mémoire - Centre National de Recherches Météorologiques

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3.2.1. Neige 42 L’influence de la neige sur la variabilité climatique inter-annuelle a d’abord été mise en évidence de manière diagnostique, en reliant de manière statistique des anomalies atmosphériques saisonnières à l’enneigement observé à l’échelle régionale ou continentale (Hahn et Shukla 1976, Namias 1985). Différentes études numériques ont également été consacrées à ces effets, mais il s’agit le plus souvent d’expériences idéalisées en raison de la difficulté de produire une climatologie globale d’épaisseurs de neige (cf. chapitre 3.1). Dès la fin de ma thèse, j’ai commencé à travailler sur ce thème, en constatant l’impact positif de la paramétrisation de la neige introduite dans Arpège-Climat sur la climatologie de la mousson Indienne (Douville et al. 1995b). Une étude bibliographique m’a alors conduit tout naturellement à m’intéresser à la variabilité inter-annuelle de cette mousson qui, de juin à septembre, apporte l’essentiel des précipitations annuelles du sous-continent Indien et représente donc un aléa climatique majeur pour l’économie de ce pays. L’étude de l’influence de la couverture neigeuse Eurasiatique sur la mousson Indienne est intéressante à double titre. Du point de vue historique, c’est à ma connaissance le premier cas documenté d’une prévision à longue échéance basée sur un indicateur continental puisque cette hypothèse fut avancée dès la fin du 19 ème siècle (Blanford 1884). Du point de vue scientifique, c’est par ailleurs un défi pour la compréhension du système climatique puisque, si influence il y a, elle s’exerce à distance et de manière asynchrone. En effet, les observations spatiales de couverture neigeuse dont on dispose depuis la fin des années 1960 suggèrent que ce ne serait pas seulement l’enneigement de la chaîne Himalayenne mais plutôt celui des moyennes et hautes latitudes du continent Eurasiatique qui contrôlerait en partie la variabilité de la mousson (Hahn et Shukla 1976, Dey et Bhanu Kumar 1982, Dickson 1984). Il s’agirait donc d’un exemple original de téléconnexion dirigée des latitudes extratropicales vers les Tropiques, et qui suppose l’existence d’une courroie de transmission, spatiale et temporelle, entre l’enneigement hivernal des hautes latitudes et la mousson d’été sur l’Inde. Barnett et al. (1989) furent les premiers à utiliser un modèle atmosphérique global pour comprendre ce phénomène. Ils montrèrent d’abord que les anomalies d’albédo de surface associées à la variabilité du manteau neigeux ne suffisent pas à perturber sensiblement la simulation de la mousson Indienne. D’autres expériences, différant non seulement par la superficie des surfaces enneigées mais également par le taux de précipitations solides et donc par l’épaisseur de neige au sol, montrèrent une réponse plus marquée de la mousson avec une diminution (augmentation) significative des pluies lorsque l’enneigement du continent Eurasiatique est plus fort (faible) à la fin de l’hiver. Ainsi, l’impact différé de la neige pouvait s’expliquer par un refroidissement continental amorcé par un effet radiatif (fort albédo des surfaces enneigées) et prolongé au printemps par un effet hydrologique (forte évaporation liée à une augmentation de l’humidité du sol après la fonte). Cependant, les observations in situ du réseau hydro-météorologique de l’ex-URSS suggèrent que ce mécanisme hydrologique est limité et peut difficilement expliquer l’influence de la couverture neigeuse Eurasiatique sur la mousson Indienne (Shinoda 2001). Une étude similaire menée un peu plus tard par Yasunari et al. (1991) donna d’ailleurs une réponse beaucoup plus faible, ce que les auteurs attribuèrent d’une part à une perturbation plus réaliste de l’enneigement, d’autre part à une compensation en altitude du refroidissement de surface lié au surplus d’évaporation par une libération supplémentaire de chaleur latente liée à la réponse de la convection. Au vu de ces résultats contradictoires et du réalisme de la mousson Indienne simulée par la version d’Arpège-climat dont je disposais à l’époque, il me parut intéressant de revisiter cette question en imposant une anomalie initiale d’épaisseur de neige dans un ensemble de simulations atmosphériques allant de fin mars à fin septembre (Douville and Royer 1996). Les résultats montrèrent qu’un enneigement excédentaire à la fin de l’hiver se traduit par un affaiblissement de la mousson (Fig. 3.2). Cependant, l’anomalie introduite dans les conditions initiales (10 kg/m² appliquée à l’ensemble des points de grille du continent Eurasiatique déjà recouverts de neige dans l’expérience de contrôle) est relativement forte au vu de la variabilité inter-annuelle estimée des épaisseurs de neige.
43 Fig. 3.2: A gauche : Climatologie JJA (Juin à Août) des vecteurs vent à 850 hPa et des précipitations dans une simulation de contrôle (CTL) forcée par des TSM climatologiques. A droite : Impact sur ces climatologies d’une anomalie de neige de 100 kg/m² (10 cm équivalent eau) imposée en mars sur l’ensemble des points de grille du continent Eurasiatique déjà enneigé dans l’expérience de contrôle. Plus de neige à la fin de l’hiver sur l’Eurasie se traduit dans Arpège-Climat par un affaiblissement du flux de mousson et des précipitations associées sur l’Inde et l’Asie du Sud-Est, conformément aux conclusions de certaines études statistiques basées sur des séries observées. L’expérience demeure toutefois idéalisée dans la mesure où l’anomalie initiale imposée est relativement forte au vu de la variabilité estimée des épaisseurs de neige (d’après Douville et Royer 1996). En l’absence de climatologie permettant de prescrire des anomalies réalistes d’épaisseurs de neige, il est possible d’étudier l’influence de la couverture neigeuse sur la variabilité inter-annuelle en supprimant cette variabilité dans un modèle climatique. C’est la stratégie proposée par Kumar et Yang (2003) dont les ensembles de simulations pluri-annuelles sont forcés par des TSM observées ou climatologiques. Les résultats montrent une réduction de la variabilité inter-annuelle des températures en présence d’une couverture neigeuse climatologique, confirmant l’existence d’une rétroaction positive entre la neige et la température atmosphérique. Cependant, l’influence de la variabilité du manteau neigeux semble confinée à la basse troposphère des hautes latitudes. A l’inverse, les TSM tropicales affectent l’ensemble de la colonne atmosphérique et leur effet n’est pas seulement local puisqu’il peut se propager aux latitudes extra-tropicales. De plus, cet effet n’est guère modulé selon que la neige est interactive ou climatologique, même si dans ce dernier cas la réponse des températures continentales hivernales à l’ENSO semble plus faible que dans l’expérience de contrôle où la rétroaction positive de la neige peut contribuer à amplifier les anomalies d’origine tropicale. Depuis quelques années, l’interaction entre la couverture neigeuse et la variabilité atmosphérique aux moyennes et hautes latitudes boréales fait l’objet d’une attention particulière. Rappelons qu’en hiver le principal mode de variabilité de l’hémisphère Nord est un mode annulaire connu sous le nom d’Oscillation Arctique (Thompson et Wallace 1998). La nature hémisphérique de ce mode est parfois contestée (Ambaum et al. 2001) et ses manifestations régionales que sont la téléconnexion PNA (Pacific-North America) et la NAO (North Atlantic Oscillation) ont souvent fait l’objet
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