mémoire - Centre National de Recherches Météorologiques
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atmosphériques dans lesquels il ajoute 50 kg/m² <strong>de</strong> neige au 1 er Mars sur différents domaines<br />
régionaux, soit <strong>de</strong>ux fois moins que dans mes propres expériences et sur un domaine plus limité.<br />
Seules les anomalies ajoutées sur le plateau Tibétain ont un effet persistant sur la température <strong>de</strong><br />
surface et un impact significatif sur la mousson Indienne, bien que les étu<strong>de</strong>s statistiques suggèrent<br />
l’influence <strong>de</strong> régions situées plus au nord (Kripalani et al. 1996, Kripalani et Kulkarni 1999). Ferranti et<br />
Molteni (1999) utilisent <strong>de</strong>s ensembles <strong>de</strong> simulations hivernales forcées par <strong>de</strong>s TSM observées pour<br />
générer <strong>de</strong>s anomalies initiales d’épaisseur <strong>de</strong> neige, puis poursuivre les simulations jusqu’en Octobre<br />
en utilisant <strong>de</strong>s TSM climatologiques. Les résultats suggèrent un impact significatif sur la mousson<br />
Indienne et indépendant <strong>de</strong> la variabilité ENSO puisque le signal TSM est supprimé d’Avril à Octobre.<br />
Ce résultat contredit donc l’hypothèse <strong>de</strong> Meehl (1994) selon laquelle le lien apparent entre<br />
neige et mousson traduirait en fait une perturbation plus globale <strong>de</strong> la circulation atmosphérique en<br />
réponse à <strong>de</strong>s anomalies tropicales <strong>de</strong> TSM. De même, l’étu<strong>de</strong> statistique <strong>de</strong> Robock et al. (2003),<br />
basée sur <strong>de</strong>s séries observées et sur une reconstruction empirique <strong>de</strong> l’enneigement Eurasiatique à<br />
partir d’un l’indice NAO, indique que la relation entre neige et mousson est faible en ce qui concerne<br />
l’Eurasie et qu’elle est l’inverse <strong>de</strong> celle suggérée à la fin du 19 ème siècle par Blanford (1884) lorsqu’on<br />
limite l’analyse à l’enneigement du Plateau Tibétain. Robock et al. (2003) montrent également que les<br />
anomalies <strong>de</strong> neige sur le continent Asiatique ne peuvent guère persister au printemps puis en été via<br />
l’HS, en accord avec les travaux <strong>de</strong> Shinoda (2001) et <strong>de</strong> Ueda et al. (2006). Faut-il voir dans cette<br />
remarque une raison aux résultats contradictoires obtenus sur la téléconnexion neige-mousson ? Il se<br />
peut en effet que la sous-estimation du ruissellement simulé en pério<strong>de</strong> <strong>de</strong> fonte (manque <strong>de</strong> variabilité<br />
sous-maille, gel du sol non pris en compte ou sans effet sur la conductivité hydraulique) puisse conduire<br />
à surestimer les anomalies d’HS liées à la variabilité <strong>de</strong> l’enneigement hivernal, et ainsi aboutir à une<br />
surestimation <strong>de</strong> l’impact <strong>de</strong> cette variabilité sur l’atmosphère dans les modèles <strong>de</strong> climat.<br />
Néanmoins, et afin d’embrouiller encore un peu plus les esprits, citons pour finir les travaux <strong>de</strong><br />
Fasullo (2004) cherchant à réconcilier modèles et observations. L’analyse <strong>de</strong> la variabilité inter-annuelle<br />
<strong>de</strong> la couverture neigeuse observée et <strong>de</strong> ses liens avec l’ENSO d’une part et la mousson Indienne<br />
d’autre part montre un effet dominant <strong>de</strong> l’ENSO, mais suggère une influence résiduelle <strong>de</strong><br />
l’enneigement observé sur le Sud-Ouest <strong>de</strong> l’Asie et sur le Tibet sur les pluies <strong>de</strong> mousson lorsque le<br />
signal ENSO est faible. Ce résultat, s’il ré-habilite en quelque sorte l’hypothèse <strong>de</strong> Blanford (1884),<br />
indique néanmoins que la variabilité du manteau neigeux exerce une influence secondaire sur la<br />
mousson Indienne, tant l’ENSO représente un mo<strong>de</strong> <strong>de</strong> variabilité dominant sous les Tropiques.<br />
4.2.2. Mousson Africaine<br />
La mousson Africaine fournit un <strong>de</strong>uxième exemple du caractère parfois spéculatif <strong>de</strong>s étu<strong>de</strong>s<br />
s’attachant à montrer l’influence <strong>de</strong>s surfaces continentales sur la variabilité climatique. On peut <strong>de</strong> ce<br />
point <strong>de</strong> vue distinguer <strong>de</strong>ux échelles temporelles: d’une part la variabilité multi-décennale, d’autre part<br />
la variabilité inter-annuelle.<br />
Le premier thème <strong>de</strong> recherche a été motivé par la sécheresse persistante qui a sévi au Sahel<br />
entre les années 1960 et la fin <strong>de</strong>s années 1980, et qui a culminé entre 1982 et 1984 avec les<br />
conséquences tragiques que l’on connaît. Cette sécheresse exceptionnelle est souvent citée comme<br />
ayant fait l’objet <strong>de</strong>s premiers travaux <strong>de</strong> modélisation visant à souligner la contribution <strong>de</strong>s continents à<br />
la variabilité climatique. Le mécanisme radiatif <strong>de</strong> désertification <strong>de</strong> Charney (1975) ne peut cependant<br />
à lui seul expliquer la variabilité observée <strong>de</strong>s précipitations, dont le signal ne concerne pas seulement<br />
les régions sub-Sahariennes mais une gran<strong>de</strong> partie <strong>de</strong> l’Afrique <strong>de</strong> l’Ouest. Walker et Rowntree (1977)<br />
proposent un second mécanisme susceptible <strong>de</strong> contribuer à la persistance du déficit pluviométrique<br />
observé sur le Sahel : une rétroaction positive entre l’évapo-transpiration et les précipitations pourrait<br />
contribuer à amplifier la perturbation initiale. On est cependant loin du compte puisque la <strong>mémoire</strong> <strong>de</strong><br />
l’HS mise en évi<strong>de</strong>nce par cette étu<strong>de</strong> est <strong>de</strong> l’ordre <strong>de</strong> quelques semaines alors que la sécheresse<br />
observée est multi-décennale.