“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 153 — #176
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4. La modélisation en paléoclimatologie
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Une première simplification des équations (2) à (5) est très souvent considérée dans les modèles de circulation générale atmosphérique actuels : l’approximation hydrostatique. L’objectif de ces modèles est en effet de représenter sur le globe les caractéristiques de la troposphère, c’est-à-dire la couche
la plus basse de l’atmosphère, celle qui définit le climat à la surface de la
Terre. L’épaisseur de cette couche, de 10 km (aux pôles) à 20 km (à l’équateur) est extrêmement faible par rapport au rayon de la Terre (∼6 400 km),
et elle peut être considérée comme une couche mince dans laquelle les vitesses et les distances parcourues par une particule d’air sont beaucoup plus
grandes sur l’horizontale que sur la verticale. De ces considérations d’échelle,
on peut déduire que lorsque l’on considère des circulations atmosphériques
dont les échelles horizontales sont beaucoup plus grandes que l’épaisseur de la
troposphère, l’atmosphère est proche de l’équilibre hydrostatique, décrit par
l’équation :
Δ p atm = −ρ g Δz
(4.6)
où Δ p atm est la différence de pression atmosphérique entre deux niveaux
séparés par l’altitude Δ z, ρ est la densité de l’air, g est l’accélération liée à
la gravité.
La correspondance aisée entre la pression et l’altitude conduit les spécialistes de l’atmosphère à fréquemment présenter les variations des propriétés
atmosphériques sur la verticale en fonction de la pression : ainsi, une pression de 1 000 hPa indique un niveau proche de la surface, une pression de
500 hPa la moyenne troposphère, une pression de 200 hPa l’altitude où les
courants-jets subtropicaux sont les plus intenses (voir Partie I, section 3.1).
C’est juste au-dessus de ce niveau de pression que se trouve la transition
entre troposphère et stratosphère. L’approximation hydrostatique simplifie
considérablement la résolution du système d’équations (2–5), car en choisissant judicieusement la coordonnée verticale, la vitesse verticale se déduit des
composantes horizontales du vent de manière diagnostique (grâce à l’équation
de continuité). Les variables pronostiques du système d’équations sont alors
la température, l’humidité, les deux composantes du vent horizontal. Toutes
les autres caractéristiques de l’atmosphère peuvent être déduites de ces quatre
variables. C’est donc l’évolution de ces quatre variables que l’on veut pouvoir
calculer, à l’aide des équations fondamentales, simplifiées par l’approximation
hydrostatique.
Ces équations sont résolues pour des conditions aux limites et forçages
choisis par le modélisateur pour répondre aux questions qu’il se pose. Pour
l’atmosphère, il s’agit des teneurs en gaz à effet de serre, de l’ensoleillement
(quantité d’énergie entrant dans l’atmosphère à son sommet) et des conditions
de surface : répartition des différents types de surface (océan, continents, calottes glaciaires, différents types de végétation), orographie, conditions de surface des océans (température et couverture de banquise). On choisit aussi un
état initial pour toutes les variables pronostiques du modèle. À partir de cet
état initial, on calcule l’évolution de l’atmosphère sur la durée nécessaire pour
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4. La modélisation en paléoclimatologie
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Une première simplification des équations (2) à (5) est très souvent considérée dans les modèles de circulation générale atmosphérique actuels : l’approximation hydrostatique. L’objectif de ces modèles est en effet de représenter sur le globe les caractéristiques de la troposphère, c’est-à-dire la couche
la plus basse de l’atmosphère, celle qui définit le climat à la surface de la
Terre. L’épaisseur de cette couche, de 10 km (aux pôles) à 20 km (à l’équateur) est extrêmement faible par rapport au rayon de la Terre (∼6 400 km),
et elle peut être considérée comme une couche mince dans laquelle les vitesses et les distances parcourues par une particule d’air sont beaucoup plus
grandes sur l’horizontale que sur la verticale. De ces considérations d’échelle,
on peut déduire que lorsque l’on considère des circulations atmosphériques
dont les échelles horizontales sont beaucoup plus grandes que l’épaisseur de la
troposphère, l’atmosphère est proche de l’équilibre hydrostatique, décrit par
l’équation :
Δ p atm = −ρ g Δz
(4.6)
où Δ p atm est la différence de pression atmosphérique entre deux niveaux
séparés par l’altitude Δ z, ρ est la densité de l’air, g est l’accélération liée à
la gravité.
La correspondance aisée entre la pression et l’altitude conduit les spécialistes de l’atmosphère à fréquemment présenter les variations des propriétés
atmosphériques sur la verticale en fonction de la pression : ainsi, une pression de 1 000 hPa indique un niveau proche de la surface, une pression de
500 hPa la moyenne troposphère, une pression de 200 hPa l’altitude où les
courants-jets subtropicaux sont les plus intenses (voir Partie I, section 3.1).
C’est juste au-dessus de ce niveau de pression que se trouve la transition
entre troposphère et stratosphère. L’approximation hydrostatique simplifie
considérablement la résolution du système d’équations (2–5), car en choisissant judicieusement la coordonnée verticale, la vitesse verticale se déduit des
composantes horizontales du vent de manière diagnostique (grâce à l’équation
de continuité). Les variables pronostiques du système d’équations sont alors
la température, l’humidité, les deux composantes du vent horizontal. Toutes
les autres caractéristiques de l’atmosphère peuvent être déduites de ces quatre
variables. C’est donc l’évolution de ces quatre variables que l’on veut pouvoir
calculer, à l’aide des équations fondamentales, simplifiées par l’approximation
hydrostatique.
Ces équations sont résolues pour des conditions aux limites et forçages
choisis par le modélisateur pour répondre aux questions qu’il se pose. Pour
l’atmosphère, il s’agit des teneurs en gaz à effet de serre, de l’ensoleillement
(quantité d’énergie entrant dans l’atmosphère à son sommet) et des conditions
de surface : répartition des différents types de surface (océan, continents, calottes glaciaires, différents types de végétation), orographie, conditions de surface des océans (température et couverture de banquise). On choisit aussi un
état initial pour toutes les variables pronostiques du modèle. À partir de cet
état initial, on calcule l’évolution de l’atmosphère sur la durée nécessaire pour