Modélisation couplée du système climatique arctique

Par David Salas y Mélia, CNRM-GAME, UMR3589 CNRS/Météo-France

Introduction : couplages et rétroactions du système climatique arctique réel

Le système climatique arctique est un ensemble couplé complexe au sein duquel l’océan, l’atmosphère, les surfaces continentales, la cryosphère, les eaux continentales et la biosphère interagissent continuellement, en échangeant de l’eau, de la quantité de mouvement, de l’énergie et des composés chimiques (gaz à effet de serre, précurseurs d’aérosols…). Ces échanges définissent de multiples couplages entre composantes du système, c’est-à-dire des interactions pour lesquelles un changement d’une variable caractérisant un milieu agit sur une variable d’un autre milieu. Par exemple, un changement de la température de l’atmosphère près de la surface océanique modifie la quantité d’énergie échangée par les deux milieux, ce qui induit une variation de la température de l’océan superficiel : il s’agit d’un couplage thermique « océan-atmosphère » par le flux turbulent de chaleur sensible. De telles interactions donnent potentiellement lieu à de multiples rétroactions.
Un exemple de rétroaction positive est la réponse de la glace de mer à une augmentation de la température atmosphérique. L’extension de la glace diminue, et elle se couvre de flaques d’eau de fonte. Ces deux processus réduisent l’albédo de la surface, c’est-à-dire sa capacité à réfléchir le rayonnement solaire. L’énergie retenue par la surface marine augmente donc, avec pour conséquence un réchauffement de l’océan et une amplification de l'augmentation initiale de la température atmosphérique. Cette rétroaction positive, dite “albédo-température” peut éventuellement se poursuivre jusqu’à disparition complète de la glace de mer, ou cesser dès que des conditions atmosphériques plus froides (par exemple à l’arrivée de l’automne) mettent fin à l’anomalie initiale de température.

Les modèles climatiques couplés
Prévoir l’évolution du climat à des échelles du temps variant du mois (prévision saisonnière) à plusieurs siècles (projections climatiques), comprendre des processus mettant en jeu plusieurs composantes du système arctique, ou encore évaluer l’impact sur l’Arctique de techniques de géo-ingénierie exige de mettre en œuvre des modèles climatiques couplés, tels que les deux modèles français CNRM-CM et IPSL-CM. Le projet international de référence en la matière est CMIP5 (Coupled Model Intercomparison Project phase 5), dont les résultats sur la période 1850-2300 serviront de base au prochain rapport du groupe I du GIEC (« Les bases scientifiques du changement climatique », Sept. 2013). Les modèles climatiques couplés résultent de l’assemblage de composantes modélisées du système climatique, et n’ont de sens que si ces composantes ont atteint une maturité suffisante. Les efforts de développement de ces composantes doivent donc tous être soutenus. C’est une condition nécessaire mais non suffisante : l’un des messages de la présente contribution est que l’assemblage de diverses composantes est une discipline en soi.
Dans la suite de cette contribution, nous laisserons de côté les modèles couplés régionaux à aire limitée forcés au bord. Ils partagent certes beaucoup de problématiques avec les modèles climatiques globaux à l’intérieur de leur domaine spatial, mais comme les modèles océan-glace forcés, ils intègrent de l’information extérieure sur laquelle ils ne rétroagissent pas. Le couplage est donc à sens unique et cela ne fait pas partie du périmètre de cette contribution. Prenons l’exemple de simulations futures du système océan-banquise-atmosphère arctique forcées au bord par des réanalyses actuelles modulées par des anomalies futures : ces anomalies futures ont été produites par des modèles climatiques couplés globaux et portent en elles implicitement de l’information telle que la disparition de la glace de mer estivale. Suivent deux exemples (il y en aurait bien d’autres), qui visent à rappeler la nécessité d’utiliser des modèles couplés.

Modélisation des interactions climat-calottes glaciaires
Les composantes que l’on choisit de retenir au sein des modèles climatiques couplés pourront varier selon l’objectif scientifique poursuivi. Par exemple, si l’on souhaite représenter un climat en évolution transitoire, les changements de topographie des calottes glaciaires ont généralement un effet négligeable sur la circulation atmosphérique à l’échelle annuelle ou décennale. Les changements associés d’apport d’eau des calottes à l’océan sont suffisamment faibles pour ne pas avoir d’impact significatif sur la circulation océanique. Les modèles de CMIP5 vont d’ailleurs plus loin et représentent systématiquement les calottes glaciaires comme des éléments de topographie fixe sur toute la période 1850-2300. Dans ces modèles, le bilan de masse de surface peut cependant évoluer dans le temps, contribuant à des variations de l’apport d’eau vers l’océan et à de possibles changements du niveau marin. En revanche, si l’on souhaite représenter par exemple le climat du dernier interglaciaire (131-115ka avant l’époque actuelle), il est important de disposer de calottes interactives au sein du modèle couplé que l’on souhaite utiliser. La question des interactions climat-calottes a été traitée au sein de projets européens tels que FP7/Ice2sea et Combine, mais elle s’est avérée si complexe que cet effort nécessite d’être prolongé. D’un point de vue technique, l’inclusion de calottes glaciaires dans un modèle climatique couplé pose en effet des problèmes très spécifiques. Notamment, le bilan de masse de surface des calottes présente généralement de forts gradients horizontaux près des marges, et ceux-ci ne peuvent être représentés correctement par les modèles d’atmosphère/manteau neigeux qu’à des résolutions horizontales de quelques km. Les modèles climatiques globaux actuels ayant des résolutions variant de quelques dizaines à quelques centaines de km, il faut donc avoir recours à des techniques de régionalisation, ou représenter les bilans de masse par classes d’altitudes au sein d’une même maille pour disposer d’une information utilisable par les modèles de calottes.
Le bilan de masse est la résultante du total annuel des précipitations neigeuses, de la fonte et de la sublimation du manteau neigeux. Il peut être altéré par des changements de climat lié à des facteurs astronomiques ou anthropiques. Des modifications du bilan de masse peuvent conduire à des changements de topographie des calottes, et rétroagir sur le bilan de masse. L’approche empirique PDD (positive degree days), qui diagnostique simplement les bilans de masse en fonction de la température de l’air près de la surface et de l’accumulation neigeuse est traditionnellement utilisée en modélisation forcée des calottes. Cette méthode a largement permis de progresser en modélisation des calottes, mais au sein d’un modèle couplé il est plus naturel d’utiliser directement le bilan de masse comme variable d’entrée, car il est calculé de manière plus physique. Cependant, il reste tributaire du niveau de complexité du modèle de manteau neigeux et du réalisme des forçages atmosphériques (précipitation, température, rayonnement…). Les modèles de manteau neigeux vont d’approches très simplifiées (une couche, densité/albédo fixes ou diagnostiqués) à des modèles complexes tels que Crocus (multi-couches, avec représentation détaillée de la physique de la neige), dont dérive par exemple le modèle SISVAT. Ainsi il est clair que de nouveaux progrès en modélisation des calottes passent non seulement par une complexification des modèles de calottes eux-mêmes (maillages adaptatifs, haute résolution, représentation précise des ice shelves et de l’océan sous-jacent…), mais aussi par une poursuite des efforts en termes de modélisation atmosphérique et du manteau neigeux.

La fonte de la glace de mer estivale en Arctique préconditionne-t-elle des hivers froids aux moyennes latitudes de l’hémisphère nord ?
Alors que la prévisibilité déterministe intrinsèque de l’atmosphère est limitée à une quinzaine de jours, des anomalies persistantes des conditions de surface (manteau neigeux, surface de l’océan, glace de mer…) peuvent préconditionner l’état atmosphérique à l’échelle du mois ou de l’année. La prévision saisonnière, qui vise à évaluer la probabilité d’anomalies saisonnières, s’appuie sur cette possibilité. Un nombre croissant d’études font le lien entre la déplétion de glace de mer actuellement observée, particulièrement en fin d’été et l’augmentation récente de la fréquence des vagues de froid sur les moyennes latitudes de l’hémisphère nord. Parmi ces études, plusieurs d’entre elles s’appuient sur des observations et prouvent que, si ce lien mérite d’être confirmé par de plus longues séries d’observation, du moins on ne peut pas en rejeter la réalité. Les études s’appuyant sur la modélisation se font encore souvent dans un cadre forcé (donc les anomalies de glace de mer sont prescrites), ce qui ne permet pas de prendre en compte correctement certaines rétroactions. De plus la réponse des modèles aux anomalies prescrites est très non-linéaire, dépend de la nature précise des anomalies prescrites et varie fortement d’un modèle à l’autre. Or les processus mis en jeu semblent être typiquement des processus couplés. Il semble en effet que les très faibles englacements de fin d’été induisent une augmentation de la pression atmosphérique en Arctique (ce qui favorise des phases négatives de l’Oscillation Arctique). Ils entraînent également une augmentation de l’humidité de l’air en automne en Arctique central, ce qui semble contribuer à une intensification des précipitations neigeuses dans le nord de la Sibérie et de l’Europe. L’extension du manteau neigeux qui en résulte pourrait impacter la circulation stratosphérique, agissant dans le sens d’une réduction de l’intensité du vortex polaire et favorisant également des phases négatives de l’Oscillation Arctique, donc une augmentation de la fréquence des descentes d’air froid vers les moyennes latitudes de l’hémisphère nord. Ces mécanismes mettant en jeu la plupart des composantes du système climatique arctique sont actuellement débattus. Il est possible de contribuer à ce débat en mettant en jeu des systèmes couplés incluant des représentations abouties du système océan-glace (y compris éventuellement la biogéochimie marine), de l’atmosphère (y compris la chimie stratosphérique), et des surfaces continentales (notamment pour la représentation du manteau neigeux).

Bonjour David,
tu dis dans ton dernier paragraphe que la réponse des modèles (j'imagine atmosphérique ?) à des anomalies de glace est très non linéaire. As tu des références qui montrent clairement cette non linéarité (je ne parle pas ici d'asymétrie en terme de signe de l'anomalie, mais bien de non linéarité dans le vrai sens du terme, c'est à dire que tu fais varier linéairement l'amplitude de l'anomalie et la réponse elle varie non linéairement). Dans le papier de Screen et al. 2013, les réponses aux anomalies observées et deux fois ces anomalies montrent plutôt un comportement relativement linéaire. Encore une fois, je pense très important de prendre en compte correctement la variabilité interne dans ce genre d'étude.