“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 395 — #418
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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de nuages, de surfaces réfléchissantes (neige, glaciers, glace de mer), de grands
massifs montagneux et de la topographie de l’océan. La variation de la température en fonction de la latitude est donc un premier critère d’évaluation
des modèles climatiques. Tous les modèles simulent bien ce fort contraste
équateur-pôle : la température simulée est de 25
◦ C à l’équateur, de –20
◦ C au
pôle Nord et de –40
◦ C au pôle Sud, ce qui correspond aux observations. Mais
les modèles présentent encore des biais importants au-dessus de l’Antarctique,
du Groenland, et de manière générale, au-dessus des gros massifs montagneux,
tels que l’Himalaya. Ceux-ci sont dus à une représentation approchée de la
topographie (du fait de la résolution spatiale limitée des modèles) et une prise
en compte déficiente des échanges turbulents en situation de très forte stabilité thermique. Au-dessus des océans, il y a un biais chaud sur les bords est
provenant d’une mauvaise représentation des nuages de type stratus observés
dans ces régions.
La variation annuelle du rayonnement solaire est, en dehors du cycle
diurne, la plus forte « perturbation » énergétique à laquelle est soumise la
surface de la Terre. Le cycle saisonnier de température observé est globalement bien reproduit par les modèles : il est plus élevé aux hautes qu’aux
basses latitudes (30
◦ C vs. 5
◦ C environ, reflétant essentiellement l’amplitude
saisonnière du rayonnement solaire incident), et il est plus élevé au-dessus des
continents qu’au-dessus des océans, principalement à cause de la différence
d’inertie thermique de la surface, beaucoup plus faible sur le continent que
sur l’océan.
La formation des précipitations fait intervenir de très nombreux processus,
dont certains à toute petite échelle, et demeure l’un des phénomènes que
les modèles ont le plus de difficulté à simuler correctement. Aux environs
de l’équateur, le maximum de précipitations, qui correspond à la zone de
convergence intertropicale (ZCIT), est bien simulé par les modèles (Fig. 10.7).
Dans l’océan Pacifique, les observations donnent un maximum vers 10
◦ N,
indiquant que cette zone de convergence reste principalement localisée dans
l’hémisphère nord. Les modèles, par contre, ont en général deux maxima,
situés de part et d’autre de l’équateur, le maximum au sud pouvant s’étendre
presque jusqu’aux côtes du Pérou, alors que les observations indiquent une
quasi-absence de précipitations dans cette région. Dans les observations, le
maximum de pluie s’étend du nord de la Nouvelle Guinée au sud de l’Amérique
du Sud. Sur les continents, l’un des plus gros défauts des modèles est la trop
faible intensité des pluies au-dessus de l’Amazonie.
L’extension et les caractéristiques de la glace de mer sont relativement
bien simulées par les modèles actuels, à la fois en termes de valeur moyenne
et de cycle saisonnier. Cependant, dans le bassin arctique, peu de modèles
arrivent à bien reproduire la distribution de l’épaisseur de la glace de mer, qui
ne devrait pas excéder 1 m au nord de la Sibérie, pour atteindre plus de 5 m au
nord du Groenland et de l’archipel canadien. Cette différence d’épaisseur de
glace est principalement due au vent, qui déplace la glace des côtes de Sibérie
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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de nuages, de surfaces réfléchissantes (neige, glaciers, glace de mer), de grands
massifs montagneux et de la topographie de l’océan. La variation de la température en fonction de la latitude est donc un premier critère d’évaluation
des modèles climatiques. Tous les modèles simulent bien ce fort contraste
équateur-pôle : la température simulée est de 25
◦ C à l’équateur, de –20
◦ C au
pôle Nord et de –40
◦ C au pôle Sud, ce qui correspond aux observations. Mais
les modèles présentent encore des biais importants au-dessus de l’Antarctique,
du Groenland, et de manière générale, au-dessus des gros massifs montagneux,
tels que l’Himalaya. Ceux-ci sont dus à une représentation approchée de la
topographie (du fait de la résolution spatiale limitée des modèles) et une prise
en compte déficiente des échanges turbulents en situation de très forte stabilité thermique. Au-dessus des océans, il y a un biais chaud sur les bords est
provenant d’une mauvaise représentation des nuages de type stratus observés
dans ces régions.
La variation annuelle du rayonnement solaire est, en dehors du cycle
diurne, la plus forte « perturbation » énergétique à laquelle est soumise la
surface de la Terre. Le cycle saisonnier de température observé est globalement bien reproduit par les modèles : il est plus élevé aux hautes qu’aux
basses latitudes (30
◦ C vs. 5
◦ C environ, reflétant essentiellement l’amplitude
saisonnière du rayonnement solaire incident), et il est plus élevé au-dessus des
continents qu’au-dessus des océans, principalement à cause de la différence
d’inertie thermique de la surface, beaucoup plus faible sur le continent que
sur l’océan.
La formation des précipitations fait intervenir de très nombreux processus,
dont certains à toute petite échelle, et demeure l’un des phénomènes que
les modèles ont le plus de difficulté à simuler correctement. Aux environs
de l’équateur, le maximum de précipitations, qui correspond à la zone de
convergence intertropicale (ZCIT), est bien simulé par les modèles (Fig. 10.7).
Dans l’océan Pacifique, les observations donnent un maximum vers 10
◦ N,
indiquant que cette zone de convergence reste principalement localisée dans
l’hémisphère nord. Les modèles, par contre, ont en général deux maxima,
situés de part et d’autre de l’équateur, le maximum au sud pouvant s’étendre
presque jusqu’aux côtes du Pérou, alors que les observations indiquent une
quasi-absence de précipitations dans cette région. Dans les observations, le
maximum de pluie s’étend du nord de la Nouvelle Guinée au sud de l’Amérique
du Sud. Sur les continents, l’un des plus gros défauts des modèles est la trop
faible intensité des pluies au-dessus de l’Amazonie.
L’extension et les caractéristiques de la glace de mer sont relativement
bien simulées par les modèles actuels, à la fois en termes de valeur moyenne
et de cycle saisonnier. Cependant, dans le bassin arctique, peu de modèles
arrivent à bien reproduire la distribution de l’épaisseur de la glace de mer, qui
ne devrait pas excéder 1 m au nord de la Sibérie, pour atteindre plus de 5 m au
nord du Groenland et de l’archipel canadien. Cette différence d’épaisseur de
glace est principalement due au vent, qui déplace la glace des côtes de Sibérie