“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 180 — #203
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180
Paléoclimatologie
F
Δρ
a
F
Δρ
b
F
Δρ
c
F = Δ ρ
F = Δ ρ
F = Δ ρ
Fig. 4.11 – Exemples d’équilibres donnés par F = Δρ, où F est discontinue et
peut prendre seulement deux valeurs constantes. Selon ces valeurs, il existe trois cas
possibles : a) il n’y a pas de solution (en fait, le système oscille) ; b) il y a deux
équilibres qui coexistent, l’un convectif et l’autre diffusif ; c) il n’existe qu’un seul
équilibre (convectif ou diffusif).
T 1
S 1
Δρ = - ε
c = c 0
c = c 1
E 1
E 0
Fig. 4.12 – Oscillation de relaxation dans le modèle de Welander. Sur un diagramme TS, on définit une zone convective (quand la densité ρ1 est grande) et une
zone diffusive, séparées par une courbe d’iso-densité Δρ = −ε. Si les valeurs T ,
S sont situées en zone convective (c = c1), le modèle tend à les ramener vers le
point d’attraction E1 (situé en zone diffusive). Si elles sont dans le domaine diffusif
(c = c0), le modèle tend à les ramener vers le point d’attraction E0 (situé en zone
convective). Le modèle va donc osciller d’un mode de fonctionnement à l’autre, sans
jamais atteindre d’équilibre.
4.7 Conclusions et perspectives
Dans ce chapitre, nous avons exposé les principes de base de la modélisation du climat et illustré leur application au travers d’exemples s’appuyant
sur des modèles de complexité différentes, pour montrer les atouts de chaque
type de modèle. Cette hiérarchie de modèles climatiques est importante non
seulement pour des raisons pratiques liées au temps de calcul nécessaire pour
étudier telle ou telle échelle d’espace ou de temps, mais surtout parce qu’elle
représente une gamme d’hypothèses, rassemblées dans chaque modèle, que l’on
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Paléoclimatologie
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Δρ
a
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Δρ
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Δρ
c
F = Δ ρ
F = Δ ρ
F = Δ ρ
Fig. 4.11 – Exemples d’équilibres donnés par F = Δρ, où F est discontinue et
peut prendre seulement deux valeurs constantes. Selon ces valeurs, il existe trois cas
possibles : a) il n’y a pas de solution (en fait, le système oscille) ; b) il y a deux
équilibres qui coexistent, l’un convectif et l’autre diffusif ; c) il n’existe qu’un seul
équilibre (convectif ou diffusif).
T 1
S 1
Δρ = - ε
c = c 0
c = c 1
E 1
E 0
Fig. 4.12 – Oscillation de relaxation dans le modèle de Welander. Sur un diagramme TS, on définit une zone convective (quand la densité ρ1 est grande) et une
zone diffusive, séparées par une courbe d’iso-densité Δρ = −ε. Si les valeurs T ,
S sont situées en zone convective (c = c1), le modèle tend à les ramener vers le
point d’attraction E1 (situé en zone diffusive). Si elles sont dans le domaine diffusif
(c = c0), le modèle tend à les ramener vers le point d’attraction E0 (situé en zone
convective). Le modèle va donc osciller d’un mode de fonctionnement à l’autre, sans
jamais atteindre d’équilibre.
4.7 Conclusions et perspectives
Dans ce chapitre, nous avons exposé les principes de base de la modélisation du climat et illustré leur application au travers d’exemples s’appuyant
sur des modèles de complexité différentes, pour montrer les atouts de chaque
type de modèle. Cette hiérarchie de modèles climatiques est importante non
seulement pour des raisons pratiques liées au temps de calcul nécessaire pour
étudier telle ou telle échelle d’espace ou de temps, mais surtout parce qu’elle
représente une gamme d’hypothèses, rassemblées dans chaque modèle, que l’on