mémoire - Centre National de Recherches Météorologiques

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de travaux distincts. Si l’influence de ces modes atmosphériques sur la variabilité inter-annuelle du
manteau neigeux ne fait aucun doute (Iwasaki 1991, Gutzler et Rosen 1992), la réciproque n’est pas
évidente. Ainsi, Cohen et al. (2005) ont récemment analysé la NAO simulée par 14 modèles
atmosphériques dans des simulations de type AMIP et ont conclu à l’absence de forçage de la NAO par
la couverture neigeuse Eurasiatique (ainsi que par les TSM) à l’échelle interannuelle sur la période
1979-1995. Ce résultat est cependant interprété comme un manque de sensibilité des modèles qui ne
seraient pas capables de reproduire le lien statistique observé au cours des dernières décennies (grâce
aux mesures spatiales de couverture neigeuse disponibles depuis la fin des années 60).
En effet, différentes études statistiques suggèrent que l’enneigement observé sur le continent
Eurasiatique de l’été à l’automne pourrait être un bon précurseur de l’AO/NAO en hiver (Cohen et
Entekhabi 1999, Cohen et Saito 2003, Saunders et al. 2003). Basée sur les ré-analyses du NCEP, une
étude diagnostique suggère que le mécanisme sous-jacent serait lié à la propagation verticale d’ondes
de Rossby dont l’effet sur la moyenne troposphère se ferait via un impact préalable sur la dynamique
stratosphérique (Saito et al. 2001). Cette hypothèse reste cependant très incertaine et il n’est pas exclu
que les corrélations mises en évidence entre l’enneigement et l’AO/NAO soit un effet purement
aléatoire en raison de la durée limitée des séries étudiées (environ 30 ans). Il est donc maintenant
important d’utiliser le laboratoire numérique pour tester un tel scénario (c’était l’un des objectifs que
j’avais fixés à T. Loridan avant qu’il ne décide d’interrompre sa thèse). De telles simulations ont déjà été
réalisées avec le modèle ECHAM3 forcé par des TSM climatologiques (Gong et al. 2002). Deux
ensembles de 20 intégrations allant de Septembre à Février ont été comparés, dans lesquels la neige
est soit interactive soit prescrite selon la climatologie du modèle. Les résultats suggèrent une
modulation de l’AO/NAO lorsque la neige interagit avec l’atmosphère. Toutefois, la taille des ensembles
me paraît insuffisante pour tirer des conclusions robustes d’une telle expérience en raison de l’extrême
variabilité du géopotentiel à 500 hPa aux hautes latitudes de l’hémisphère d’hiver. La même critique
peut être adressée à une étude complémentaire consistant à forcer des enneigements contrastés sur la
Sibérie (années 1876 et 1988) dans le même modèle et toujours avec des TSM climatologiques (Gong
et al. 2003). Les résultats obtenus confirment néanmoins la possibilité d’une modulation de l’AO/NAO et
sont assez cohérents avec le mécanisme dynamique proposé par Saito et al. (2001).
3.2.2. Humidité du sol
Le contenu en eau du sol représente une autre source potentielle de prévisibilité climatique à
la surface des continents. En effet, le réservoir sol est a priori de dimension suffisante (quelques
dizaines de centimètres à quelques mètres) pour permettre la persistance d’anomalies qui pourront
affecter les flux de surface, et par ce biais l’atmosphère, à l’échelle mensuelle voire saisonnière (Walker
et Rowntree 1977, Delworth et Manabe 1989). En pratique, la mémoire de l’HS est difficile à mettre en
évidence à partir des observations puisque les mesures in situ sont relativement rares et ne concernent
en général que les premiers centimètres du sol. Néanmoins, D’Odorico et Porporato (2004) soulignent
la possibilité d’une distribution bimodale des humidités observées de Mai à Septembre en Amérique du
Nord, suggérant ainsi l’importance de la rétroaction évaporation-précipitations à l’échelle saisonnière.
Les observations de précipitations peuvent également être utilisées pour analyser leur distribution
conditionnée par les précipitations des mois précédents et ainsi mettre en évidence une prévisibilité
potentielle liée à l’HS aux moyennes latitudes (Koster et Suarez 2004). D’autres travaux, portant sur
des mesures d’ET sur 15 sites représentatifs d’un large spectre de conditions climatiques, suggèrent
que le temps caractéristique de la décroissance exponentielle de l’ET est en l’absence de précipitations
de 15 à 35 jours, un ordre de grandeur qui est plus ou moins bien reproduit par les LSM testés en mode
forcé sur la période 1986-1995 dans le cadre du projet GSWP-2 (Teuling et al. 2006). Le forçage
atmosphérique préparé pour ce projet a par ailleurs été utilisé pour montrer que le modèle semiempirique
de Budyko (1974) permettait de comprendre la répartition spatiale de la variabilité de l’ET
annuelle en fonction des précipitations et du rayonnement net (Koster et al. 2006).