milliers d’années. Griffin (Griffin, 2002) va dans le même sens en proposant, entre la fin du Miocène et le Messinien, un drainage du bassin de Syrte par un large fleuve, l’Eosahabi. Selon ce même auteur, au Messi-nien, le lac Tchad aurait été connecté au reliquat de la mer Méditerranée (lac cy-rénaïque) par ce même fleuve, le routage se faisant dans le sens Tchad-Syrte. Dans ce contexte, il est intéressant de tester l’existence de mécanismes autres que la mousson d’Afrique de l’Ouest pour alimenter durablement le nord du bas-sin tchadien et le bassin de Syrte. C’est pourquoi j’ai testé l’impact des tempéra-tures de surface méditerranéennes sur le régime hydrologique de l’Afrique saha-rienne. Comme nous l’avons fait pour le golfe de Guinée, nous pouvons nous baser sur les études des mécanismes du climat actuel pour comprendre dans quelle mesure les SST méditerranéennes pourraient avoir une quelconque influence sur les ré-gimes de pluies sahélo-sahariens. Rowell a travaillé dans ce sens (Rowell, 2003). Cet auteur a suggéré, par une étude comparative modèle-données, que des ano-malies chaudes du bassin méditerranéen conduisent à une amplification des pluies au Sahel. Le mécanisme invoqué est ici le fait que les SST plus chaudes favorisent l’évaporation au-dessus de la Méditerranée, et donc une teneur en hu-midité plus importante dans les basses couches troposphériques (jusqu’à 850 mb). Cette humidité est advectée vers la zone sahélienne par les vents de nord-est soufflant sur le Sahara. Cette convergence humide favorise la convection pro-fonde et donc les précipitations. En outre, le même auteur suggère d’importantes rétroactions positives dues à ce mécanisme, notamment (1) l’accélération d’advection d’humidité du golfe de Guinée vers le Sahel liée à la convection plus forte, (2) une perte moindre d’humidité par le JEA (celui-ci étant vraisembla-blement affaibli par les précipitations plus importantes qui réduisent les contras-tes latitudinaux d’humidité au sol) et (3) un recyclage de l’eau renforcé.


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D’un point de vue purement théorique, des anomalies positives de SST sur la Méditerranée apparaissent donc être un bon candidat pour favoriser des précipi-tations sur le nord du Tchad et sur le bassin de Syrte, compatibles avec les don-nées. Néanmoins, un paradoxe de même nature que pour le golfe de Guinée ap-paraît quand on se penche sur la littérature paléoclimatique ; des SST plus faibles, dans un contexte où le continent nord-africain est fortement chauffé, peuvent favoriser un transport d’humidité de type mousson de la mer vers le continent. Ce phénomène a été invoqué pour expliquer, à l’Holocène, la période humide qu’ont connue la Mer Rouge et la partie sud-est de la Méditerranée (Arz et al., 2003). A partir de l’étude comparée des valeurs de δ18O de foraminifères de la mer rouge et de l’extrême sud-est de la Méditerranée, et de reconstructions de SST, ces auteurs suggèrent que les températures plus faibles de cette partie de la Méditerranée (Marchal et al., 2002), ont contribué à renforcer le contraste thermique terre-mer lié à l’insolation de l’Holocène, et donc à augmenter le flux estival d’humidité vers les continents adjacents. Arz et al. évoquent même la mise en place d’une « mousson méditerranéenne » qui expliquerait la période humide enregistrée entre ca. 10 ka et 6 ka en mer Rouge. Cependant, ce phéno-mène n’a été mis en évidence que pour cette partie orientale de la Méditerranée, et pas pour les provinces libyo-égyptiennes.

3.4 En résumé…

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3.3.2 Expériences de sensibilité Comme pour le golfe de Guinée, il n’existe pas de reconstruction spatiale des SST pour le Miocène supérieur (anté-Messinien), mais quelques indices existent. Ainsi, Brachert et al attribuent à une augmentation de SST l’expansion de récifs coralliens en Crète au Tortonien supérieur et au Messinien inférieur (Brachert et al., 2006; Brachert et al., 2005). Les signatures isotopiques de foraminifères dans des bassins du Miocène supérieur du sud est de la péninsule ibérique affichent la même tendance (Sanchez-Almazo et al., 2001). L’absence de reconstruction spa-tiale pour le Miocène nous a conduits à mener des expériences de sensibilité avec des anomalies positives et négatives de SST sur le bassin méditerranéen. Afin de ne pas imposer des anomalies hasardeuses, nous nous sommes basés dans un premier temps sur des jeux de SST reconstruits même s’il s’agit d’autres pério-des que le Miocène. En étudiant la littérature scientifique propre au Néogène su-périeur, on peut s’apercevoir qu’il n’existe qu’une seule reconstruction spatiale de SST méditerranéennes pour le pré-quaternaire. Il s’agit d’un projet connu sous le nom de PRISM (Pliocene REsearch, Interpretation and Synoptic Mapping Group) ayant vu le jour en 1994 (Dowsett et al., 1994) pour reconstruire spatia-lement les conditions de surface (SST, glace de mer, calottes, orographie, cou-vert végétal) du Pliocène moyen, sous-entendant ici la période délimitée par les transitions isotopiques des stades M1/M2 et G19/G18, soit comprise entre 3.29 et 2.97 Ma. Ce jeu est fondé à la fois sur des données marines et terrestres (Cronin and Dowsett, 1990; Poore and Sloan, 1996). Dans sa version la plus récente (PRISM2), l’utilisation de ce jeu de données a un double avantage : (1) Il est bien résolu spatialement (2°x2°) et évite d’utiliser des anomalies constantes sur toutes les parties du bassin ; (2) il présente des SST strictement supérieures à celles de l’actuel, ce qui nous permettra de faire un test de sensibilité cohérent. Moyennées sur le bassin méditerranéen, les SST PRISM2 sont plus chaudes de ca. 2°C qu’à l’actuel. Les anomalies les plus importantes sont celles de prin-temps, qui atteignent 4°C. L’anomalie est réduite en juillet-août (+1.5°C). Les forçages de la seconde expérience correspondent à ceux de l’expérience « SST- » du paragraphe 315H3.2.3. On est donc dans un contexte particulier où la mousson est déjà favorisée par des SST faibles sur le bassin atlantique. L’impact des seules SST méditerranéennes peut être isolé, notamment par les diagnosti-ques de transport méridiens d’humidité. Celles-ci sont en moyennes plus faibles de 2°C sur le centre de la mer méditerranée, et plus faibles de 2.5°C sur les cô-tes. Le cycle saisonnier est très marqué, avec des anomalies moyennes de -4°C pour l’hiver, et de - 0.5°C pour l’été.


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Simulations Param. orbi-taux

Anomalies de SST sur golfe de Guinée

Anomalies de SST sur la Méditerranée

SST - Actuels Négative Négative MedPlio Actuels 0 Positive

3.3.3 Interprétation des signaux et conséquences sur les précipitations continentales

Dans l’actuel, le cycle saisonnier de l’évaporation moyennée sur la surface médi-terranéenne montre un maximum en hiver, lié à des vents intenses et de l’air sec au-dessus de la surface maritime, et un minimum en été. LMDz simule de façon réaliste ce cycle saisonnier, bien que surestimant légèrement l’évaporation esti-vale (Mariotti et al.).

Figure 3.3-1 : Cycle saisonnier de l'évaporation (A), de P-E (B), et de la proportion (p) des transports d'humidité orientés nord-sud (C) moyennés sur la mer méditerranée. En C, le calcul est tel que p = flux méridiens N-S / [Flux méridiens N-S + Flux méridiens S-N].

La simulation « SST- » montre un cycle saisonnier de l’évaporation quasiment opposé à celui du contrôle. Les minima d’évaporation sont en effet simulés en hiver, alors qu’un pic à plus de 4 mm/j s’installe entre juillet et septembre ( 316HFigure 3.3-1, A.). La simulation « Plio » a un cycle saisonnier plus proche, dans sa structure, de celui du contrôle, avec un minimum en juillet et un maximum en novembre ; cependant les valeurs sont en moyenne plus élevées de 2 mm/j que la simulation de contrôle.

3.4 En résumé…

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Les valeurs de P-E ( 317HFigure 3.3-1, B.) donnent une indication de la quantité d’eau injectée dans l’atmosphère au-dessus de la zone méditerranéenne. Pour les trois simulations, le bilan P-E est négatif tout au long de l’année, soulignant le déficit hydrique de la Méditerranée en faveur de l’atmosphère. Les valeurs très fortes d’évaporation de la simulation « MedPlio » conduisent à un déficit hydrique moyen de 3 mm/j en été, alors qu’il n’est que de 2 mm/j pour la simulation « SST- ». La composante méridienne des transports d’humidité donne une indication quant à la « destination » de l’eau issue de la part d’évaporation qui n’est pas reprécipi-tée sur la mer. Le cycle saisonnier de ces transports montre que ceux-ci sont, tout au long de l’année, majoritairement orientés nord-sud, avec un signal particuliè-rement fort pour la simulation « SST- » en été ( 318HFigure 3.3-1, C.). Ceci implique que, quelques soit la saison, l’humidité issue de l’évaporation peut potentielle-ment être transportée vers l’Afrique dans les basses couches. La 319HFigure 3.3-2 permet de visualiser l’extension latitudinale de l’humidité saisonnière. On cons-tate, pour la simulation « MedPlio », que la constance de valeurs élevées d’évaporation et de vents méridiens nord-sud au long de l’année permet d’avoir une troposphère chargée en humidité toute l’année. La différence avec les deux autres simulations est claire en hiver et au printemps, l’air méditerranéen ne se chargeant en humidité qu’à la fin du printemps pour « CTL » et « SST- ». En ou-tre, l’extension latitudinale de l’air humide est plus importante pour « MePlio », la « bulle » d’air humide atteignant 30°N presque toute l’année. Néanmoins les profils n’indiquent pas une extension supérieure à celles des autres simulations en été. Cela est du notamment à la chute des vents méridiens à cette période de l’année dans cette simulation. Les cartes de précipitations ( 320HFigure 3.3-3) montrent que, bien que la basse tro-posphère soit plus humide lorsque l’on impose des anomalies positives de SST, cette surcharge n’est pas convertie en précipitation sur le Sahara, et ne semble pas non plus être advectée vers le nord du bassin tchadien. Au contraire, on ob-serve une légère baisse des précipitations sur le bassin dans MedPlio. Ces résul-tats ne sont qu’en partie en contradiction avec les données et les mécanismes in-voqués par Rowell et collaborateurs, car sur les parties plus méridionales du Sahel, les précipitations augmentent. Ces résultats sont dus, soit au fait que notre modèle, dans sa configuration forcé par des SST, ne représentent pas bien les processus de précipitations, soit que les mécanismes invoqués par Rowell ne se produisent que dans des configurations particulières de SST non seulement sur la Méditerranée, mais aussi sur le golfe de Guinée et l’Atlantique est-tropical.


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Figure 3.3-2: Profils saisonniers latitudinaux de l'humidité spécifique (en kg/kg) dans les bas-ses couches (800-1000 mb), moyennés entre 10°E et 30°E pour les trois simulations discu-tées.

3.4 En résumé…

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Figure 3.3-3 : Répartition des pluies en mm/j, pour les deux expériences et la simulation de contrôle. Les vecteurs représentent les vents à 950 mb.


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L’absence de signal positif en termes de précipitations, sur le bassin tchadien, permet de conclure qu’une anomalie moyenne de +2 degrés sur la Méditerranée n’est pas un forçage suffisant pour modifier le bilan hydrologique du bassin tchadien. Une étude supplémentaire a été réalisée avec une anomalie positive de 5°C, constante sur l’ensemble du cycle saisonnier. Cette forte anomalie permet à la convection humide de remonter sur le Sahel, et d’installer de fortes précipita-tions sur le nord du bassin tchadien (Annexe 3). Les études futures devront pren-dre en compte les reconstructions de SST du Miocène supérieur pour voir si un tel cycle saisonnier a pu exister.

3.4 En résumé… Les études sur l’actuel montrent de fortes connexions entre la position latitudi-nale de la mousson d’Afrique de l’Ouest et les conditions de surface du golfe de Guinée et la Méditerranée. Afin de comprendre quels pouvaient être les facteurs principaux d’une augmentation des pluies sur le bassin tchadien compatible avec les données, des expériences de sensibilité aux SST ont été réalisées. LMDz4 ré-agit très fortement, au forçage par des SST froides sur le golfe de Guinée, par une augmentation de l’advection d’humidité et le développement d’une convec-tion humide extrêmement étendue en latitude. La sensibilité à des SST chaudes issues d’un jeu de données cohérent, ne fournit pas de résultats du même ordre. Néanmoins, la réalisation d’une simulation forcée par des températures supérieu-res de 5°C à l’actuel, montre que celles-ci favorisent la remontée de l’ITCZ. A court terme, en s’appuyant sur des reconstructions réalistes de SST pour le golfe de Guinée et pour la Méditerranée, on peut donc envisager la réalisation de simu-lations mettant en jeu les deux mécanismes favorisant l’installation de précipita-tions importantes sur le bassin tchadien.

3.4 En résumé…

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4 Evaluation de l’impact des changements orographiques de l’Afrique de l’Est à l’échelle continentale

134H4.1 QUELLES SONT LES CONNEXIONS POTENTIELLES ENTRE LA TECTONIQUE ET LE CLIMAT ? .......................................................................................................... 321H109 135H4.1.1 EFFETS THERMIQUES D’UNE ELEVATION DE RELIEF ..................................... 322H109 136H4.1.2 IMPACT POTENTIELS SUR LA CIRCULATION ET LA REPARTITION DES PLUIES . 323H111 137H4.2 HISTOIRE ET IMPACT CLIMATIQUE DE LA TECTONIQUE EN AFRIQUE DE L’EST 324H112 138H4.2.1 LE RIFT EST-AFRICAIN ................................................................................ 325H112 139H4.2.2 ARTICLE PUBLIE DANS SCIENCE : TECTONIC UPLIFT AND EASTERN AFRICA ARIDIFICATION ....................................................................................................... 326H115 140H4.2.3 COMMENTAIRES SUR L’ARTICLE ET PERSPECTIVES LIEES A CE TRAVAIL ....... 327H129 141H4.3 IMPACT DU RIFT SUR L‘AFRIQUE DE L’OUEST ET LE BASSIN DU TCHAD ..... 328H132 142H4.4 EN RESUME… ............................................................................................... 329H138

Ce chapitre vise à déterminer si le climat africain, et a fortiori celui bassin du Tchad, a pu être influencé par des événements tectoniques ayant affecté le conti-nent africain au cours du Néogène supérieur. Nous commencerons par faire le point sur les impacts potentiels théoriques de la tectonique sur le climat. Nous ferons ensuite un bref historique de l’histoire tectonique néogène en Afrique. La région du Rift est-africain étant la zone de maximum d’activité tectonique et de création de reliefs majeurs de l’Afrique au Miocène, nous tenterons d’évaluer son impact sur le climat et les paléoenvironnements à travers plusieurs expérien-ces de sensibilité. Dans un même temps, nous présenterons un article publié dans la revue Science qui évalue les conséquences de ces changements orographiques sur la circulation atmosphérique et explique le signal d’aridification de l’Afrique de l’Est au Mio-Pliocène. Pour ce qui est de l’Afrique de l’Ouest et du Tchad, la question soulevée dans ce chapitre est de savoir si les structures du Rift Est-africain ont pu moduler les forçages plus directs de la mousson que sont la pré-cession et les températures océaniques.

Evaluation de l’impact des changements orographiques de l’Afrique de l’Est à l’échelle continentale

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4.1 Quelles sont les connexions potentielles entre la tectonique et le climat ?

Ces connexions sont de deux ordres : directes et indirectes. Les connexions indi-rectes font référence aux processus biogéochimiques liés à l’enfouissement du carbone dans les sédiments, à la dissolution d’éléments chimiques (silicates, car-bonates), à l’érosion. De tels processus ont un impact important sur les concen-trations des gaz à effet de serre, notamment sur le CO2. Néanmoins, à l’échelle de temps du Miocène, et considérant l’extension géographique du Rift, il est peu probable que la mise en place des élévations est-africaines aient eu un impact si-gnificatif sur le CO2 atmosphérique. En outre, le choix des outils (LMDz, OR-CHIDEE) pour cette étude ne nous permet pas d’évaluer quantitativement l’importance de ces processus. Nous nous attarderons donc sur les impacts di-rects de l’élévation du Rift et sur les connexions qui existent entre topographie et climat. En quoi une barrière topographique telle que les reliefs du Rift modifie-t-elle l’écoulement des flux atmosphériques ? Quelle est l’ampleur géographique de ces modifications ? Quelles sont les conséquences en termes de précipita-tions ? Telles seront les questions abordées dans les paragraphes suivants.

4.1.1 Effets thermiques d’une élévation de relief L’un des effets de la mise en place d’escarpements élevés est la présence d’une zone froide en altitude au milieu de zones plus chaudes situées au niveau de la mer. Le gradient thermique adiabatique de 6.5°C par kilomètre implique un fort contraste thermique entre les zones élevées et les autres, notamment en hiver, au cours duquel la neige peut avoir une rétroaction positive par son fort albédo.

4.2 Histoire et impact climatique de la tectonique en Afrique de l’Est

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En zone tropicale, ces mises en place de contrastes thermiques ont des consé-quences sur les phénomènes de mousson. Si on schématise les phénomènes de mousson par un contraste thermique saisonnier entre le continent et l’océan (ce qui est une approximation, cf 1.3.2.1), la mise en place d’une topographie élevée sur le continent a deux conséquences (d’un point de vue thermique) selon la sai-son considérée. En été, la présence d’une surface continentale en altitude conduit à un chauffage plus fort de l’air ambiant, pour la même énergie fournie, car cet air en altitude est moins dense et à la mise en place d’une zone de basses pres-sions. Le gradient de pression avec l’océan permet alors la mise en place de la-mousson (Bigg et al., 2003). Néanmoins, si cette situation est réelle pour le pla-teau tibétain, elle n’est pas confirmée pour le Rift est-africain, dans lequel les surface s en altitude sont beaucoup plus irrégulières. En hiver, la circulation est, en situation normale, inversée, puisque le continent se refroidit plus vite que l’océan. En présence de reliefs élevés, ce phénomène est amplifié par la présence de surfaces encore plus froides, amplifiant la circulation du continent vers l’océan.

Figure 4.1-1 : Topographie africaine interpolée sur la grille fine du modèle LMDz, pour l’actuel (a) et pour l’expérience NORIFT (b). c. Gradient thermique longitudinal à l’équateur en présence du Rift (noir) et pour NORIFT (rouge). d. Différence moyenne annuelle de température CTL-NORIFT.


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4.1.2 Impact potentiels sur la circulation et la répartition des pluies Un relief topographique, selon son altitude, son extension et son orientation géo-graphique, peut jouer le rôle d’obstacle à la circulation de basse troposphère. Ainsi, et nous verrons que c’est le cas du Rift est-africain, une extension latitu-dinale d’un massif montagneux peut perturber les flux zonaux de la basse atmos-phère. Cette perturbation est à la fois due à la barrière physique qu’un relief re-présente, mais aussi au changement de rugosité, générateur de turbulence, entre un relief plat et un relief abrupt. La présence d’une barrière orographique peut également perturber l’écoulement des flux en générant des ondes stationnaires dites de gravité à l’aval des reliefs. Ces ondes peuvent se transmettre dans les couches supérieures et donc perturber les écoulements. Selon Ruddiman et al.(Ruddiman, 1997), ces perturbations peu-vent modifier la structure des jets en créant des « méandres » au sein de ces flux ayant habituellement une unique composante zonale. Cependant, ces perturba-tions ont été démontrées pour les moyennes et hautes latitudes (Lott, 2001), mais pas pour les tropiques. Le rôle de barrière joué par la topographie se traduit également sur la répartition des pluies. A l’échelle régionale, cela correspond à des blocages des pluies sur les flancs montagneux opposés à la circulation zonale, et à l’assèchement des flancs opposés (rainshadow effect en anglais). A l’échelle continentale, il s’agit de blocage des transports d’humidité dans les basses couches, modifiant consé-quemment la redistribution d’énergie (chaleur sensible/chaleur latente) et donc la répartition des précipitations. La combinaison de ces deux types d’impact (thermique et physique) est particu-lièrement bien illustrée par la mousson indienne, pour laquelle la surrection du plateau tibétain bien que n’étant pas le seul facteur (Ramstein et al., 1997), a joué un rôle majeur en favorisant l’instabilité nécessaire à la convection et en augmentant le contraste thermique avec l’océan par le maintien de la neige en al-titude (Kutzbach et al., 1993).


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Figure 4.1-2 : a) A gauche, le chauffage différentiel « classique » : Le continent chauffe plus rapidement que l’océan en été (en rouge),et se refroidit plus rapidement en hiver. En présence de relief, le contraste thermique est accentué par l’altitude de la surface en été, et en hiver. b) En l’absence de relief, l’humidité est advectée de l’océan vers le continent, où le chauffage de la surface permet la mise en place de la convection qui génère des pluies. En présence de relief, l’advection est perturbée et déviée.

4.2 Histoire et impact climatique de la tectonique en Afrique de l’Est Les principaux changements orographiques du Mio-pliocène ont lieu en Afrique de l’Est et en Afrique du Sud. Bien que les changements en Afrique du Sud soient mal contraints temporellement, Partridge et al. (Partridge, 1997) suggèrent une surrection au cours du Miocène des escarpements sud-africains ayant conduits à la topographie actuelle.

4.2.1 Le Rift est-africain Une synthèse de l’histoire Néogène et des caractéristiques géographiques du sys-tème du Rift est-africain (en anglais East African Rift System, et ci-après EARS) est présentée un peu plus loin dans l’article concernant l’aridification de l’Afrique de l’Est. Nous pouvons cependant insister sur quelques points, et no-tamment sur la mise en place de telles structures.


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Le Rifting est un processus lié à l’activité interne de la lithosphère. Il débute par une phase de « doming », pendant laquelle la croûte se soulève en formant un dôme. Par la suite, des failles dites bordières se forment, conduisant à l’effondrement partiel de ce dôme en son centre, et générant de part et d’autres de la région effondrée la formation d’épaulements à morphologie accusée, à fort dénivelé, et à des altitudes souvent élevées. Ces épaulements présentent des alti-tudes élevées, alors que la partie effondrée peut parfois être au niveau de la mer, formant de longues vallées encaissées. Le EARS s’étend sur plus de 4,000 km du Nord au Sud entre le sud éthiopien et le Mozambique, et comprend des reliefs avec des altitudes très variables. Les grands volcans culminent à plus de 5000-6,000 mètres, mais la majorité des épaulements bordiers oscillent entre 2,000 et 4000 mètres. La 330HFigure 4.2-1 montre que si les mouvements tectoniques, parfois précédés ou suivis par une activité volcanique, ont débuté dès le Paléogène, l’extension majeure des différentes branches du Rift ne se fait qu’après 12 Ma. Si cette affirmation s’appuie sur des données solides (Tiercelin and Lezzar, 2002), on ne peut cependant faire que des hypothèses fortes concernant le rythme, et l’ampleur du changement altitudinal lié à ces activités au Miocène. Ainsi, l’article que nous allons présenter propose que la majeure partie de l’élévation des épaulements du Rift est-africain s’est faite après 8 Ma. Cette hy-pothèse a le mérite d’être la première à proposer un scénario pour le Miocène de l’Afrique de l’Est. En outre, la plasticité du modèle LMDz permettra à l’avenir de tester d’autres scénarios tectoniques.


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Figure 4.2-1 : Principaux événements volcaniques et tectono-sédimentaires en Afrique de l’Est au cours du Miocène. Les phases 1 et 2 voient la mise en place des structures géologi-ques majeures du Rift avec de nombreux événements volcaniques. Après 8 Ma (3 et 4), on voit apparaître des phases de rifting vers le sud et dans la branche ouest. Dans notre étude, nous faisons l’hypothèse que ce sont ces événements plus récents qui ont conduit à l’élévation des épaulements et à la majeure partie de la structure topographique (volcans ex-ceptés) actuelle de l’Afrique de l’Est. D’après (Tiercelin and Lezzar, 2002).


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4.2.2 Article publié dans Science : Tectonic Uplift and Eastern Africa Aridification

Pierre Sepulchre*1,2, Gilles Ramstein1, Frédéric Fluteau3, Mathieu Schuster4,5, Jean-Jacques Tiercelin4, Michel Brunet2

1 Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement/IPSL, UMR CNRS-CEA 1572, 91191 Gif sur Yvette Cedex, France 2 Laboratoire de Géobiologie, Biochronologie et Paléontologie Humaine, CNRS UMR 6046, Faculté des Sciences, Université de Poitiers, 40 Avenue du Recteur Pineau, 86022 Poitiers Cedex, France 3 Laboratoire de Paléomagnétisme, Institut de Physique du Globe de Paris, 75252 Paris Cedex 05, France 4 Institut Universitaire Européen de la Mer, CNRS UMR 6538, Place N. Copernic 29280 Plouzané, France

5 Bureau des Recherches Géologiques et Minières BRGM, Avenue Claude Guil-lemin, 45060 Orléans, France The history of Eastern African hominids has been linked to a progressive in-crease of open grassland during the last 8 million years. This trend was explained by global climatic processes which do not account for the massive uplift of east-ern African topography that occurred during this period. Atmosphere and bio-sphere simulations quantify the role played by these tectonic events. The reduced topographic barrier before 8 Myr permitted a zonal circulation with associated moisture transport and strong precipitation. Our results suggest that the uplift it-self led to a drastic reorganization of atmospheric circulation, engendering the strong aridification and paleoenvironmental changes suggested by the data.


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Several biosphere shifts linked to phases of aridification punctuated East African environmental evolution during late Neogene (Cerling et al., 1997; Trauth et al., 2005) (8-2 million years ago, hereafter Myr), which corresponds to a key period in hominid evolution (Brunet et al., 2002; Haile-Selassie, 2001; White et al., 1994). Isotopic studies (Cerling et al., 1997) have attributed a first Upper Mio-cene (8-6 Myr) transition from woodlands to grasslands to atmospheric CO2 de-crease. A later (5-3 Myr) spreading of grasslands (Bobe and Behrensmeyer, 2004; Bonnefille et al., 2004) was attributed to both Indian Ocean Sea Surface Temperature cooling (Cane and Molnar, 2001) and the onset of glacial-interglacial cycles (deMenocal, 2004), whereas topographic changes induced by rifting processes were considered as a second order forcing factor on climate. Actually, significant uplifts affected African topography during the late Neo-gene. The most important topographic structure is the East African Rift System. It began to uplift by its eastern branch (in southern Ethiopia and Turkana depres-sion, northern Kenya) during Eocene-Oligocene times, with uplifting reaching a maximum at the Plio-Pleistocene interval (Chorowicz, 2005; Partridge, 1997; Wolfenden et al., 2004) (Fig. 1D).


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Figure 1: Experimental design of the three LMDz4 simulations related to topography his-tory of Africa. (A to C) Relief interpolated at the AGCM resolution for CTL, TRAPS, and NORIFT runs, respectively. (D) Simplified history of major African tectonic events during the late Neogene. We note that several phases of uplift occurred during the last 10 mil-lionyears, a period during which numerous environmental shifts are recorded in East Af-rica. Tectonic and paleotopographic data as follows: Ethiopia (11–13), Kenya (11, 12), Tanzania (18), Tanganyika (15, 16), Malawi (17), and southern Africa (11). Ovals indicate onset of the most important tectonic movements.


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Ethiopian uplift shoulders were superimposed on an older topography due to Oligocene volcanic activity (Ethiopian traps) (Coulie et al., 2003). Traps se-quence thickness is not very well constrained— a maximum of 2,000 meters hav-ing been observed on the northwestern edge of the Ethiopian plateau (Coulie et al., 2003). The Western branch of the East African Rift System started to de-velop during the middle-late Miocene with initiation of the central Tanganyika Basin at about 12-10 Myr (Cohen et al., 1993; Lezzar et al., 1996), and with more recent phases of major uplift between 5 and 2 Myr in the Tanganyika and Malawi rifts (Ebinger et al., 1993). Major Tanzanian escarpments were present by 3 Myr (Foster et al., 1997). These features led to a 6,000 km-long elevated area (Chorowicz, 2005), mostly oriented North-South and bordered by crests culminating between 1500 and 5,100 m. The Karoo plateau in South Africa (20°S-32°S) has been raised during the past 5 million years (Partridge, 1997), reaching a mean elevation of ca. 1,400 m at present. Modelling studies concern-ing the impact of Cenozoic uplift on climate have been essentially carried out at the global scale, and Mio-Pliocene orographic changes have been implicated as a link between Tibetan plateau uplift and monsoons (Ramstein et al., 1997). Nev-ertheless, the impact of African topography on climate and vegetation has not yet been tested.


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Using numerical modelling we assess both climate and biosphere responses to topographic changes linked to eastern and southern African uplifts. Sensitivity experiments have been carried out with the LMDz4 (Laboratoire de Météorolo-gie Dynamique, Paris) (Li and Conil, 2003b) atmospheric general circulation model (hereafter AGCM). In order to improve the AGCM ability to simulate climate change induced by the narrow topographic structures of the East Africa Rift System and the Southern African topography, we used a zoom giving a reso-lution of up to 1° over our region of interest. In addition to a present-day simula-tion (CTL), we made two runs with a reduced topography over eastern and southern Africa (Fig. 1A,B,C). As reconstructions for Eastern Africa paleoalti-tudes are not available because of a lack of accurate data, we constrained our model according to two extreme scenarios coming from geological literature (21). The NORIFT simulation considers the Ethiopian traps as being very low. Topography is reduced to 400 meters over both eastern and southern Africa. In the TRAPS simulation, we account for a maximum elevation of Ethiopian traps at 2,000 meters (Coulie et al., 2003), and we set this value as minimal topogra-phy over the traps area. Both simulations were prescribed with present-day boundary conditions, namely modern Sea Surface Temperatures, ice-sheet and sea-ice extent, insolation, and greenhouse gas concentrations. Climatic outputs have been used to force the Dynamic Global Vegetation Model ORCHIDEE (Krinner et al., 2005). Climatic variables (21) have been derived from our three simulations to force the biosphere model. Here we consider the potential vegeta-tion cover with ORCHIDEE Plant Functional Types (PFTs). CTL rainfall patterns are in good agreement with re-analysis data (New et al., 2002) except at the land-sea interface of the East African coast where the pre-cipitation amount is overestimated (Fig. 3A). Present-day simulated annual rain-fall averages 1310 mm (hereafter mm/yr) over the horn of Africa (0-15°N/35-50°E, hereafter EKS region), ranging from 200 to 800 mm for south western Ethiopia and Somalia, and up to 2,400 mm in northern Kenya. In these regions, rainfall is strongly influenced by low tropospheric winds (Gatebe et al., 1999) which convey a large amount of atmospheric moisture.


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These winds blow northeasterly during boreal winter and southwesterly during boreal summer. Continental topography strongly influences the direction of these winds and therefore the location of rainfall. Meridional moisture transport shows that Ethiopian highlands deflect the northeast monsoon flow southward along the Somalian coast during winter and that Kenyan highlands deflect the southeast flow northward during summer (Fig. 2A,B). When the Ethiopian highlands are reduced in height (TRAPS), the Indian monsoon flow enters more deeply west-ward over the continent during winter, while in summer a zonal eastward mois-ture flow is created between Southern Sudan to Ethiopia (5-10°N) (Fig. 2C,D). This phenomenon, which leads to large-scale rainfall, is enhanced in NORIFT, as no topographic barrier blocks lower atmosphere circulation over Ethiopia (Fig. 2E,F).

Figure 2: Vertically integrated zonal moisture transport (kg mj1 sj1) for the three ex-periments: Winter (A, C, and E) and summer (B, D, and F) transports for CTL, TRAPS, and NORIFT, respectively. The arrow indicates scale. Red and blue indicate westward and eastward moisture transport, respectively. We note the intensification of zonal transport both in winter and summer when topography is reduced.


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Moreover, higher surface temperatures due to lower altitude in our experiments induce more intense convection and associated precipitation. As a consequence TRAPS rainfall averaged over EKS is increased by 15% (1,520 mm/yr) with re-spect to CTL experiment (Fig. 3B), while it is increased by 40% (1,830 mm/yr) in NORIFT (Fig. 3C). The seasonal pattern is conserved in TRAPS, with rainfall equally increased in winter and summer. However, the total removal of topogra-phy favours winter convective rainfall and leads to a peak of more than 4 mm/day in February in NORIFT (Fig. 3E). South to the equator, a winter east-ward moisture transport is set between Atlantic and Indian oceans when topogra-phy is reduced. Summer westward Indian flow is no longer diverted by Tanza-nian relief and penetrates inland between the equator and 25°S. Once again rainfall is enhanced: averaging 1,150 mm/yr over (0-20°S/25°-40E) region (here-after CTZM region) for CTL, it increases by 38% (1,590 mm/yr) in TRAPS to 62% (1,870 mm/yr) in NORIFT (Fig. 3D).

Figure 3 : Simulated rainfall for the three experiments. (A) Annual amount of rainfall simulated by CTL run. (B and C) Rainfall anomaly of TRAPS and NORIFT runs versus CTL, respectively. Isolines represent topography for each run, in meters. (D and E) Seasonal pattern of rainfall averaged over EKS and CTZM (black boxes), respectively. Rainfall vari-ability is calculated excluding the unbalanced first year of simulation.


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Apart from the overestimated vegetation cover over the Tanzanian and Kenyan coasts due to the LMDz4 positive bias in rainfall already mentioned, the CTL “arboreal” and “herbaceous” fractions are in good agreement with pre-industrial values, which can be inferred from present-day data and modelling studies (Ramankutty and Foley, 1999). Total vegetation cover (Fig. 4A) is globally in-creased over both eastern EKS and CTZM regions in the TRAPS and NORIFT simulations (Fig. 4B,C). When the maximal Ethiopian traps elevation is con-served (Fig. 4B,E), arboreal vegetation is slightly increased over eastern Ethio-pia. It becomes dominant over almost all the northeastern Rift when topography is totally eliminated (Fig. 4F). Between 15°S and 5°N, the positive shift in arbo-real group is the highest with a transition from 10 % to 60 % coverage over Ethiopia, Kenya and Mozambique (NORIFT). These parts of eastern Africa be-come tree-dominated, whereas they are dominated by herbaceous groups in the present-day experiment (Fig. 4D). In both lowered-topography experiments we also simulate an arboreal increase connecting western and eastern Africa along the equator. These results suggest a strong impact of Mio-Pliocene uplift on bio-sphere, and available data depict strong paleoenvironmental changes during this time interval.


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Figure 4 : Simulated vegetation for the three experiments. (A) Summedvegetation frac-tion over every PFT for the CTL run. Zero value indicates the absence of vegetation; 1 represents a gridpoint totally covered by PFTs. (B and C) Anomalies of TRAPS and NORIFT minus CTL, respectively. (D to F) Arborealdominant, herbaceous-dominant, and desert-like fractions for CTL, TRAPS, and NORIFT, respectively. We note the massive spreading of arboreal fraction at the expense of herbaceous fraction over eastern Africa


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Between 8 and 6 Myr, new families of ungulate mammals with a C4 (grass-dominated) diet replaced more archaic middle Miocene communities (Leakey et al., 1996) with C3 (wood-dominated) diets, indicating a decrease of rainforests and an increase of more open “savannah-mosaic” habitats. Isotopic studies on fossil tooth enamel (Cerling et al., 1997) have suggested a global-scale replace-ment of C3-photosynthesizing plants by C4 plants. This change has been linked to atmospheric CO2 decrease, although the question is still debated (Hay et al., 2002; Pagani et al., 1999). Paleoenvironmental data compiled by Cane and Molnar (Cane and Molnar, 2001) for the last 15 Myr suggest a later transition with wooded habitats existing until 5 Myr and 3.7 Myr in northern and southern Kenya respectively, and until 3.4 Myr in Ethiopia. Until this time interval, moist environments would have been present in north-eastern Africa (Hill et al., 2002), notably in southern and in central Ethiopia (Bonnefille, 1995). The Turkana Ba-sin experienced a strong increase in the number of mammal species adapted to open grasslands, indicating increased aridity after 2.5 Myr (Bobe and Behrensmeyer, 2004). This trend to aridification at around 3 Myr was first ex-plained by Indian ocean cooling associated with a change in Indonesian through-flow conformation, which allowed colder water to come in from the Pacific ocean (Cane and Molnar, 2001). Moreover, paleoclimatic records (Feakins et al., 2005) suggest an orbital-scale variability in northeast Africa paleoenvironments which increased with the intensification of high-latitude glacial cycles (deMenocal, 2004). The topographic impact has been considered as a second-order forcing so far, only modulating the variability of regional climate through rain-shadow effects (Trauth et al., 2005).


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Despite the high resolution we used, our experiments cannot capture isolated to-pographic features like volcanoes or small mountains. Nevertheless, our results provide strong arguments for an impact of topographic changes at the continental scale. Topography clearly affects moisture transport and, therefore, rainfall spa-tial patterns and amounts. Associated hydrological modifications induce strong shifts in vegetation. Consequently, it appears that uplifts had a first order impact on Mio-Pliocene eastern African climate evolution. We cannot pretend to have captured an exhaustive picture of vegetation evolution in the several rift basins of eastern Africa, but these results are a step forward in understanding the mechanisms that led to more open landscapes in eastern Africa. We can assume that the climatic consequences depicted here, along with landscape fragmentation linked to asynchronous uplift events, have largely contributed to the setting of present-day vegetation patchwork of eastern and southern Africa. Consequently, African uplift must be considered as a dominant forcing of the late Neogene cli-mate of eastern Africa, and not as a background factor. Future studies which will aim to accurately assess the impact of climate change at this period, and notably its potential influence on paleoenvironments which force hominid evolution, will have to constrain accurately the topographic history of eastern Africa.


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Material and Methods General design of LMDz4 simulations. LMDz4 was run at high resolution with a 144 x 108 grid. We set a x3 zoom to get a resolution comprised between 50 and 100 kilometers over East Africa. LMDz4 was run with a bucket scheme soil configuration. Cloud parameters in-clude Kerry-Emanuel convection scheme adapted to tropical climates. CTL ex-periment was run using present-day surface conditions designed from AMIP(Taylor et al., 2001). Atmospheric greenhouse gases concentrations were set to pre-industrial values. Topography changes. Two end-members reconstructions accounting for available geological data were used to force LMDz4 AGCM. In TRAPS run we account for Oligocene traps maximal thickness. We thus con-sider Ethiopian elevation comprised between 1000 and 1600 m. On the whole southern part of the continent we applied a strong decrease with elevation com-prised between 300 and 500 m, following an empirical equation to keep a coher-ent topography and avoid step-like effects: EXP_topo = (CTL_topography – Hlim)*C + Hlim, with : Hlim : Altitude threshold = 200 meters C : Reduction coefficient = 0.05 In NORIFT, same equation has been applied on both southern and northeastern part of the continent. Biosphere modeling design. Surface winds, relative humidity, temperature diurnal cycle and cloud cover have been derived from LMDz4 experiments through a weather generator to restore variability and to force ORCHIDEE offline. Vegetation simulations were run on the sole African continent and climatologies were interpolated to a 1° x 1° grid. ORCHIDEE includes carbon, hydrology and energy balances along with photo-synthesis and dynamical vegetation. Vegetation is represented through 10 Plant Functional Types (PFT) including bare soil, 2 “tropical” groups, 3 “temperate”, 3 “boreal”, and both C3 and C4 grasses. Each simulation has been run until equi-librium.


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References and Notes 1. T. E. Cerling et al., Nature 389, 153 (1997). 2. M. H. Trauth, M. A. Maslin, A. Deino, M. R. Strecker, Science 309, 2051 (2005). 3. M. Brunet et al., Nature 418, 145 (2002). 4. T. D. White, G. Suwa, B. Asfaw, Nature 371, 306 (1994). 5. Y. Haile-Selassie, Nature 412, 178 (2001). 6. M. A. Cane, P. Molnar, Nature 411, 157 (2001). 7. P. B. deMenocal, Earth. Planet. Sc. Lett. 220, 3 (2004). 8. R. Bonnefille, R. Potts, F. Chalie, D. Jolly, O. Peyron, P. Natl. Acad. Sci. U.S.A. 101, 12125 (2004). 9. R. Bobe, A. K. Behrensmeyer, Paleogeogr. Paleoclimatol. Paleoecol. 207, 399 (2004). 10. S. J. Feakins, P. B. deMenocal, T. I. Eglinton, Geology 33, 977 (2005). 11. T. C. Partridge, in Tectonic Uplift and Climate Change W. F. Ruddiman, Ed. (Plenum Press, New York, 1997) pp. 63. 12. J. Chorowicz, J. Afr. Earth. Sci. 43, 379 (2005). 13. E. Wolfenden, C. Ebinger, G. Yirgu, A. Deino, D. Ayalew, Earth. Planet. Sc. Lett. 224, 213 (2004). 14. E. Coulie et al., Earth. Planet. Sc. Lett. 206, 477 (2003). 15. K. E. Lezzar et al., Basin Res. 8, 1 (1996). 16. A. S. Cohen, M. J. Soreghan, C. A. Scholz, Geology 21, 511 (1993). 17. C. J. Ebinger, A. L. Deino, A. L. Tesha, T. Becker, U. Ring, J. Geophys. Res.-Sol. Ea. 98, 17821 (1993). 18. A. Foster, C. Ebinger, E. Mbede, D. Rex, J. Geol. Soc. London 154, 689 (1997). 19. G. Ramstein, F. Fluteau, J. Besse, S. Joussaume, Nature 386, 788 (1997). 20. Z. X. Li, S. Conil, J. Clim. 16, 3993 (2003). 21. Materials and methods are available as supporting material on Science Online. 22. G. Krinner et al., Global Biogeochem. Cy. 19 (2005). 23. M. New, D. Lister, M. Hulme, I. Makin, Clim. Res. 21, 1 (2002). 24. C. K. Gatebe, P. D. Tyson, H. Annegarn, S. Piketh, G. Helas, J. Geophys. Res.-Atmos. 104, 14237 (1999). 25. N. Ramankutty, J. A. Foley, Global Biogeochem. Cy. 13, 997 (1999). 26. M. G. Leakey et al., J. Vertebr. Paleontol. 16, 556 (1996). 27. M. Pagani, K. H. Freeman, M. A. Arthur, Science 285, 876 (1999).


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28. W. W. Hay, E. Soeding, R. M. DeConto, C. N. Wold, Int. J. Earth. Sci. 91, 746 (2002). 29. A. Hill, M. Leakey, J. D. Kingston, S. Ward, J. Hum. Evol. 42, 75 (2002). 30. R. Bonnefille, in Paleoclimate and Evolution with Emphasis on Human Origins E. S. Vrba, G. H. Denton, T. C. Partridge, L. H. Burckle, Eds. (Yale University Press, 1995) pp. 299. 31. This work was supported by the CNRS program ECLIPSE and used mod-els developed in laboratories from the Institut Pierre-Simon Laplace, Paris. We thank Y. Donnadieu for comments on the manuscript, J. Kasting for corrections, G. Krinner and A. Caubel for their help in designing vegetation modelling ex-periments. We also thank W. Ruddiman for his encouraging comments.


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4.2.3 Commentaires sur l’article et perspectives liées à ce travail Cet article court a permis de présenter une première quantification de l’impact de l’EARS sur le climat est-africain. Il est cependant nécessaire de revenir sur plu-sieurs points que les contraintes éditoriales (format court… et vendeur) nous ont empêché de détailler. Nous avons ici présenté deux simulations de sensibilité à la topographie, caracté-risées par des réductions de relief proches, mais différant par le fait que l’une d’entre elles prenait en compte une topographie plus élevée sur l’Ethiopie. Nous nous sommes appuyés sur une importante synthèse bibliographique pour donner un cadre réaliste aux réductions de relief appliquées, mais nous ne pouvons pas prétendre nous être placés à une période donnée du Néogène. Le but étant de quantifier l’impact potentiel de la topographie liée à l’élévation de l’EARS, notre approche se justifie. Néanmoins, à ce stade, l’absence de reconstruction précise de paléo-altitudes prévient toute utilisation de nos résultats dans un contexte plus local. Ainsi, nos résultats peuvent de prime abord paraître en contradiction avec certaines données paléontologiques, qui montrent que des hominidés d’Afrique de l’Est, tels que Ardipithecus ramidus, à 4.4 Ma, vivaient dans des milieux boi-sés (White et al., 1994). Ce type de comparaison montre la nécessité de combler le fossé existant entre des données reflétant des paléoenvironnements locaux à régionaux, et de modèles de climat exprimant des tendances à grande échelle. Dans le futur, on devra s’astreindre à quantifier spatialement et chronologique-ment l’histoire de l’orographie est-africaine. Avec des jeux de données plus éla-borés, les modélisateurs pourront faire des simulations plus réalistes des proces-sus qui ont conduit au fractionnement des paléoenvironnements du Néogène de l’Afrique de l’Est, et la comparaison avec les indicateurs (polliniques notam-ment) sera facilitée.


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Pour ce qui est de la végétation, nous avons simulé l’impact direct des variables climatologiques sur le couvert végétal. Nous n’avons pas pris en compte la ré-troaction de la végétation. Cette rétroaction est liée principalement à trois para-mètres : (i) L’albédo, qui en changeant, modifie le bilan radiatif de surface, (ii) la rugosité, qui est différente pour une forêt et une savane et qui influence direc-tement les vents de basses couches, et (iii) les flux d’eau liés au couvert végétal. Pour ce dernier point, l’utilisation du bucket donne une évaporation très forte et peut être considérée comme une source d’eau allant dans le même sens qu’une rétroaction positive d’une forêt tropicale. Pour ce qui est des deux autres paramè-tres, nous avons fait une simulation supplémentaire (ci-après NORIFT2), cette fois forcée en entrée par l’albédo et la rugosité de la végétation issue de NORIFT (couplage asynchrone). Nous pouvons ainsi isoler la rétroaction de l’albédo et de la rugosité de la végétation arborée simulée lorsque l’on abaisse la topographie du Rift. La carte des précipitations en moyenne annuelle ( 331HFigure 4.2-2) montre que ce type de végétation a une rétroaction fortement positive sur le climat, am-plifiant le premier signal observé. L’équilibre n’est sûrement pas atteint, mais il est coûteux de faire de longues séries de couplage asynchrone. Par cette expé-rience simple, on constate que la présence de forêt tropicale, avant la montée du Rift, devait amplifier le signal climatique induit par l’absence de Rift. Dans le futur, on devra donc préférentiellement utiliser le couplage synchrone atmos-phère-végétation dans les simulations.

Figure 4.2-2 : Différence de précipitations moyenne annuelle (mm/j) entre NORIFT2 et NO-RIFT.


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On constate également sur cette figure que dans les zones soumises à la mousson d’Afrique de l’Ouest, les changements d’albédo et de rugosité liés à de faibles changements de végétation dans la simulation NORIFT, ont des conséquences assez marquées en termes de précipitation (voir plus loin). Cela est particulière-ment flagrant entre 5 et 10°N. Ces zones de forte convection sont en effet très sensibles à l’albédo de surface. Néanmoins il semble qu’ici le modèle surestime la réponse des précipitations à ce changement. Il est en effet difficile d’expliquer, en l’absence de profondes modifications de la circulation zonale en-tre 10°W et 25°E, comment le couvert végétal aurait pu être modifié suffisam-ment pour induire de telles anomalies. Une autre perspective ouverte par cet article est la comparaison des effets des différentes sources de perturbations du climat est-africain. Nous avons évoqué les travaux de Cane et Molnar qui ont montré qu’un refroidissement de l’océan Indien au Mio-Pliocène aurait pu jouer un rôle dans l’aridification de l’Afrique de l’Est. Au vu de nos travaux, une comparaison de l’impact du Rift et de ce re-froidissement s’impose. La publication des reconstructions de la configuration de l’Indonesian Throughflow au Mio-Pliocène (Clift et al., 2004) ainsi que des étu-des de carottes de l’Océan Indien permettant de reconstruire les SST (P. deMe-nocal, com. pers.) devrait permettre de réaliser ce travail à l’aide soit de modèles atmosphériques forcés par des SST reconstruites issues des forages marins, soit de modèles couplés océan-atmosphère, à une résolution suffisamment élevée pour prendre en compte les changements de configuration de l’ Indonesian Throughflow.

4.3 Impact du Rift sur l‘Afrique de l’Ouest et le bassin du Tchad

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4.3 Impact du Rift sur l‘Afrique de l’Ouest et le bassin du Tchad Nous l’avons vu lors de la présentation du bassin du Tchad, cette zone est tecto-niquement inactive au cours du Néogène supérieur. L’ensemble des reliefs dans lequel le bassin est inséré était donc déjà en place au Miocène. C’est le cas du Tibesti et de l’Ennedi, qui jouent actuellement le rôle de canalisateur de l’Harmattan en hiver boréal. D’autres reliefs, plus éloignés, peuvent avoir un rôle potentiel sur le climat tchadien et la répartition des pluies. C’est le cas de la chaîne volcanique camerounaise, qui capte une part importante des pluies de moussons venant du golfe de Guinée. Cependant, là encore, la littérature géolo-gique nous apprend que ces massifs sont antérieurs au Miocène (Marzoli et al., 2000). Les impacts de la tectonique, en termes de circulation atmosphérique, sont sim-ples à appréhender dans les régions concernées par les changements de topogra-phie. Ce n’est pas le cas dans les régions plus éloignées. Pour les étudier, nous avons repris les scénarios de baisse de la topographie est-africaine de l’article. Nous allons mener ici une analyse comparative de la simulation de contrôle pré-industrielle (CTL) et une simulation où la seule variable de topographie est mo-difiée (NORIFT). Les modalités de baisse de la topographie sont décrites dans la section « Methods » de l’article. Nous nous focaliserons sur le bassin du Tchad et l’Afrique de l’Ouest, l’analyse des champs pour l’Afrique de l’Est étant pré-sentée dans l’article.


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L’étude des profils saisonniers des vents zonaux donne des informations quant à d’éventuelles modifications de la circulation atmosphérique en l’absence de to-pographie. Nous présentons ici des diagnostiques en été pour les deux simula-tions CTL et NORIFT.

Figure 4.3-1 : Profils verticaux des vents zonaux au-dessus de l’Afrique tropicale. En haut à gauche, les données NCEP pour juillet. On distingue clairement les trois flux W-E que sont l’Harmattan, l’AEJ et le TEJ. Aux basses latitudes, un flux E-W, la mousson (d’après Cook, 1999). E couleur : En haut, profils tels que simulés par LMDz dans la simulation de contrôle pour la longitude 0° et 30°E (au milieu et à droite, respectivement). Même chose pour la simulation NORIFT, en bas.


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La première observation de la 332HFigure 4.3-1 montre que la structure verticale des vents zonaux dans notre simulation de CTL est proche des observations NCEP de juillet (Cook, 1999). On distingue nettement les flux W-E de basses couches si-tués entre l’équateur et 20°N qui marquent la mousson. Au nord de la dépression thermique apparaît un flux E-W, c’est la composante zonale de l’Harmattan, qui, nous l’avons vu dans le premier chapitre, est issue des alizés continentaux cana-lisés par les reliefs nord-africains. On distingue également les deux jets caractéristiques de la circulation africaine : Le jet d’Est tropical (TEJ), entre 300 et 200 mb (ca. 9 km d’altitude) et le Jet d’Est Africain (AEJ), plus bas (ca. 600 mb) aux alentours de 13°N. La seconde observation est le fait qu’à 30°E, l’AEJ est modifié dans la simula-tion NORIFT, avec la formation vers 16°N, et entre 800 et 900 mb, d’un fort di-pôle entre des flux W-E renforcés et un AEJ qui se prolonge dans les basses cou-ches. Nous avons vu dans l’article que la création de ce dipôle est liée à la suppression des reliefs éthiopiens, qui induit la pénétration dans le continent des flux océaniques. Les conséquences de cette réorganisation peuvent être visuali-sées par l’analyse des pressions de surface et des vents de basse troposphère, qui donne de bonnes indications sur l’état de la circulation et nous permet d’observer d’éventuels remaniements de transport d’humidité dans les basses couches. Le diagnostique saisonnier présenté dans la 333HFigure 4.3-2 montre que, sur le bas-sin tchadien, les schémas de circulation atmosphérique de basses couches ne sont pas modifiés entre une expérience de contrôle et une expérience sans Rift. Les structures anticycloniques du nord-ouest africain sont présentes pour les deux simulations en hiver boréal, et on distingue bien l’Harmattan qui s’écoule au nord-est du bassin. Ni l’intensité ni la direction de ce vent ne sont modifiées par l’absence de topographie à l’Est du continent.


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Figure 4.3-2 : Pressions de surface sur le bassin tchadien. En haut, champs de pression CTL en hiver (à gauche) et en été (à droite). En bas, même chose pour la simulation NO-RIFT. Les flèches bleues représentent les vents de surface.

En été, les structures de dépression thermique sur le Sahara sont similaires entre CTL et NORIFT. Les deux flux susceptibles de jouer sur l’advection d’humidité dans le bassin sont donc inchangés. Il apparaît ainsi que la forte composante mé-ridienne de la circulation, liée à la mousson, domine les modifications plus loin-taines des flux zonaux induites par la réduction de topographie. En outre, puis-que pour l’Afrique de l’Ouest, les conditions de surface (température, rugosité, topographie) sont identiques entre les deux simulations, la convection n’est pas perturbée et on retrouve des schémas de précipitations très proches, sauf sur la partie sud-est du bassin. Dans cette région, une anomalie sèche existe dans la si-mulation de contrôle ( 334HFigure 4.3-3c, gauche). Ce biais du modèle n’est présent qu’en haute résolution et est difficilement explicable. Certaines simulations avec LMDz ont montré une mauvaise répartition des pluies lorsque que l’on passe brusquement d’une zone de plaine à une zone montagneuse (Fluteau, com. pers.). Ces phénomènes pourraient être amplifiés par l’utilisation de la haute résolution, mais cette explication reste sujette à discussion, les différences de topographie n’étant pas particulièrement marquées dans cette partie du bassin, et surtout in-changées entre CTL et NORIFT. L’absence de cet artefact dans NORIFT crée une différence NORIFT-CTL positive ( 335HFigure 4.3-3c, droite, ellipse verte). Le cycle saisonnier des précipitations moyennées sur le bassin montre quant à lui la similarité entre les deux simulations ( 336HFigure 4.3-3b).


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Nous pouvons en conclure que dans nos simulations, la topographie n’a pas de conséquences drastiques sur le cycle hydrologique du bassin tchadien. Une incer-titude demeure quant au rôle rétroactif de la végétation dans le sud de cette zone et sur la bande sahélienne, et à l’avenir, il faudra utiliser un modèle couplé at-mosphère-végétation pour comprendre plus finement les éventuelles télécon-nexions pouvant exister entre le Sahel et le Rift est-africain. Si elles sont confir-mées ces conclusions sont très importantes en termes de conséquence sur l’évolution du bassin tchadien, puisqu’elles suggèrent que celui-ci a évolué indé-pendamment des mouvements tectoniques de l’est africain. Cela signifie égale-ment que les variations de régime hydrologique traduit par les données sont dues à des mécanismes climatiques plus directs, tels que ceux analysés dans les chapi-tres précédents.


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Figure 4.3-3 : Evaluation des changements de précipitations liés au Rift est-africain. a. Anomalie annuelle NORIFT-CTL (en mm). Le contour noir représente les limites du bassin tchadien. b. Précipitations mensuelles (en mm/j) pour CTL (noir) et NORIFT (rouge), moyennées sur le bas-sin tchadien. c. Précipitations en juillet (mm/j) pour CTL (à gauche) et anomalie NORIFT-CTL pour le même mois (à droite). On note une « lentille » sèche dans le sud-est du bassin, due à une mauvaise représentation des précipitations dans cette région pour la simulation CTL. Cette erreur entraine la forte anomalie positive que l’on observe à droite (cerclée). d. Idem que c. pour le mois de janvier.

4.4 En résumé…

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4.4 En résumé… Nos simulations de sensibilité ont mis en évidence l’impact climatique du Rift est-africain sur l’Afrique de l’Est, et sa forte contribution à l’aridification de celle-ci au Mio-Pliocène. Bien qu’issus d’un gros travail de synthèse de la litté-rature et des connaissances relatives à l’histoire du Rift, les scénarios radicaux que nous avons employés pour l’abaissement de la topographie ne correspondent pas à une situation précise d’un état passé. Nos résultats nous ont néanmoins permis de comprendre l’impact climatique potentiel du Rift. Ils mettent l’accent sur la nécessité d’avoir une approche nouvelle de la paléoclimatologie de l’Afrique de l’Est, afin de comprendre l’évolution des paléoenvironnements en-registrée dans les différents proxies. Plusieurs perspectives peuvent être déga-gées à partir de l’article que nous avons présenté. Premièrement, il est nécessaire de mieux contraindre spatialement et chronologiquement l’histoire de la tectoni-que est-africaine. En effet, la connaissance plus fine à l’échelle du million d’années, de la dynamique des principaux épaulements du Rift permettra une ap-proche climatique non plus par sensibilité, comme nous l’avons fait, mais ré-aliste dans des fenêtres de temps bien contraintes. Cela pourrait déboucher sur une deuxième perspective, qui serait l’utilisation d’outils différents des GCM. En effet, à moins que l’évolution des moyens de calcul suive une pente forte, la ré-solution des grilles limitée à 50 km restera un problème pour étudier les frac-tionnements des paysages liés à la mise en place des bassins du Rift. On peut donc raisonnablement suggérer l’utilisation de modèles régionaux, (contraints par des simulations numériques à l’aide de GCM), pour appréhender l’impact de l’évolution du Rift de façon plus dynamique 18F

19. Le couplage synchrone avec la végétation, sans être fondamental, est nécessaire à la bonne représentation des processus de rétroaction. Enfin, la comparaison des sorties climatiques avec de nouvelles simulations prenant en compte les changements de SST de l’océan In-dien semble être un travail prometteur.

19 Un projet cherchant à comprendre un maximum de processus liés au Rift est-africain est en train d’être initié outre-Rhin : http://www.riftlink.de/index.html


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Du côté tchadien, nos simulations ont montré qu’il n’y avait pas de sensibilité de la basse troposphère envers les changements de topographie. Cela s’explique par trois facteurs : (i) la composante méridienne importante de la circulation de mous-son, (2) l’éloignement du bassin tchadien par rapport au Rift et (3) l’enclavement du bassin au sein de reliefs élevés, notamment à l’est (Ennedi). On peut en conclure que le fonctionnement hydrologique du bassin a varié indépendamment de la géologie est-africaine depuis le Miocène.

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5 Conclusions générales

143H5.1 QUESTIONS, REPONSES, PERTINENCE 337H141 144H5.1.1 REPONSES A LA PROBLEMATIQUE 338H141 145H5.1.2 PERTINENCE DES CONFIGURATIONS ET DES SENSIBILITES ANALYSEES 339H143 146H5.2 PERSPECTIVES 340H144 147H5.2.1 AMELIORATION DES METHODES 341H144 148H5.2.2 PERSPECTIVES A COURT TERME 342H144 149H5.2.3 PERSPECTIVES A PLUS LONG TERME. « DATA-DEPENDENCE ». 343H145 150H5.3 OUVERTURE SUR L’INTER-DISCIPLINARITE 344H146 151HREFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES 345H147 152HANNEXES 346H159


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5.1 Questions, réponses, pertinence Ce travail de thèse avait un but : Comprendre et préciser le contexte climatique du bassin du Tchad au Miocène supérieur. Cette ambition s’est traduite par plu-sieurs questionnements : (1) Quels sont les forçages climatiques du bassin à cette période ? (2) De quelle manière les appréhender ? (3) Quels sont les ordres de grandeur de leurs impacts respectifs ? (4) Que peut-on en déduire quant à l’évolution des paléoenvironnements à long terme pour le Mio-Pliocène ?

5.1.1 Réponses à la problématique J’ai répondu à la première question en me basant sur l’analyse des mécanismes climatiques actuels et du passé plus récent (Holocène moyen). Ce dernier cas d’étude m’a permis de préciser le rôle conjugué de l’insolation et des températu-res de surface océaniques du golfe de Guinée pour favoriser un apport de précipi-tations conséquent sur le bassin tchadien. Pour être cohérent avec les conditions orographiques du Miocène, j’ai également testé l’impact des changements de to-pographie liés à l’activité du Rift est-africain durant cette période. J’ai montré que celui-ci avait un rôle majeur sur le climat d’Afrique de l’Est, mais que son impact sur le climat d’Afrique centrale et de l’Ouest était beaucoup moins évi-dent. Le troisième forçage, à savoir la rétroaction du Méga Tchad sur son propre fonctionnement, n’a été que partiellement compris, en raison du temps trop long qui m’a été nécessaire pour appréhender correctement les questions à la fois théoriques et pratiques de l’implémentation d’une nouvelle sous-surface dans le code du modèle atmosphérique. Pour ce qui est des ordres de grandeur, les simulations ont montré qu’un refroi-dissement des SST de l’Atlantique est-équatorial était le facteur le plus important pour favoriser une remontée de l’ITCZ et une augmentation drastique des pluies. La simulation « SST- » montre une sensibilité extrêmement importante du mo-dèle à un refroidissement des SST, avec la mise en place de pluies sur l’ensemble du bassin tchadien (isohyète 300 mm suivant les limites nord du bassin). Ces ré-sultats devront être confrontés à des simulations de modèles couplés Océan-Atmosphère-Végétation, modèles qui en l’état de l’art, sont beaucoup moins sen-sibles concernant le mouvement latitudinal de l’ITCZ, mais pas encore validés (en ce qui concerne LMDz). Par ailleurs, LMDz4 s’avère peu sensible aux chan-gements de SST imposés sur la Méditerranée.

5.1 Questions, réponses, pertinence

142

Néanmoins, j’ai réalisé une simulation pour tester l’impact d’une perturbation plus forte et cette fois constante sur le cycle saisonnier (Annexe 3). Dans cette expérience, une anomalie positive de 5°C a été imposée aux SST de la Méditer-ranée. Les résultats de cette expérience montrent une remontée au nord marquée de l’ITCZ, associée à de fortes pluies sur le bassin tchadien avec un isohyète de 200 mm/an au nord du bassin. Ces changements n’atteignent pas l’ampleur de ceux induits par la baisse de SST dans le golfe de Guinée, néanmoins, ils ouvrent la voie vers des études combinant des modifications des SST synchrones dans ces deux zones clefs. 4. Ce travail de thèse a apporté des réponses concernant les facteurs prépondé-rants pour obtenir un bilan hydrologique positif sur le bassin tchadien, mais au vu des données, beaucoup de questions du point de vue de l’évolution des pa-léoenvironnements restent en suspens. Ainsi, la connexion biogéographique mise en évidence par les faunes d’anthracothères suggèrent une continuité d’environnements humides depuis le nord du Tchad jusqu’à la Méditerranée (Boisserie, com. pers.), voire même une continuité tchado-lybio-égyptienne (Brunet, com.pers.). D’un point de vue climatique, ces observations impliquent l’existence d’une circulation atmosphérique conduisant à un régime de précipita-tions très important sur les massifs montagneux (Tibesti) susceptibles de suppor-ter des fleuves similaires à ceux formant le delta de l’Okavango.


143

5.1.2 Pertinence des configurations et des sensibilités analysées De la question de la manière d’appréhender ces forçages surgit celle-ci : A-t-on fait le choix d’outils le plus pertinent pour la problématique de cette thèse ? Pour plusieurs raison, je répondrai par l’affirmative. Certes LMDz4 présente des biais importants dans la représentation des schémas de précipitations des basses latitu-des. Certes l’utilisation de modèles régionaux aurait présenté l’avantage, au pre-mier ordre, d’un gain en résolution, qui aurait permis de mieux contraindre spa-tialement, au sein du bassin tchadien, le bilan hydrologique. Néanmoins, l’utilisation d’un modèle régional est dépendante de forçages climatiques en bor-dure de la zone étudiée, qui sont eux-mêmes issus de… GCM ! De plus, l’utilisation de LMDz en version zoomée nous a permis d’obtenir une haute réso-lution suffisante, étant donnée la topographie du bassin, pour étudier les méca-nismes concernés. En outre, la majorité des GCM présentent des biais dans la re-présentation de la mousson africaine (d’Orgeval et al., 2006), et le choix d’un autre modèle aurait fort probablement mené à des problèmes équivalents. Le fait d’utiliser LMDz4 au LSCE présentait l’avantage incontournable de pouvoir col-laborer avec de nombreux chercheurs connaissant le code et les possibilités du modèle, ce qui m’a fait gagner un temps très précieux. La méconnaissance des caractéristiques de certains compartiments du système climatique au Miocène supérieur (extension des calottes et glace de mer, circula-tion des océans, concentration en gaz à effet de serre) empêchait toute construc-tion d’une simulation couplée océan-atmosphère-végétation réaliste. La sélection des principaux forçages et l’étude de la sensibilité du modèle à leurs variations impliquaient de nombreuses simulations, tout en ayant une bonne résolution. Le choix d’utiliser LMDz4 forcé par des SST fixes s’est donc avéré pertinent. D’autres simulations pourront à l’avenir, être réalisées avec la même méthode, pour évaluer l’impact des SST d’autres régions sur la mousson et les pluies au Tchad (Atlantique est-tropical, océan Indien), mais aussi comparer, pour ce qui est de l’Afrique de l’Est, l’importance relative des pressions tectoniques et océa-niques sur les paléoenvironnements. En ce qui concerne l’impact du Rift, la mé-thodologie (réduction simple de la topographie et comparaison par rapport à un contrôle), très facile à mettre en œuvre, pourra être réutilisée avec de nouvelles simulations qui prendront graduellement en compte les futures reconstructions paléotopographiques, permettant des analyses plus fines que celles présentées dans ce manuscrit. Des préliminaires à de tels travaux sont en cours de réalisa-tion, une simulation testant l’impact de l’absence de la branche ouest de l’EARS sur le climat ayant été réalisée pour une conférence récente (Sepulchre, 2006).

5.2 Perspectives

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5.2 Perspectives Outre les améliorations méthodologiques possibles, ce travail ouvre sur des pers-pectives à court et à plus long terme.

5.2.1 Amélioration des méthodes Toutes nos simulations ont utilisé le schéma de surface en mode bucket. A l’avenir, il faudra tester la réponse de la mousson aux SST et à la tectonique avec un couplage validé prenant en compte un modèle de sol et de végétation. Ce tra-vail permettra d’obtenir des résultats quant au routage de l’eau et quant à la dy-namique de la végétation. Des tests plus fins de sensibilité aux SST devront éga-lement être réalisés, notamment avec une anomalie constante sur l’ensemble du cycle saisonnier. Enfin, nous l’avons évoqué dans le chapitre 4, la rétroaction de la végétation devra être tester plus finement dans les expériences de baisse de to-pographie.

5.2.2 Perspectives à court terme La correction du modèle de lac apparaît comme la première étape dans la conti-nuité de mon travail de thèse. Son utilisation pourra ensuite être faite à la fois pour mener à bien les expériences initialement prévues mais aussi pour tester d’autres hypothèses. Pour le premier point, l’utilisation de la routine dédiée au bassin tchadien devrait permettre de quantifier la dynamique d’expansion d’un mégalac, et la rétroaction de celui-ci. Pour le second point, on pourra tenter d’initialiser LMDz avec différentes extensions, soit lacustres, soit de type we-tlands, non seulement sur le bassin tchadien mais aussi sur les bassins lybio-égyptiens. Le signe de la rétroaction de ce type d’environnement pourra ainsi être évalué, et on pourra mettre en place des scénarios plus précis pour le Mio-cène supérieur. La deuxième perspective à court terme est le test de forçages plus lointains. Le premier d’entre eux est l’expansion des calottes de glace aux pôles. Maley (Maley, 2000) a suggéré l’impact d’un jet polaire méridien nord-sud sur la for-mation des dépressions thermiques sahariennes. Bien que nous ayons vu que la mousson d’Afrique de l’Ouest était plutôt liée à des phénomènes de basses cou-ches et à des jets zonaux, on peut tester l’absence de calotte polaire dans l’hémisphère nord sur son comportement. Une simulation Pliocène, avec des ca-lottes réduites, présente ainsi des caractéristiques pluviométriques proches de l’Holocène moyen, alors que les températures océaniques sont plus chaudes (donc non favorables à la mousson).


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La troisième perspective à court terme concerne l’Afrique de l’Est et la compa-raison de l’impact du Rift et des températures de l’océan Indien. Des simulations pourront être menées pour d’une part, tester un refroidissement des SST de l’océan Indien dans LMDz4, et d’autre part tester la combinaison des deux phé-nomènes ; abaissement du Rift et refroidissement synchrone de l’océan. Nous pourrons voir si les deux phénomènes d’additionnent, ou agissent de façon oppo-sée. Enfin, lorsque des reconstructions précises de paléotopographie seront dis-ponibles, LMDz4 pourra éventuellement être utilisé pour forcer un modèle ré-gional, permettant de tester des hypothèses d’évolution de paléoenvironnements, et pourquoi pas de corridors entre Afrique de l’Ouest et Afrique de l’Est.

5.2.3 Perspectives à plus long terme. « Data dependence ». Je l’ai rapidement évoqué dans le manuscrit, la cuvette de Bodélé, au nord du Tchad, est le premier exportateur de poussière du Sahara. Ces poussières sont transportées et se retrouvent sous forme de sédiments terrigènes dans les forages profonds de l’Atlantique est-tropical (voir Ocean Drilling Project). L’étude de ces sédiments a permis à deMenocal et al. (deMenocal, 2004) de tracer les évé-nements d’importante variabilité climatique depuis le Pliocène. Ainsi, si l’on pose l’hypothèse que la structure des courants atmosphériques zonaux n’a pas changé depuis le Miocène supérieur, l’acquisition de carottes océaniques remon-tant à cette période ouvre une voie fondamentale vers l’étude de la cyclicité des périodes sèches et humides du Sahara sur les sept derniers millions d’années. En étudiant la fréquence des événements de fortes concentrations en terrigènes, on retracera la fréquence des périodes sèches. Sous caution d’obtenir des datations absolues pour les données continentales tchadiennes, la possibilité d’une compa-raison des données océaniques et continentales se dessine. Enfin, si l’on parvient à définir une cyclicité dans l’étude de ces sédiments, on pourra tenter une com-paraison avec les reconstructions récentes des paramètres orbitaux pour le Mio-cène, et voir si l’insolation a bien joué le rôle moteur qu’on lui prête pour « dri-ver » les conditions d’humidité du Sahara depuis le Miocène. La seconde perspective à long terme passe également par l’acquisition de nou-velles données. Si l’on veut étudier de façon précise, à l’aide de la modélisation du climat, les problématiques de connexions Tchad-Libye-Egypte, on devra ré-gler des problèmes d’ordre géomorphologique. En effet, de nos jours, bassins tchadien et libyen sont bien distincts, et il ne semble pas exister de passage pos-sible de l’eau de l’un vers l’autre, le seuil entre l’Ennedi et le Tibesti étant au-delà de 500 m asl. L’étude du routage de l’eau, et donc des paléodeltas, s’ils peuvent être datés, permettra de mieux localiser les précipitations maximales et donc de mieux contraindre les simulations.

5.3 Ouverture sur l’inter-disciplinarité

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5.3 Ouverture sur l’inter-disciplinarité La première figure de ce manuscrit l’illustre, l’histoire évolutive d’un taxon est issue d’un mélange subtil entre pressions engendrées par les conditions environ-nementales et mécanismes évolutifs propres au taxon étudié. Ces derniers sont le domaine des paléontologues et biologistes de l’évolution, alors que les pressions environnementales, étant le plus souvent une réponse directe aux variations cli-matiques, sont étudiées par les paléoclimatologues. Le pont entre les deux disci-plines doit être franchi lorsque l’on veut faire une étude exhaustive de l’évolution d’un taxon. Ma thèse, orientée vers la modélisation des paléoclimats, s’inscrivait dans cette volonté d’apporter des contraintes d’ordre physique à des études d’ordre biologique, l’étude des climats anciens d’Afrique ne restant qu’un exemple parmi d’autres. Ainsi, la même méthodologie modélisatrice a pu être adaptée à une problématique différente, concernant l’évolution des dernières po-pulations néanderthaliennes par rapport à celles de l’homme moderne en pénin-sule ibérique, en réponse à un événement climatique abrupt. Cette étude, qui a conduit à la rédaction d’un article soumis à Earth and Planetary Sciences Let-ters, est proche de celle du Tchad, puisqu’elle a impliqué des simulations à haute résolution et des comparaisons de sorties de modèle de végétation avec des don-nées polliniques (Annexes 4 et 5). Si l’on reste sur une thématique Paléoclimats-Primates, cette méthode d’analyse pourra également être adaptée à des périodes plus reculées (du Miocène moyen à l’Eocène), et à des régions différentes. Ainsi l’Asie du Sud-est apparaît comme une zone d’étude particulièrement prometteuse, au vu de découvertes importan-tes d’hominoïdes (Chaimanee et al., 2003) et d’anthropoïdes (Marivaux et al., 2003) anciens réalisées récemment. Les futures études de modélisation seront particulièrement intéressantes car non seulement on dispose de données paléoen-vironnementales bien contraintes dans le temps pour ces régions (Chaimanee et al., 2003); Sepulchre et al., en préparation), mais en plus les modélisateurs tra-vaillent depuis plusieurs années sur la thématique de l’évolution de la mousson asiatique (Fluteau et al., 1999; Kutzbach et al., 1989; Ramstein et al., 1997). Ainsi, les deux zones clés que sont l’Afrique et l’Asie pourront être étudiées de façon pluridisciplinaire, et la compréhension des mécanismes climatiques et évo-lutifs ayant pu lier ces deux régions devrait significativement progresser dans les années à venir.

Publications

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Publications et conférences liées à cette thèse Publications Pierre Sepulchre, Mathieu Schuster, Gilles Ramstein, Gerhard Krinner, Jean-Francois Girard, Patrick Vignaud, Michel Brunet Evolution of Lake Chad Ba-sin hydrology during the mid-Holocene: A preliminary approach from lake to climate modelling. Accepté à Global and Planetary Change. Pierre Sepulchre, Gilles Ramstein, Frédéric Fluteau, Mathieu Schuster, Jean-Jacques Tiercelin, Michel Brunet. Tectonic Uplift and Eastern Africa Aridifi-cation. Science. Pierre Sepulchre, Gilles Ramstein, Masa Kageyama, Marian Vanhaeren, Gerhard Krinner, María-Fernanda Sánchez-Goñi, Francesco d’Errico. H4 abrupt event as a possible climate explanation to the late Neanderthal Presence in Iberia. Soumis à Earth and Planetary Sciences Letters. Kageyama, M., N. Combourieu Nebout, P. Sepulchre, O. Peyron, G. Krinner, G. Ramstein, J.-P. Cazet. The Last Glacial Maximum and Heinrich Event 1 in terms of climate and vegetation around the Alboran Sea: a preliminary model-data comparison, Comptes Rendus Acad. Sci. Pierre Sepulchre, Gilles Ramstein, Frédéric Fluteau, Mathieu Schuster, Jean-Jacques Tiercelin, Michel Brunet. Earth Science Reviews, en préparation. Conférences. 2006. - Sepulchre P., Ramstein G., Fluteau F., Schuster M., Tiercelin J.-J., Bru-net M. - Modeling the impact of eastern Africa elevation changes during the late Neogene : Climate and vegetation responses. Lucy, 30 years later, Aix-en-Provence, France.

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159

Annexes

Annexe 1 : Graphique représentant l’évolution des puissances des machines de calculs sur les

dernières années Annexe 2 : Exemple d’évolution des branches d’une routine principale de LMDz. Annexe 3 : Comparaison des précipitations simulées pour CTL (A), SST- (B), et

une simulation avec +5°C d’anomalies sur la Méditerranée (C). Annexe 4 : Article soumis à EPSL Annexe 5 : Article publié dans CRAS

Annexes

160

Annexe 1 Graphique représentant l’évolution des puissances des meilleures machines de cal-

culs sur la dernière décennie (en Gigaflops, soit en milliards d’opérations par seconde).

1

10

100

1000

10000

100000

1992 1993 1994 1995 1996 1997 1998 1999 2000 2001 2002 2003 2004

Annexes

161

Annexe 2 : Exemple d’évolution des branches d’une routine principale de LMDz.

Annexes

162

Annexe 3 : Comparaison des précipitations simulées pour CTL (A), SST- (B), et une simula-

tion avec +5°C d’anomalies sur la Méditerranée (C).

Annexes

163

Annexe 4 : Article soumis à Earth and Planetary Sciences Letters

H4 abrupt event as a possible climate explanation to the late Neanderthal Presence in Iberia

Pierre Sepulchre*, Gilles Ramstein*, Masa Kageyama*, Marian Vanhaeren ,, Gerhard Krinner , María-Fernanda Sánchez-Goñi§, Francesco d’Errico¶

*Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement/IPSL, UMR CNRS-CEA 1572, CE Saclay, L’Orme des Merisiers Bât. 701, 91191 Gif sur Yvette Cedex, France Ethnologie préhistorique, UMR 7041 CNRS-ArScAn , 92023 Nanterre, France Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l’Environnement, CNRS-UJF Grenoble, BP

96, F-38402, Saint Martin d’Hères, France

§Ecole Pratique des Hautes Etudes, Département de Géologie et Océanographie, UMR 5805 CNRS-EPOC, Université Bordeaux1, 33405 Talence, France

¶Institut de Préhistoire et de Géologie du Quaternaire, UMR 5199 CNRS-PACEA, Université Bordeaux1, 33405 Talence, France

Department of Anthropology, George Washington University, 2110 G Street, NW Washington DC 20052 Corresponding author: Pierre Sepulchre, Laboratoire des Sciences du Climat et de l’Environnement/IPSL, UMR CNRS-CEA 1572, CE Saclay, L’Orme des Merisiers Bât. 701, 91191 Gif sur Yvette Cedex, France. Email : [email protected] Tel : 00 + 33 (0) 1 69 08 65 49, Fax : 00 + 33 (1) 1 69 08 77 16

Abstract. The Heinrich event 4 (H4) is well documented in the North Atlantic

Ocean and the adjacent continents as a cooling event 39,000 years before present. To quantify the impact of this event in terms of climate and vegetation over the Iberian Peninsula, we perform numerical experiments using a high-resolution general circulation model forced by sea surface temperatures before and during H4. In good agreement with pollen sequences from marine cores, our model simulates an expansion of aridity over the peninsula during H4, a desertification of the south, and a replacement of arboreal by herbaceous plants in the north. Our simulations demonstrate that the H4 marine event imprinted drastic changes over Iberia which have not favoured the invasion of this area by early modern humans, therefore giving a plausible explanation of the delayed extinction of Neanderthals in Iberia inferred from archaeological sites.

Annexes

164

Introduction Factors triggering the colonisation of Europe by Early Modern Humans

(EMH) and the Neanderthal extinction are a complex issue. Indeed, this question is the object of lively debate (Conard and Bolus, 2003; d'Errico and Sanchez Goñi, 2003; Van Andel and Davies, 2004; Zilhao and d'Errico, 1999; Zilhao and d'Errico, 2003). Climatic changes have been repeatedly invoked as a potential cause for such crucial population events, occurring at ca. 40-33 cal ky BP (37-29 14C ky BP) (d'Errico and Sanchez Goñi, 2003). In particular, several hypotheses based on ecological factors have been put forward to account for the apparent late survival of Neanderthal populations in the South of the Iberian Peninsula. The first of these hypotheses suggests that EMH bearing an Aurignacian technology may have stopped at the Ebro River because, during the interstadial previous to Heinrich Event 4(Dansgaard et al., 1993; Heinrich, 1988; Hemming, 2004) (H4, 39,000 calendar years BP) (Bard et al., 2004), the regions to the south were significantly more wooded(Zilhao, 1993) and less favourable to their expansion, because great mammals, which were the main resource for EMH, developed preferentially in opened landscapes. Then according to this hypohesis, EMH would have moved southwards only when obliged to do so by the cold conditions engendered by the subsequent H4 event. Other authors(Finlayson, 2004) have proposed that the climatic changes of the Oxygen Isotope Stage 3 (OIS 3, between ca. 60 and 25 ky BP) could have fatally perturbed the Neanderthal seasonal activity cycle even before the arrival of modern competitors in these southern regions. A third scenario(d'Errico and Sanchez Goñi, 2003) based on comparison of archaeological and pollen data, suggests that the late survival of Neanderthals in Southern Iberia is a consequence of the expansion of semi-desert environments over this region due to H4, temporarily stopping the advancement of ungulate-dependent EMH hunters, and delaying the replacement of Neanderthals. The aim of this paper is to use appropriate models to test and quantify this hypothesis in terms of climate and vegetation changes associated with H4.

Annexes

165

The small number of human remains associated with archaeological material dated to this period represents a major problem for testing hypotheses regarding the nature, extent, and chronology of relationships between the two human types. Therefore the colonization of Central to South Iberia from the North of the Ebro River is underconstrained by archeological data. Nevertheless, first settlements in North Iberia occurred between 42 and 41 ky BP(Mellars, 2006; Zilhao and d'Errico, 2003), while the presence of modern humans in south-western Iberia seems to occur much later. In this framework we argue that certainly the impact of H4, which is centred around ca 39 ky BP and imprints vegetation for longer than 1,000 years, played an important role. This phenomenon may explain a part of the delay in Modern Humans progression southward and the longer survival of Neanderthal populations in this area.

Data from deep sea sediments(Hemming, 2004), continental sequences(Genty et al., 2003) and polar ice cores(Dansgaard et al., 1993) show that during OIS 3, several abrupt climatic shifts occurred over the Atlantic ocean and Europe. High levels of lithic ice-rafted debris (IRD) and low foraminiferal concentrations define several Heinrich events of massive iceberg discharges in the North Atlantic Ocean(Broecker et al., 1992; Grousset et al., 2000; Heinrich, 1988). Among them, H4 was associated with strong decreases in North Atlantic Sea Surface Temperatures (SSTs) (Cortijo et al., 1997). Its duration in terms of ocean surface perturbation has recently been estimated to a time range from 250 to 2000 years, using a Model of Intermediate Complexity and δ18O from planktonic foraminifera(Roche et al., 2004). Previous modelling studies(Van Andel and Davies, 2004) have been conducted on the OIS 3 palaeoclimate(Barron and Pollard, 2002) and palaeovegetation(Huntley et al., 2003) variations, but have not specifically focused on the impact of an abrupt cold climatic shift on neighbouring continental areas. Kageyama et al.(Kageyama et al., 2005) investigated the impact oh H1 over western Europe in terms of temperature and water cycle, but the interest of H4 is that this climate shift occurred contemporaneously with important changes in human populations. Yet no spatial reconstruction of the H4 impact on Iberian vegetation is available. Well-dated indication of environmental changes are recorded in pollen-rich marine cores located off the peninsula(Combourieu Nebout et al., 2002; Sanchez Goñi et al., 2002) and allow comparison with our model outputs. Here we present two simulations made with a Global Circulation Model (GCM) quantifying the climatic and vegetation response before (BH4) and during (DH4) the Heinrich 4 event.

Annexes

166

Methods To quantify climate changes produced by H4 over this region, we use

the atmospheric general circulation model (AGCM) called LMDz developed at Laboratoire de Météorologie Dynamique(Li and Conil, 2003a) with a high regional resolution over western Europe, providing a 60 km resolution over Iberia. The Dynamic Global Vegetation Model (DGVM) ORCHIDEE(Krinner et al., 2005) is forced by climate variables produced by LMDz in order to quantify the spatial distribution of vegetation changes on the Iberian peninsula. In order to evaluate the environmental impact of the H4 event over Iberia, we run two numerical experiments with the AGCM. The first experiment (BH4 for “Before H4”) aims at estimating the climate just before H4. It is constrained with appropriate 39ky cal BP orbital parameters(Berger and Loutre, 1991) and CO2 concentration set at 209 ppmv (partial pressure in parts per million, from the Vostok ice core(Petit et al., 1999)). Since no global dataset describing the SSTs before the H4 exists, the SSTs used for this first simulation are those given by the CLIMAP(CLIMAP Members, 1981) Last Glacial Maximum global reconstructions. Similarly, no global ice-sheet reconstruction is available for this period, but the sea-level drop at that time is estimated to be 60 meters lower than present (Waelbroeck et al., 2002). We have therefore chosen to use the 14 ky BP ice sheets reconstruction from Peltier(Peltier, 1994) (ICE4G) which corresponds to the same sea level drop, and which is the closest reconstruction to the ice-sheets which existed before and during H4. This reconstruction is consistent to what other authors used for the same period(Arnold et al., 2002). Thus our first experiment is a “glacial” state, with appropriate boundary conditions representing the pre-H4 conditions.

Annexes

167

In the second experiment (DH4 for “During H4”) we keep the same boundary conditions (insolation, and CO2 concentration vary very little between before and after H4) except for the SSTs. We cool the North Atlantic using H4 SST anomalies consistent with reconstructions by Cortijo et al. based on the modern analogue technique applied to planktonic foraminifera assemblages(Cortijo et al., 1997). These authors reconstruct SSTs at eight points in the North Atlantic Ocean. Error bars associated with these reconstructions are rather weak compared to the anomaly. We use these reconstructions to create zonal temperature anomalies that we apply to the CLIMAP SST dataset. LGM SSTs are reduced by 4°C between 40°N and 50°N, 3°C between 50 and 54°N, 2°C between 54 and 60°N, and 1°C towards the North pole. Southward from 40°N, the imposed anomaly follows a linear decrease to reach 0°C at 32°N. Sea ice is imposed where SST is lower than –1.8°C. By applying these anomalies to CLIMAP SSTs, we simulate the cooling effect of the H4. Both experiments have been run for 11 years and provided outputs that have been averaged over the last 10 years to define the BH4 and DH4 climates.

The vegetation response to these climatic changes is computed with the ORCHIDEE model in stand-alone mode, i.e. forced by outputs from the climate simulation. ORCHIDEE is forced by diurnal cycle variation, daily rainfall, monthly means of air temperature, relative humidity, 10-meter wind speed and cloud cover, all these variables coming from daily outputs of the two climatic experiments. To be consistent with the CLIMAP SSTs used for the BH4 experiment, the initial vegetation cover comes from the equilibrium results of ORCHIDEE forced by the climatic outputs of a classical run of the Last Glacial Maximum (LGM)(Jost et al., 2005). This glacial vegetation was used as initial condition for our two simulations that were run for 200 years to reach equilibrium. Additional climate simulations, forced by the resulting vegetation, have also been performed to check that the vegetation feedback does not have a strong impact on the regional climate. The equilibrium vegetation is described in terms of Plant Functional Types (PFTs) (Cramer, 1997). We compare our results to pollen data from four deep-sea cores taken off the Iberian margin. High resolution pollen records from IMAGES MD95-2042 and MD95-2039 cores reflect vegetation changes that occurred during OIS3 in western Iberia, whereas those from MD95-2043 and Ocean Drilling Program 976 (ODP 976), retrieved in the Alboran Sea, cover the floristic changes that took place in western Mediterranean borderlands(Combourieu Nebout et al., 2002; Sanchez Goñi et al., 2002). These cores contain unambiguous signatures of H4, in terms of percentage of polar foraminifera as well as variations of the pollen assemblages.

Annexes

168

Results The annual rainfall over the Iberian Peninsula follows a NW-SE

gradient for both simulations (Fig. 1a,b). Rainfall occurs primarily from November to March and is related to winter storms, with the strongest storms along the Iberian NW coast. The BH4 experiment shows high rainfall (>800 mm/year) over Northwestern Iberia, while the southeast is very dry (< 100 mm/year, Fig. 1a). This pattern changes in DH4, with the decreased SSTs leading to an extension of arid zones from the south to the centre-west of Iberia (the 200 mm/year isohyet moves north-westwards), and the reduction of the northwestern precipitation. On the Atlantic coast, the 200 mm isohyet shifts northward by 2°. This change is not associated with a reduction in storminess. Rather, the storms coming from the Atlantic carry colder and therefore drier air towards the Iberian region. On the other hand, the cooling over the North Atlantic produces a relatively weak decrease of continental annual temperatures (0.5 to 1.5°C), which mainly occurrs on the Atlantic coast (Fig. 1c,d).

Annexes

169

Figure 1 : Climatic changes induced by the simulated Heinrich 4 (H4) event over Iberia. a,b, Absolute annual amount of rainfall (mm) before H4 (BH4, left) and the anomaly be-tween both simulations (DH4 – BH4, right), showing a strong north-west south-east gra-dient of decrease. c,d, BH4 annual surface temperature mean (°C, left) and difference of annual average of surface temperature between both simulations (DH4 – BH4, right). The response to the SST decrease occurs mainly on the western coast, while it is very weak in the inland.

Precipitation estimates(Combourieu Nebout et al., 2002; Sanchez Goñi

et al., 2002) inferred by applying to the pollen record the modern analogue technique(Cheddadi et al., 1998; Guiot, 1990) indicate a precipitation decrease by 400 mm on the Atlantic and by 500 mm on the Mediterranean side during H4. Our simulations are consistent with this decrease on the Atlantic coast (Fig. 1b). However, some discrepancies exist on the Mediterranean side, which is already very dry in our BH4 experiment (< 50 mm/year) and prevents the model from simulating an anomaly as large as 500 mm/year. However the essential result is that the DH4 experiment reproduces the rainfall gradient occurring during the event between the two sides of Iberia satisfactorily.

Annexes

170

The cooling and drying of H4 induce large vegetation changes. The maximum vegetation fraction (i.e. the maximum value of total vegetation cover over a pixel) is already very low in BH4 (< 50%, Fig. 2a). This fraction shifts to even lower values (<25%) in DH4, with a northward expansion of desert-like environments, especially north of the Ebro valley (Fig. 2b). Simultaneously, the already weak arboreal percentage (< 10%) decreases in inland Iberia, but remains constant close to the south-western coast, with a mean fraction of 15% (Fig. 3a, b). The model simulates significant changes in the three woody PFTs present in Iberia.

Figure 2: Maximum percentage of vegetation cover simulated over Iberia compared to the geographic distribution of radiocarbon dated Neanderthal (black dots) and Early Modern Hu-man (white dots) sites.

a, before Heinrich 4 event. The yellow dashed ellipse northern to the Ebro (unique river rep-resented) identifies an area deserted by neanderthals during the H4

b, during the Heinrich 4 event. EMH sites are exclusively northern to the Ebro, while Neander-thals are contracted southward.

c, after the Heinrich 4 event. Blue dashed ellipse shows a concentration of Neanderthal sites persisting after the H4. Arrows indicate Aurignacian sites reflecting Modern Human colonisa-tion of the Southern Iberia after the H4.

Annexes

171

Boreal and Temperate Broadleaved Summergreen trees occupying the center of the peninsula and south-west Portugal in BH4 undergo a strong reduction during H4. Temperate Needleleaf trees, initially present over a large part of the peninsula, are essentially confined to the Atlantic coast during this cold event. Grasses remain on the Cantabrian and Mediterranean coasts as well as in the Ebro basin (Fig. 3c, d).

Figure 3: Maximum simulated fraction of arboreal and herbaceous coverage when equilib-rium is reached.

a,b, Trees, which are present from the Atlantic coast to the centre of the peninsula before H4 (left), are confined to the coast during H4 (right). This fraction is calculated as the sum of six arboreal plant functional types.

c,d, Grasses, which are the major part of the vegetal cover before H4 (left), disappear almost totally from the south during H4 (right). This fraction corresponds to the simula-ted C3 grasses PFT.

Annexes

172

Pollen data(Combourieu Nebout et al., 2002; Roucoux et al., 2001; Sanchez Goñi et al., 2002; Sanchez Goñi et al., 2000), which show abrupt decrease in open Mediterranean forest (decidous and evergreen Quercus, Phillyrea, Olea, Pistacia, associated with Ericaceae) and increase in steppe-to-semi-desert vegetation (Artemisia, Chenopodiaceae, Ephedra) are in good agreement with our model outputs. In the North, H4 triggers a reduction in deciduous woodland and pine forest, and an expansion of grassland. The MD95-2042 core (Fig. 4) gives important information concerning the timing of the vegetation response to H4. It shows that the maximum of semi-desert plants occurs ca. 1,000 years after the δ18O perturbation and the first Ice Rafted Debris peak. Moreover, high percentages of semi-desert plants last longer than the IRD/ δ18O event another millennium is necessary for the vegetation to recover from H4. Thus there is a clear delay between the maximum ocean perturbation and the onset of aridity over the continent.

Figure 4: Detail of Heinrich event 4 (H4) from the pollen diagram of core MD95-2042. The grey interval indicates the H4. H4is dominated by semi-desert vegetation (Artemisia, Chenopodiaceae and Ephedra). Arrows indicate the lag between the first IRD peak and the onset of semi-desert plants, which lasts ca. 1,000 years. Moreover, it needs another mil-lennium to observe paleoenvironmental settings similar to before H4 (onset of Mediterra-nean forest and decrease of semi-desert plants.

Annexes

173

Discussion Although the timing of Neanderthal extinction is a controversial

issue(Conard and Bolus, 2003; d'Errico and Sanchez Goñi, 2003; Van Andel and Davies, 2004; Zilhao and d'Errico, 1999; Zilhao and d'Errico, 2003), some consensus exists for a late survival of Mousterian neanderthals in Southern Iberia. Archaeological and radiocarbon evidence indicate that populations bearing Aurignacian technologies arrived in the North of Iberia at the onset of H4 (Fig. 2a) but colonized the South only after this climatic event. During H4 the peninsula and in particular its southern part experiences a drastic reduction in the number of Mousterian sites, interpreted as a decrease in Neanderthal population. The large aridification of Central and Southern Iberia depicted in our DH4 simulation implies a decline of land biomass (as simulated by our DGVM) the duration of which, as attested by the pollen record, could have led to this population drop by changing related game resources. Development of semi-desert landscape in Iberian inland may also have resulted in delaying the Aurignacian advance. According to these hypotheses, competition between the two populations would have been temporarily prevented as environmental changes created a southern refugium for Mousterian Neanderthals which delayed their replacement by Aurignacian groups.

This study is based on a comprehensive simulation of the climate and continental responses, in terms of vegetation changes, to Heinrich event 4, using the most appropriate boundary conditions available. The important point is that our model results are in good agreement with pollen from marine cores. The added value from the modelling approach is therefore the spatialisation of the climate and vegetation response over Iberia, which is consistent with the pollen records which provide a regional response. While modelling quantifies climate and vegetation responses spatially, data gives relevant information concerning the timing and the long duration of its response to the cooling. Both modelling and data show a very large aridification of inland Iberia that could have favoured a late presence of Neanderthals in southern Iberia. These results underscore the potential role played by sub-millennial scale climatic variability on population dynamics at the Middle Upper Palaeolithic transition.

Acknowledgements.

Annexes

174

We thank Didier Roche for precious comments concerning the timing of the H4. We also thank Edouard Bard for information concerning the dating of the event. We thank E. Cortijo for providing data and helpful comments on the manuscript. We also acknowledge H. Valladas and N. Mercier for discussion, and A. Friend for corrections. This work has been supported by the French Ministry of Research (ACI Espace et territoire), the Centre National de Recherche Scientifique (Eclipse and OHLL programme) and the European Science Foundation (OMLL programme -EC Sixth Framework Programme under Contract no. ERAS-CT-2003-980409)

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18 E. Barron and D. Pollard, High-Resolution Climate Simulations of Oxygen Isotope Stage 3 in Europe, Quaternary research 58, 296-309, 2002.

19 B. Huntley, M.J. Alfano, J.R.M. Allen, D. Pollard, P.C. Tzedakis, J.-L. de Beaulieu, E. Grüger and B. Watts, European vegetation during Marine Isotope Stage-3, Quaternary research 59, 195-212, 2003.

20 M. Kageyama, N.C. Nebout, P. Sepulchre, O. Peyron, G. Krinner, G. Ramstein and J.P. Cazet, The Last Glacial Maximum and Heinrich Event 1 in terms of climate and vegetation around the Alboran Sea: a preliminary model-data comparison, Comptes Rendus Geoscience 337(10-11), 983-992, 2005.

Annexes

176

21 M.F. Sanchez Goñi, I. Cacho, J.-l. Turon, J. Guiot, F.J. Sierro, J.-P. Peypouquet, J.O. Grimalt and N.J. Shackelton, Synchroneity between marine and terrestrial responses to millenial scale climatic variability during the last glacial period in the Mediterranean region, Climate Dynamics 19, 95-105, 2002.

22 N. Combourieu Nebout, J.-l. Turon, R. Zahn, L. Capotondi, L. Londeix and K. Pahnke, Enhanced aridity and atmospheric high-pressure stability over the western Mediterranean during the North Atlantic cold events of the past 50 k.y., Geology 30(10), 863-866, 2002.

23 Z.X. Li and S. Conil, Transcient Response of an Atmospheric GCM to North Atlantic SST Anomalies, Journal of Climate 16, 3993-3998, 2003.

24 G. Krinner, N. Viovy, N. de Noblet-Ducoudre, J. Ogee, J. Polcher, P. Friedlingstein, P. Ciais, S. Sitch and I.C. Prentice, A dynamic global vegetation model for studies of the coupled atmosphere-biosphere system, Global Biogeochemical Cycles 19(1), -, 2005.

25 A. Berger and M.F. Loutre, Insolation values for the climate of the last 10 million years, Quaternary Science Reviews 10, 297-317, 1991.

26 J.R. Petit, J. Jouzel, D. Raynaud, N.I. Barkov, J.-M. Barnola, I. Basile, M. Bender, J. Chappellaz, M. Davis, G. Delaygue, M. Delmotte, V.M. Kotlyakov, M. Legrand, V.Y. Lipenkov, C. Lorius, L. Pépin, C. Ritz, E. Saltzman and M. Stievenard, Climate and atmospheric history of the past 420,000 years from the Vostok ice core, Antarctica, Nature 399, 429-436, 1999.

27 CLIMAP Members, Seasonal reconstructions of the Earth's surface at the last glacial maximum., 1981.

28 C. Waelbroeck, L. Labeyrie, E. Michel, J.C. Duplessy, J.F. McManus, K. Lambeck, E. Balbon and M. Labracherie, Sea-level and deep water temperature changes derived from benthic foraminifera isotopic records, Quaternary Science Reviews 21(1-3), 295-305, 2002.

29 W.R. Peltier, Ice Age Paleotopography, Science 265, 195-201, 1994.

30 N.S. Arnold, T.H. Van Andel and V. Valen, Extent and Dynamics of the Scandinavian Ice Sheet during Oxygen Isotope Stage 3 (65,000–25,000 yr B.P.), Quaternary research 57, 38-48, 2002.

31 A. Jost, D. Lunt, M. Kageyama, A. Abe-Ouchi, O. Peyron, P. Valdes and G. Ramstein, High-resolution simulations of the last glacial maximum climate over Europe: a solution to discrepancies with continental palaeoclimatic reconstructions?, Climate Dynamics 24(6), 577-590, 2005.

Annexes

177

32 W. Cramer, Using Plant Functional Types in a global vegetation model, in: Plant Functional Types their relevance to ecosystem properties and global change, Cambridge University Press, Cambridge, 1997.

33 R. Cheddadi, H.F. Lamb, J. Guiot and S. Van der Kaars, Holocene climatic change in Morocco: a quantitative reconstruction from pollen data, Climate Dynamics 14(883-890), 1998.

34 J. Guiot, Methodology of the last climatic cycle reconstruction from pollen data, Palaeogeography, Palaeoclimatology, Palaeoecology 80(49-69), 1990.

35 K.H. Roucoux, N.J. Shackelton, L. de Abreu, J. Schönfeld and P.C. Tzedakis, Combined Marine Proxy and Pollen Analyses Reveal Rapid Iberian Vegetation Response to North Atlantic Millenial-Scale Climate Oscillations, Quaternary Research 56, 128-132, 2001.

36 M.F. Sanchez Goñi, J.-l. Turon, F. Eynaud and S. Gendreau, European Climatic Response to Millenial-Scale Changes in the Atmosphere-Ocean System during the Last Glacial Period, Quaternary research 54, 394-403, 2000.

Annexes

178

Annexe 5: Article dans Comptes Rendus Geoscience 337, 2005

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External Geophysics, Climate and Environment (Climate)

The Last Glacial Maximum and Heinrich Event 1 in termsof climate and vegetation around the Alboran Sea:

a preliminary model-data comparison

Masa Kageyamaa,∗, Nathalie Combourieu Nebouta, Pierre Sepulchrea, Odile Peyronb,Gerhard Krinnerc, Gilles Ramsteina, Jean-Pierre Cazeta

a Laboratoire des sciences du climat et de l’environnement/IPSL, UMR CEA–CNRS 1572, CE Saclay, l’Orme des Merisiers, bâtiment 701,91191 Gif-sur-Yvette cedex, France

b Laboratoire de chrono-écologie, CNRS UMR 6565, université de Franche-Comté, 16, route de Gray, 25030 Besançon, Francec Laboratoire de glaciologie et géophysique de l’environnement, UMR 5183, 54, rue Molière, 38402 Saint-Martin-d’Hères cedex, France

Accepted after revision 18 April 2005

Available online 4 June 2005

Written on invitation of the Editorial Board

Abstract

The Heinrich Event 1, the most recent of the glacial North Atlantic large iceberg discharges, is well documented in coand marine records, but this large perturbation of the climate system has rarely been simulated. Here we propose a pmodel-data comparison for this period, which we compare to the Last Glacial Maximum state. The pollen record frspecific core from the western Mediterranean Sea (ODP site 976) is analysed both in terms of vegetation distribuclimatic implication. The climate and vegetation of both periods are then simulated and compared to the pollen-basedTocite this article: M. Kageyama et al., C. R. Geoscience 337 (2005). 2005 Académie des sciences. Published by Elsevier SAS. All rights reserved.

Résumé

Le dernier maximum glaciaire et l’événement de Heinrich 1 en termes de climat et de végétation autour de la merd’Alboran : une comparaison préliminaire entre modèles et données. L’événement de Heinrich 1, la plus récente des grandébâcles glaciaires dans l’Atlantique nord, est bien documenté dans de nombreux enregistrements continentaux et mcette perturbation importante du système climatique a rarement été simulée. Nous proposons ici une comparaison pentre modèles et données pour cette période, que nous comparons au dernier maximum glaciaire. L’enregistrementd’une carotte de la Méditerranée occidentale est analysé en terme de végétation et de climat. Les résultats de sim

* Corresponding author.E-mail address: [email protected](M. Kageyama).

1631-0713/$ – see front matter 2005 Académie des sciences. Published by Elsevier SAS. All rights reserved.doi:10.1016/j.crte.2005.04.012

http://france.elsevier.com/direct/CRAS2A/

mailto:[email protected]

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climat et de végétation pour chaque période sont comparés à ces reconstructions.Pour citer cet article : M. Kageyama et al.,C. R. Geoscience 337 (2005). 2005 Académie des sciences. Published by Elsevier SAS. All rights reserved.

Keywords: Heinrich 1; Last Glacial Maximum; Europe and western Mediterranean Sea; Pollen record; Climatic reconstruction; AtmosGeneral Circulation Model with high resolution model over Europe; Dynamical Global Vegetation Model

Mots-clés : Heinrich 1 ; Dernier maximum glaciaire ; Europe et Méditerranée occidentale ; Enregistrement pollinique ; Reconstructionclimatique ; Modèle de circulation générale atmosphérique haute résolution sur l’Europe ; Modèle global de végétation dynamiqu

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Version française abrégée

La dernière période glaciaire (10–90 ky BP)régulièrement marquée par des changements cltiques abrupts, tels que les événements de Hrich [13], qui correspondent à des grandes débâd’icebergs provenant des inlandsis bordant l’Atlatique nord, et en particulier de la calotte nord-amricaine. Les variations climatiques liées à un énement de Heinrich sont rapides (quelques dizad’années[5]) et importantes, à la fois en termestempérature et de cycle hydrologique (voir[12] pourune revue récente). L’étude des assemblages pniques conservés dans les sédiments marins a mtré que des changements de végétation majeurslieu en même temps que les bouleversements oniques liés à l’apport d’eau douce par les icebependant les événements de Heinrich[8,28]. Nous ana-lysons ici l’enregistrement provenant du site ODP 9situé en mer d’Alboran (Méditerranée occidentapour la période couvrant le dernier maximum gciaire (LGM, Last Glacial Maximum, ∼21 ka BP) etl’événement de Heinrich 1 (H1,∼15 ka BP). Pen-dant le maximum glaciaire, la végétation est domnée par les Ericaceae associées à des Herbacéà des arbres de la forêt d’altitude (Cedrus), tandisque pendant l’événement H1, le semi-désert àArte-misia se développe aux dépens des autres formatvégétales arborées et herbacées (Fig. 1). Ces modi-fications de la végétation s’effectueraient en mode 500 ans, d’après notre modèle d’âge. Ces rétats ont été interprétés en termes climatiques àvers une reconstruction, basée sur la méthodemeilleurs analogues[11], de la température du mole plus froid (MTCO) et de la moyenne des prépitations annuelles (Pann). Pendant le dernier mmum glaciaire, la température du mois le plus froet les précipitations annuelles apparaissent pro

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et

de la période actuelle, ce qui peut être expliquéune absence d’analogue dans la base de donnéetuelle, comme le montre l’indice de similarité entéchantillons fossiles et analogues actuels (10e courbe,Fig. 1). Par contre, d’après les données polliniquobtenues sur l’événement H1, les reconstitutionsmatiques montrent des températures du mois lefroid, de 5 à 15◦C plus basses qu’au cours du LGMavec des précipitations annuelles diminuées de mtié. Les diminutions de température sont légèremsupérieures à celles obtenues pour les tempérade surface en mer Méditerranée (5–10◦C) [6] et pourdes températures du mois le plus froid, déduitesassociations végétales dans les sédiments lacu[1,31].

L’exemple de cet enregistrement montre que lemat et la végétation de la période de l’événemenHeinrich 1 sont bien documentés, l’analyse de plens provenant d’un enregistrement marin permetde lever les doutes sur la chronologie des événemcontinentaux par rapport à la perturbation initialel’océan Atlantique nord. Cet événement constituelors un bon test de nos capacités à simuler les chaments climatiques abrupts et leurs conséquences svégétation. Nous avons effectué des simulationsmatiques pour la période du dernier maximum gciaire et pour la période de l’événement de Heinrichque nous considérons ici comme une perturbationsystème climatique au dernier maximum glaciaCes simulations ont été effectuées à l’aide du mdèle de circulation générale atmosphérique (AGCLMDZ.3.3 (développé au Laboratoire de météorogie dynamique), avec une grille affinée sur l’Euro(60 km de résolution). Cette grille, fine sur l’Euro(voir Fig. 2c–f) et lâche aux antipodes, permet umeilleure prise en compte de l’influence des cararistiques de la surface dans la région européenneparticulier pour ce qui concerne l’orographie et les

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finitions des côtes. Ce modèle a été utilisé poursimulation du climat du dernier maximum glaciaet comparé, pour ce cas, à d’autres modèles aune résolution fine sur l’Europe[15]. Le climat dudernier maximum glaciaire est obtenu en suivanprotocole défini par le projet PMIP (Paleoclimate Mo-delling Intercomparison Project, [16]) : températurede surface des océans, telle que reconstruite paprojet CLIMAP [7], reconstruction des calottes glciaires de Peltier[22], concentration en CO2 fixée à185 ppm[23] et paramètres orbitaux d’il y a 21 00ans [4]. La simulation climatique pour l’événemede Heinrich 1 est obtenue en modifiant une seuleces conditions aux limites : les températures deface de l’Atlantique nord. Dans un premier tempspour cette expérience préliminaire, nous avons chd’imposer une anomalie froide de SST tout au longl’année atteignant 4◦C entre 40 et 50◦N, s’estompantvers le pôle Nord vers le nord et à 32◦N vers le sud.Lorsque la nouvelle température de surface océancalculée selon ce protocole est inférieure à−1,8◦C,le type de surface du point de grille devient de la bquise. Aucune anomalie n’a été imposée en merditerranée dans cette expérience idéalisée. La duréchaque expérience est de 11 ans, les moyennes ctologiques étant effectuées sur les 10 dernières andes simulations. Les résultats de ce modèle ont enété utilisés pour forcer le modèle global de végétadynamique (DGVM) ORCHIDEE[17], afin d’obtenirla végétation à l’équilibre avec le climat de chaqueriode.

Les températures du mois le plus froid, simulépour H1, sont inférieures de plus de 4◦C à celles si-mulées pour le LGM dans le golfe de Gascogne,ce dernier est partiellement couvert de banquise dla simulation H1. Ce refroidissement significatifse propage pas loin à l’intérieur des terres : la dirence de température est nulle à l’est du Massif cenen France, et sur le Sud-Est de la péninsule Ibér(Fig. 2a). Ceci est surprenant au regard d’expérienoù une anomalie chaude avait été appliquée sur llantique nord à partir d’une simulation glaciaire[25],où l’anomalie de température se propageait beaucplus à l’intérieur des terres. Ces résultats ayantobtenus à l’aide de modèles différents, il sera inressant de mener le même type d’expérience enlisant le même modèle pour évaluer les asymétriela réponse climatique à de tels changements de

e-s

pérature de surface en Atlantique nord. Nos résumontrent également combien il sera important, danfutures expériences numériques, d’imposer desmalies de températures de surface correspondantsur la mer Méditerranée, de manière à obtenir demulations qui soient plus réalistes et plus comparaaux données.

Le cycle hydrologique est plus profondémentfecté par l’anomalie froide de température de surfde l’Atlantique nord : la précipitation diminue de 20dans la simulation H1 par rapport à celle du LGsur toute la façade Atlantique et sur la majeure pade la péninsule ibérique (Fig. 2b), pour les latitudescomprises entre 37 et 49◦N. En revanche, les précipitations augmentent sur la Méditerranée orientmais ce résultat devra être réévalué dans une slation où les SST méditerranéennes seront modifipour H1. Les résultats obtenus sur la péninsulerique semblent cependant prometteurs, car d’un ode grandeur tout à fait comparable aux reconstructpolliniques.

Les conséquences de ces changements climatsur la végétation sont importantes, notammentterme de surface couverte par de la végétationde couverture forestière, qui décroissent pour lariode H1 (Fig. 2d et f), montrant que la végétatioglaciaire est proche de seuils climatiques. La comraison aux assemblages polliniques est favorable,souffre de la difficulté à associer certains taxonscatégories du modèle.

Les perspectives de ce travail préliminaire snombreuses : pour les reconstructions, il s’agirarassembler les enregistrements de cette période sen Europe de l’Ouest et sur le pourtour méditernéen et de les traiter uniformément pour obtenirreconstructions de végétation et de climat. Les effde modélisation devront porter sur la modélisationsystème couplé atmosphère-océan-végétation enriode glaciaire et de sa réaction à un apport d’douce massif en Atlantique nord. D’autre part, il seintéressant de mener des expériences plus réalistecluant notamment les changements de températusurface en Méditerranée, en utilisant les mêmesthodes que celles présentées ici. Finalement, il poaussi être profitable, pour faciliter la comparaisondonnées polliniques, de distinguer davantage de tyde végétation dans le modèle global de végétationnamique.


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1. Introduction

The last glacial period (10–90 ky BP) is markby abrupt and regular climatic changes. Among theHeinrich Events[13] correlate with massive iceberdischarges from the North Atlantic ice-sheets and pticularly from the Laurentide ice-sheet. The climachanges related to Heinrich Events are large, botterms of temperature and hydrological cycle (for acent review, see[12]), and occur in a matter of a fewtens of years[5]. During these events, major vegetion distribution changes occur, simultaneous to shin the ocean state (surface temperature, circulatiaccording to the study of pollen assemblages witmarine cores[8,28].

Only few simulations of the climate during a Heirich Event[3,14] have been performed and none hainvestigated its impact on the vegetation. HeinrEvent 1 (H1, ca. 15 ky BP), the most recent abest-documented of the Heinrich Events, constitua good test to evaluate the models’ capability toproduce abrupt climate and vegetation changesfar, modelling studies have mainly focussed onLast Glacial Maximum (LGM, ca. 21 ky BP) climateas for instance in the on-going PMIP project (Palclimate Modelling Intercomparison Project,[16]). Toour knowledge, the climate and vegetation of HeinrEvent 1, which represents a perturbation of this glastate and the beginning of the deglaciation processnot been simulated using a general circulation moIts regional impact on Europe is documented throua number of records, but has not been simulatedther. This paper represents a first attempt of a modata comparison over western Europe for the peof Heinrich Event 1. The largest sea surface tempature and sea–ice cover perturbation related tocompared to the LGM, occurs over the mid-latituNorth Atlantic. We therefore expect the responsethis perturbation to be largest on the Europeanlantic coast. However, in this preliminary study, wfocus on the western Mediterranean Sea, wherereference marine core (ODP site 976 in the AlboSea) is situated, and which is very near the Gibrastrait. Studying a pollen sequence from such a mrine core benefits from the perfect correlation to ocvariations and therefore from a consistent chronolcompared to other records[8,28]. A quantitative esti-mate of the temperatures and precipitation is obtai

through the best-analogue method[10] applied to thepollen assemblages. We use the atmospheric gecirculation model LMDZ.3.3 with a fine grid over Europe to simulate the climates of the LGM and Hperiods. We simulate the vegetation for these tworiods by forcing a dynamical global vegetation modwith the climatic outputs from the atmospheric geeral circulation model. We then compare the climand vegetation from model and data.

2. Climatic reconstructions from the Last GlacialMaximum to the beginning of the Bolling-Allerodfrom core ODP site 976

We present the pollen analyses of the inter14–21.5 kyr in a marine core, ODP Site 976 (36◦12′N,4◦18′W, 1108 m water depth), drilled in the Alboran Sea, the westernmost basin of the MediterranSea. The chronology of this part of the core is baon AMS radiocarbon ages[8] and has been refineby correlation between the temperate species pocurve and the NGRIP isotopic record[18,19]. Pollenmethodology follows a classic protocol already dveloped by Combourieu Nebout et al.[8]. Palaeoen-vironmental interpretation of the pollen assemblafluctuations is based on the assumption that themary pollen contribution to Alboran Sea sedimecomes from west Mediterranean borderlands andpollen in ocean sediments, carried by winds and rivreflects the regional vegetation in the nearby contintal areas and thus the environmental parameters wdetermine the vegetation.

Modern environments follow the classic Mediteranean scheme of the vegetation in superimposedfrom lowlands to the summit of mountains[21,27].The present-day Mediterranean climate is chaterised with long dry summers and mild rainy witers [30]. The fossil pollen spectrum ranges frosemi-desert to mountain deciduous and coniferousest ones. Interpretation of the pollen spectrum follothe modern climatic-plant relationships in Europe aNorthern Africa [24,33]. Here, the pollen percenages are represented in a simplified pollen diagwhich expresses the variations of the main taxavegetation associations (Pinus; Altitudinal plants asAbies and Cedrus; temperate association composof Eurosiberian trees likeQuercus, Fagus, Carpinus,


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Corylus, Alnus, Betula, Tilia, Ulmus, ...; EricaceaeMediterranean plants asQuercus ilex, Olea, ...; semi-desert plants composed ofArtemisia, AmaranthaceaeChenopodiaceae andEphedra; herbaceous plants aAsteraceae, Poaceae, Caryophyllaceae, Brassica...).

The best analogue method has been appliedthe ODP fossil assemblage to provide a quanttive estimate of paleotemperatures and paleopretation[10]. In the best modern analogue method[11],a dissimilarity index between each fossil sample aten best modern analogues is calculated by a chdistance, i.e. a sum of difference between square rtransformed percentages of the 103 selected taxa.reconstruction values are given by the weighted mof the climate of these analogues according to theverse chord distance, and the error is defined aslower and the upper extreme climate among theanalogues. The method, first developed on contintal series, is based on 1512 modern pollen spefrom the Mediterranean basin and Eurasia. AsPinusis always over-represented in marine sediments, wmoved this taxon from the modern spectra as welfrom the fossil spectra. In this work we only presethe estimates of two climatic parameters, the annprecipitation (Pann) and the mean temperature ofcoldest month (MTCO).

The pollen diagram shows a large contrast betwthe Last Glacial Maximum (LGM) and the H1 phaas already evidenced for all the Heinrich Eventsmarine cores[8,28] as well as in continental one[1,26,31,32]. During the LGM, Ericaceae are well dveloped associated to herbaceous plants and adinal forest (Cedrus). They indicate that, at least ithe mountains, temperature and climate must beand humid. Nevertheless climatic parameters dedufrom pollen analyses reveal mean annual precipitaand temperature of the coldest month not so difent from present-day ones. These discrepanciesbe explained by a lack of good analogues in the mern pollen database as shown by LGM high distan(Fig. 1).

During the H1 period, semi-desert plants are wdeveloped while other plants (altitudinal trees, Ecaceae and temperate trees) are very weakly resented. Such an association indicates a strong decin temperature and enhanced dryness. This concluis confirmed by the pollen based climatic estimat

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which indicates a decrease of at least 200 mm in mannual precipitation (a relative change of∼50% com-pared to LGM values) and of 5 to 15◦C in tempera-ture of the coldest month. Such a decrease hasobserved in other records in Alboran Sea and off Ptugal for Heinrich Events 3 to 5[28] and in continen-tal series in Lago Grande di Monticchio, Italy[1]. Itremains slightly higher than the sea surface temature changes (5–10◦C) obtained from alkenones ithe Alboran Sea[6] and the temperature of the coldemonth deduced from the Monticchio record (ca. 7◦C)for the studied period[1].

The transition observed in the pollen diagramtween the LGM and H1 pollen assemblages occin less than 500 years, according to our age moHowever, it seems that even small changes in vegtion such as those occurring at the beginning oftransition results in rapid changes in the mean annprecipitation. On the other hand, the reconstructemperature of the coldest month cools more progsively.

3. Design of the numerical experiments

The numerical experiments all use the LMDZ.3atmospheric general circulation model in a verswith a stretched grid and therefore finer resolut(down to 60 km) over Europe. In a previous work, thmodel has been used for the simulation of the LGclimate and compared to two other high-resolutmodels[15]. In the present study, we obtain the veetation distribution consistent with the climate siulated by our atmospheric general circulation moby forcing the Dynamical Global Vegetation ModORCHIDEE [17] with the climate obtained withLMDZ.3.3. Natural vegetation in ORCHIDEE resulfrom the competition between 10 plant functiontypes (PFTs): tropical broad-leaved evergreen, tropbroad-leaved raingreen, temperate needle-leaf egreen, temperate broad-leaved evergreen, tempbroad-leaved summergreen, boreal needle-leaf egreen, boreal broad-leaved summergreen, needlsummergreen, C3 grass, C4 grass. These Plant Ftional Types, plus bare soil, can co-exist within omodel grid-cell. We will therefore show the fractioof arboreal Plant Functional Types (sum of the arreal Plant Functional Type fractions) vs. herbace


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Fig. 1. First 7 curves: simplified pollen diagram for ODP site 976. Percentages for taxa other thanPinus are computed from a pollen sumexcludingPinus. Curves 8 and 9: Reconstruction of the annual precipitation and mean temperature of the coldest month. Dotted curveminimum and maximum reconstructions. Last curve: Similarity index (Chord distance) measuring the quality of the modern analogfigure shows the calculated distance of the first (dotted line) and the last (solid line) of the best analogues selected.

Fig. 1. 7 premières courbes : diagramme pollinique simplifié du site ODP 976. Les pourcentages pour les taxa autres quePinus sont calculéssur une somme pollinique excluantPinus. 8e et 9e courbes : Reconstructions de la précipitation annuelle et de la température du moisfroid. Les courbes en pointillé correspondent aux reconstructions minimales et maximales. 10e courbe : Indice de similarité mesurant la qualdes analogues actuels : distances au premier (pointillés) et dernier (trait plein) meilleurs analogues sélectionnés.

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Plant Functional Types (sum of the C3 and C4 grPlant Functional Types).

We have run two climatic simulations, for the timslice of the Last Glacial Maximum and that of Heirich Event 1. To simplify the experimental design abetter distinguish the response of the climate and vetation to the sole North-Atlantic sea surface tempature differences associated with H1, both simulatiuse the same forcings except for these North Atlasea surface temperatures (SSTs). Hence, both eiments are forced by the 21 ky BP orbital paramters [4] and CO2 [23] and 21 ky BP ice-sheets areconstructed by Peltier[22]. Following the PMIP (Pa-leoclimate Modelling Intercomparison Project[16])recommendations, the LGM prescribed SSTs are fthe CLIMAP reconstructions[7]. The H1 climate isobtained by lowering the SSTs by up to 4◦C over theNorth Atlantic, between 40◦ and 50◦N. The imposedSST anomaly decreases linearly to 0◦C at 32◦N to the

-

south and equals 3◦C between 50◦ and 54◦N, 2◦Cbetween 54 and 60◦N, and 1◦C towards the Northpole. This SST anomaly is idealised given the few Sreconstructions that are available, e.g.[2,29]. Its lat-itudinal location corresponds to the latitudes ofanomalies observed for Heinrich Events (see forstance Ref.[9]). The sea–ice cover is adjusted to thenew SSTs by imposing sea-ice cover when and whthe SST is below−1.8◦C. The atmospheric genercirculation model is run with each set of boundary coditions for 11 years. The climatological averagescomputed from the last ten years of the simulations

The numerical experiments are therefore desigto test the sensitivity of the glacial climate to a dratic cooling in the mid-latitude North Atlantic temperatures. The use of the Dynamical Global Vetation Model ORCHIDEE allows a quantificationthe consequences of this cooling in terms of vetation changes: each climatic simulation, LGM a


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H1, yields a forcing for ORCHIDEE which producea Plant Functional Type distribution for each of ttime slices. The off-line forcing for ORCHIDEE iobtained by calculating the monthly anomaliestween the simulated paleoclimates and the resulta present-day control simulation, carried out withsame version of LMDZ. These anomalies are thadded to a present-day observed climatology[20]. Theresulting monthly fields are then fed into a weathgenerator which produces high frequency forcing dfor ORCHIDEE[17]. Hence our experimental desigdoes not account for the impact of the LGM andvegetations on the climate. Its assessment is leftfurther studies.

The numerical experiments have been designesimple as possible. Our goal in the present work isperform a preliminary analysis of the sensitivity of tatmospheric model LMDZ.3.3 and vegetation moORCHIDEE and to compare it to an example ofavailable reconstruction of the climatic and vegetatchanges related to H1, to assess whether the modereproduce the amplitude of H1 depicted by the polrecord.

4. Model-data comparison

4.1. Temperature of the coldest month

Fig. 2a shows the difference between LGM andin the temperature of the coldest month computedthe model. This temperature is computed as the cest 2 m air temperature in the climatological seasocycle, for each grid point. The imposed anomaly ptern is clearly visible over the North Atlantic, witH1 being colder than LGM by more than 3◦C Northof 40◦N. The difference in air temperature is signicantly larger than 4◦C over regions where lowerinthe sea surface temperatures implied sea-ice fortion, as in the Bay of Biscay. Given the generalmospheric circulation pattern over western Europewinter, consisting of strong westerlies, especiallythe LGM climate[15], it is surprising that the imposetemperature anomaly does not have a large impacland. Indeed, there is no significant decrease intemperature of the coldest month in the H1 simution, compared to the LGM in southeastern Iberia,

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in central and eastern France (see the position ofthick contour onFig. 2). This is all the more surprising since previous studies (using different models)which a warm sea surface temperature anomalyimposed in the North Atlantic in an LGM situationlead to significant changes inland[25]. The asym-metry of the atmospheric response to a positivea negative anomaly should be investigated by usthe same model. It is possible that the fact thatLGM climate is obtained by prescribing the CLIMAsea surface temperatures[7], i.e. cold conditions, explains the weak temperature response to an additicold anomaly.

The temperature of the coldest month aroundAlboran Sea does not cool in the H1 simulation copared to LGM, while the palynological reconstructifrom Section2 yields a 5 to 15◦C decrease. This cleadiscrepancy between model and data can partly besigned to the fact that our experimental design lacthe treatment of the Mediterranean surface temptures. Reconstructions based on alkenones showwestern Mediterranean surface temperatures duH1 could have been lowered by 5 to 10◦C comparedto their LGM values[6]. A future, more realistic, experiment, will have to make hypotheses on sea surtemperature changes for the Mediterranean Sea uthis type of information.

4.2. Annual precipitation

From LGM to H1, annual precipitation (Fig. 2b)decreases over the North Atlantic ocean, most of Iband France by as much as 30%. On the other hit increases by as much as 20% over the wesMediterranean Sea. Nevertheless, the averaged pritation over the region draining into the Alboran S(southern Spain, northern Morocco) decreases incompared to LGM. Over Iberia, the relative precipition decrease is of the same order of magnitude asone deduced from the pollen record. The increasethe western Mediterranean Sea could be due tofact that we have not imposed an SST anomaly othe Mediterranean Sea in the H1 experiment. Netheless, our experiments show that imposing an Sanomaly over the North Atlantic results in a significadecrease in precipitation over Iberia and France.response in the hydrological cycle is therefore larthan the thermal response.


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Fig. 2. (a) Difference (LGM–H1) in the simulated temperature of the coldest month (◦C); (b) annual precipitation difference H1–LGM nomalised by the LGM value (in %); (c)–(f) simulated grass and tree fractions for the LGM and H1 experiments: (c) LGM grass fraction, (d) LGMarboreal fraction, (e) H1 grass fraction, (f) H1 arboreal fraction. On all these maps, the position of site ODP 976 is indicated by a yellow

Fig. 2. (a) Différence (LGM–H1) en température du mois le plus froid, simulée par le modèle ; (b) différence en précipitation annuel(H1–LGM), normalisée par la valeur de LGM, en % ; (c)–(f) fractions couvertes d’herbes et d’arbres, simulées pour les expérienceset H1 : (c) fraction d’herbes pour le LGM, (d) fraction d’arbres pour le LGM, (e) fraction d’herbes pour H1, (f) fraction d’arbres pour H1. Sutoutes ces cartes, la position du site ODP 976 est indiquée par un cercle jaune.

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4.3. Vegetation

The vegetation simulated by the ORCHIDEE moforced by the LGM and H1 climates producedthe atmospheric general circulation model LMDZ.3

are shown onFig. 2c–f. These two simulated vegetations mainly consist of grasses (compare (c) toand (e) to (f)), with a few trees. The difference btween the LGM and H1 grass fractions aroundAlboran Sea is not very large, consistent with the f


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that in the pollen record, the semi-desert taxa increduring H1 compensates the decrease in herbaccategories (Fig. 1). The model simulates a decreain tree fraction during H1, compared to LGM, whicis consistent with the pollen record. However, the scific tree types found in the pollen record, which aaltitudinal species, are not exactly represented inmodel Plant Functional Types. Furthermore, the Ecaceae group is difficult to attribute to a model PlFunctional Type, which prevents a complete compson between the two periods. Indeed, it is this grotogether with herbaceous plants andCedrus, whoseassociation defines best the Last Glacial Maximum

5. Conclusions and perspectives

This study presents palynological reconstructiofrom the Alboran Sea for the period between 2and 14 ky BP, which includes Heinrich Event 1 athe Last Glacial Maximum. The vegetation and cmate in this region of the western Mediterraneanare deeply affected by H1: the temperature of the cest month decreases by 5 to 15◦C, while the climatebecomes very dry. Semi-desert taxa increase at thepense of other grasses and Ericaceae and altituforests decrease. This record gives a good examof how variations in the states of the ocean, climand vegetation are correlated since all changes areduced from the same core. When such informatiocollected for the LGM and H1 periods, it would constute a very good test for climate and vegetation modto assess their capability to simulate abrupt chanrelated to variations in the state of the thermohacirculation.

Using a vegetation model forced by an atmosphgeneral circulation model, we have investigatedresponse of the glacial climate to a 4◦C anomaly inNorth Atlantic sea surface temperatures. The respoin climate is significant on the European Atlantic cobut decreases very rapidly inland, making the moresponse hardly comparable to climatic reconstrtions in terms of the temperature of the coldest moand not large enough in terms of precipitation. Tvegetation response to this climatic change comprather well to data but the comparison can be difficwhen different taxa are grouped within one categorthe model. However, these experiments show thatglacial vegetation is very near climatic thresholds a

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that a minor change in temperature and a reductiothe hydrological cycle result in significantly differevegetation distributions.

The work presented here is preliminary. In the flowing we list several improvements that can be eaenvisaged, for the pollen-inferred climatic reconstrtions as well as for the models:

(1) To refine the climatic reconstructions basedpollen data, we need to complete the modern dbase with additional spectra especially in regwhere the LGM taxa are well represented inder to have better modern analogues for the LGpollen spectra. In a second step, we may cstrain the method by a biome selection (Guet al. [11]). We can also apply the Plant Funtional Type method[24] which is efficient in noanalogue situations.

(2) The sea surface temperature anomalies useforce the atmospheric model need to be more ristic. For the North Atlantic, new reconstructiocould be based on the reconstructions presein this volume[9]. It is also essential to imposavailable Mediterranean reconstructions for HThis would certainly lead to a larger impact othe climate and vegetation around the AlborSea. Including the vegetation feedback into themospheric simulation design is also an importpoint, which we could address by using the vetation obtained in the present work as the first sof the feedback.

(3) For a more adequate comparison betweenvegetation model results and pollen diagramdistinction between semi-desert taxa and otherbaceous within the vegetation model woulduseful.

Acknowledgements

We thank ODP for providing the samples for s976. This research has been funded by PNEDCgramme VAGALAM. MK, NCN, OP, GK, JPC arefunded by CNRS, GR by CEA and PS’s PhD theis co-funded by CEA-Région Poitou-Charentes. Tis LSCE contribution No. 1791.

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