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68 4.1.2. Nature du couplage avec l’atmosphère Nous avons au chapitre 2.1 que la variabilité temporelle haute-fréquence des variables continentales, notamment de la température de surface, ne permet pas de prescrire une climatologie mensuelle à la limite inférieure des modèles atmosphériques à l’instar de ce qui est couramment utilisé pour les conditions aux limites océaniques. Le mode couplé est donc un passage quasi-obligé pour gérer les interactions continent-atmosphère de manière réaliste. La nature des interactions océanatmosphère et continent-atmosphère est-elle pour autant fondamentalement différente ? Pour répondre à cette question, il faut sans doute distinguer l’usage de la théorie. En pratique, rien n’empêche de prescrire l’évolution des variables continentales dans un modèle atmosphérique. Nous avons déjà évoqué le projet d’inter-comparaison GLACE au cours duquel de telles expériences ont été réalisées. Le protocole expérimental initial (Koster et al. 2002) consistait à prescrire à chaque pas de temps l’ensemble des variables de surface issues d’une simulation de référence. Peut-être à la suite des remarques que j’avais formulées sur cet article, des expériences complémentaires ont été proposées dans lesquelles seules les variables lentes sont prescrites. Je n’ai pas été surpris de constater que ceux sont les résultats de ces dernières expériences qui ont été publiés (Koster et al. 2004). En effet, quel sens y’a t’il à prescrire des variables de surface telles que la température ou l’humidité du sol superficiel qui sont intimement liées au forçage atmosphérique ? Cela revient à calculer des flux de surface aberrants car on supprime alors la cohérence spatio-temporelle entre les surfaces continentales et la couche limite atmosphérique (Douville 2003, Fig. 4.2). C’est pourquoi la relaxation des variables hydrologiques « lentes » (humidité de sub-surface et/ou contenu équivalent en eau du manteau neigeux) me paraît une meilleure solution pour contrôler les flux. C’est aussi la raison pour laquelle le sol superficiel ne fait pas l’objet d’une analyse dans les modèles de prévision numérique. A quoi bon initialiser des variables qui, après quelques pas de temps, s’ajusteront de toute façon aux contraintes exercées par l’atmosphère ? Notons au passage que les problèmes techniques liés au couplage continent-atmosphère ne sont pas aussi spécifiques qu’il peut sembler de prime abord. Ainsi, les TSM montrent également une variabilité haute-fréquence non négligeable, qui est généralement ignorée lorsqu’un modèle atmosphérique est forcé avec des températures observées. Ce forçage prend généralement la forme de moyennes mensuelles, mais en pratique il est possible d’appliquer un forçage hebdomadaire voire quotidien (ce protocole a notamment été testé avec Arpège-Climat en collaboration avec F. Chauvin). Une telle expérience n’a cependant pas plus de sens que de prescrire les fluctuations haute-fréquence des variables continentales. Elle tend en effet à augmenter la variabilité des flux de surface de manière irréaliste et ne permet pas de mieux reproduire la variabilité atmosphérique observée. Dans les MCG couplés, les TSM sont en général calculées une fois par jour. Certains travaux récents visent aujourd’hui à accroître la fréquence de couplage de manière à mieux représenter le cycle diurne de la température dans la couche de mélange océanique. Les observations indiquent en effet que l’amplitude de ce cycle peut atteindre en surface plusieurs dixièmes de degré sous les Tropiques (Clayson et Weitlich 2007). Des tests de ce type sont notamment en cours d’analyse au LOCEAN et au CERFACS et semblent révéler des impacts non négligeables, que ce soit sur la persistance des anomalies de TSM dans l’Atlantique Nord ou sur la variabilité inter-annuelle du Pacifique Tropical. Ainsi, la progression des moyens de calcul et de nos exigences quant à leur précision pourrait rapidement rendre caduque l’approximation consistant à négliger le cycle diurne du couplage océan-atmosphère, à l’instar de ce qui s’est passé quelques décennies auparavant en ce qui concerne le couplage continent-atmosphère.
69 Fig. 4.2: Impact sur le rayonnement net (Rn), le flux de chaleur latente (LE) et le flux de chaleur sensible (H) d’un contrôle plus ou moins strict des variables de surface dans une simulation locale « off-line » (données du site MUREX de janvier à décembre 1995) dont le forçage atmosphérique est décalé de 5 jours (Lag=5) par rapport à l’expérience de contrôle. Les flux instantanés de l’expérience de contrôle (CTL) sont en abscisse, tandis ceux des expériences perturbées (REL, PR1, PR2) sont en ordonnées. Le décalage de 5 jours est un moyen de tester de manière approximative l’impact du contrôle des surface continentales dans une simulation atmosphérique. Trois protocoles expérimentaux sont comparés : REL) relaxation de l’humidité du sol profond vers la climatologie mensuelle de CTL (i.e. la méthode utilisée par Douville 2003 et 2004), PR1) remplacement à chaque pas de temps de l’ensemble des variables pronostiques par les valeurs issues de CTL (protocole du projet GLACE avant que ne soit aussi proposé de ne contraindre que les variables « lentes »), PR2) remplacement à chaque pas de temps de l’ensemble des variables hydrologiques par les valeurs issues de CTL (mais pas de la température de surface). On constate à quel point ces protocoles sont différents. Seule la relaxation (en haut) permet de contrôler la variabilité basse-fréquence (mensuelle) des surfaces continentales sans perturber outre mesure la variabilité haute-fréquence des flux turbulents dont le réalisme est au contraire compromis lorsque la température de surface (voire l’humidité superficielle) ne peut pas s’ajuster au forçage atmosphérique, cet effet étant malgré tout ici exagéré puisque les simulations sont « off-line » (Douville 2003).
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Préambule Lorsqu’en septembre 19
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Remerciements Je veux d’abord exp
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