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36 provoqués par la perturbation des paramètres orbitaux (Royer et al. 1984, Rind et al. 1989). Ces simulations paléoclimatiques ont néanmoins souligné l’importance de l’initialisation des calottes polaires, qui contribuent largement au maintien d’un climat glaciaire via une rétroaction radiative positive. D’autres rétroactions ont probablement participé à l’amplification des signaux climatiques d’origine orbitale. Nous reviendrons sur ce point au chapitre 3.1.3 concernant la végétation. L’influence de la neige dans les simulations climatiques dépend évidemment de la modélisation de ses propriétés physiques. A titre d’exemple, la paramétrisation de la neige décrite au paragraphe 2.2.2 a eu des conséquences importantes sur la climatologie actuelle du modèle Arpège- Climat (Douville et al. 1995b). Au delà d’une simulation plus réaliste des albédos et des températures de surface, une amélioration significative de la climatologie des précipitations a été constatée, en lien avec une meilleure restitution de la circulation de grande échelle. En hiver, l’enneigement plus important simulé sur l’Europe permet de renforcer la pression de surface, réduisant ainsi le caractère trop zonal de la circulation atmosphérique sur l’Atlantique Nord et la surestimation des précipitations sur l’Ouest de l’Europe. En été, le réchauffement plus marqué du continent Eurasiatique lié à une fonte plus précoce de la neige (et à l’introduction d’un terme de drainage profond dans le schéma ISBA) aboutit à une simulation plus réaliste du flux de mousson et des pluies associées sur le sud de l’Asie. Notons cependant que rien n’est définitivement acquis en modélisation climatique, et que la couverture neigeuse simulée dans les cycles récents du modèle Arpège-Climat présente à nouveau certains défauts rencontrés au début de ma thèse, en particulier une fonte trop tardive. Si ce biais est en partie lié à des précipitations solides excessives, les tests globaux effectués en mode forcé suggèrent qu’il trouve aussi son origine dans le bilan d’énergie en surface. La fraction du rayonnement solaire absorbé utilisée pour faire fondre le manteau neigeux est généralement insuffisante lorsque celui-ci est masqué par un couvert forestier. De ce point de vue, la paramétrisation empirique proposée ne donne pas pleinement satisfaction et semble trop sensible au choix du paramètre décrivant la fraction de la maille recouverte de végétation. Une formulation dépendant également de la densité verticale et/ou de la hauteur du couvert végétal pourrait permettre d’atténuer ce problème, à condition de disposer de données physiographiques de bonne qualité à l’échelle globale. 3.1.2. Humidité du sol L’influence de l’humidité du sol (HS) sur la climatologie des modèles atmosphériques a d’abord été mise en évidence par des simulations académiques. Manabe (1975) a notamment procédé à une expérience d’irrigation massive et obtenu une modification sensible de la circulation atmosphérique tropicale. Shukla et Mintz (1982) ont également prescrit des valeurs extrêmes de l’HS dans les conditions aux limites de simulations atmosphériques pluri-annuelles, montrant ainsi que l’évapotranspiration (ET) contribue de manière importante aux précipitations continentales. Ils ont aussi souligné la forte dépendance des températures de surface à l’HS, sous les Tropiques ainsi qu’aux moyennes latitudes en été. Walker et Rowntree (1977) ont testé l’influence de l’initialisation des sols dans un modèle tropical à symétrie zonale. Ils ont montré que des anomalies positives du contenu en eau du sol pouvaient persister de manière significative grâce au recyclage des précipitations via l’ET. Ces premiers tests de sensibilité ont incité les modélisateurs du climat à perfectionner la paramétrisation des surfaces continentales (cf. chapitre 2.1). Le remplacement d’une hydrologie de type « bucket » (Manabe 1969) par un schéma de type « SVAT » décrivant plus explicitement le fonctionnement hydrologique de la végétation a concerné la plupart des MCG atmosphériques au cours des années 80. Cependant, si l’intérêt de schémas plus physiques a été mis en évidence par la plupart des inter-comparaisons de type PILPS, leur apport dans les simulations climatiques globales est en général beaucoup moins clair. C’est la conclusion à laquelle sont notamment parvenus Manzi et Planton (1994) en introduisant le schéma ISBA dans le modèle climatique du CNRM. C’est également ce qui ressort des travaux plus récents de Delire et al. (2002) ou d’Alessandri et al. (2007). Ces
37 résultats montrent combien il est délicat de valider un MSC en mode couplé global, puisque la physique continentale n’est pas le principal facteur limitant la qualité des simulations atmosphériques. Par ailleurs, tester l’influence climatique des surfaces continentales demeure une tâche délicate en l’absence de climatologie globale d’HS. Je fus parmi les premiers à réaliser des tests de sensibilité « réalistes » en rappelant le modèle Arpège-Climat vers la climatologie mensuelle GSWP-1 (Douville et Chauvin 2000). Les résultats de ces simulations montrent globalement un impact limité sur la climatologie des températures et des précipitations continentales, confirmant ainsi les conclusions d’une étude parallèle menée avec le modèle du COLA (Dirmeyer 2000). De telles expériences sont cependant utiles pour détecter les biais d’origine atmosphérique qui peuvent être dissimulés par des compensations d’erreurs liées aux surfaces continentales. Elles ne permettent pas de s’affranchir des erreurs systématiques intrinsèques aux schémas de surface, mais seulement des conséquences des biais atmosphériques sur ces schémas. Il est évidemment difficile de dire quel serait l’impact de conditions aux limites continentales réellement observées. On peut néanmoins penser qu’il ne serait pas très différent et que les surfaces continentales ne sont pas responsables de la plupart des biais des MCG atmosphériques, notamment en terme de cycle hydrologique. Rappelons en effet que l’essentiel des précipitations à l’échelle régionale ne provient pas de l’ET locale mais du transport horizontal de vapeur d’eau (Brubaker et al. 1993, Trenberth 1999). Ainsi, il ne suffit pas d’avoir une HS réaliste pour garantir la qualité des précipitations simulées. Restituer la circulation atmosphérique de grande échelle est une condition nécessaire. Les modèles de surface peuvent y participer, en jouant notamment sur les gradients horizontaux d’énergie statique humide, mais leur contribution est en général limitée. Le débat scientifique sur l’influence climatique de l’hydrologie continentale ne s’est pas tari pour autant. Il a notamment porté sur l’importance de la rétroaction sol-précipitations et sa variabilité régionale. Cette rétroaction est généralement considérée comme positive, c’est à dire agissant de manière à renforcer les contrastes pluviométriques générés par la convergence d’humidité de grande échelle. Ce recyclage régional est cependant difficile à quantifier précisément à partir des observations. Les études diagnostiques globales basées sur des précipitations mensuelles observées et des réanalyses atmosphériques montrent des résultats très variables selon la saison et la région considérées. D’après Brubaker et al. (1993), le taux de recyclage se situerait généralement entre 10 et 30% des précipitations observées à l’échelle de grandes régions continentales. En quadrillant le globe de pavés de 1000 km de côté, Trenberth (1999) évalue à moins de 20% la fraction des précipitations annuelles qui, en moyenne globale, provient de l’évaporation en surface. Ce chiffre dépend évidemment de l’échelle spatiale considérée et descend à moins de 10% pour des domaines de 500 km de côté (moins de 9% pour les domaines continentaux). Dans les modèles, le taux de recyclage a parfois été étudié (Douville et al. 2002), mais il n’a pas fait l’objet d’une inter-comparaison systématique car le transport horizontal d’humidité n’est que rarement archivé. C’est un regret que l’on peut notamment formuler au sujet des inter-comparaisons AMIP ou CMIP. Une autre manière d’appréhender l’influence du couplage continent-atmosphère sur la climatologie des précipitations est de contrôler l’évaporation continentale. Une première technique consiste à imposer une évaporation climatologique (Delworth et Manabe 1988, Koster et Suarez 1995). Cette méthode a surtout été utilisée pour comprendre l’influence des surfaces continentales sur la variabilité inter-annuelle (chapitre 3.2). Elle a permis de montrer que la rétroaction du sol s’exprime surtout dans les zones de transition entre climats sec et humide. Une seconde technique consiste à prescrire l’évolution des variables continentales d’après une simulation de référence. C’est notamment le protocole proposé par Koster et al. (2004) dans le cadre du projet d’inter-comparaison GLACE 1 . Ces expériences ont permis d’identifier des « hot spots », c’est à dire des régions où le couplage continentatmosphère est relativement fort dans la plupart des modèles. Son intensité est malgré tout très variable d’un modèle à l’autre, en raison non seulement de la sensibilité plus ou moins forte de l’ET à l’HS, mais également du contrôle plus ou moins marqué des précipitations par l’ET (Guo et al. 2006). L’incertitude sur le premier maillon de cette chaîne tient en partie à la dimension très variable du réservoir sol (Seneviratne et al. 2006a). Cette remarque souligne le caractère théorique du débat que 1 Global Land-Atmosphere Coupling Experiment
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Manabe S. (1975) A study of the int
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Royer J-F., Déqué M., Pestiaux P.
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Yeh P.J-F., Swenson S.C., Famigliet
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