“paleoclimatique_t2” — 2013/10/24 — 11:38 — page 401 — #424
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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directement du fait de la grande complexité de ces modèles. Ainsi une méthode
d’analyse usuelle pour préciser un peu l’origine de ces différences est l’analyse
des rétroactions (voir, par exemple, l’annexe de Bony et al., 2006 [4], pour
plus de détails). À partir du changement de température à l’équilibre ΔT , on
définit un « paramètre de rétroaction » λ :
λ = −ΔQ/ΔT.
En écrivant cette équation sous la forme λ×ΔT +ΔQ = 0, on voit que λ×ΔT
représente la variation de flux moyen au sommet de l’atmosphère nécessaire
pour compenser le forçage radiatif ΔQ. On peut donc écrire λ = −dF/dT ,
avec F flux radiatif net au sommet de l’atmosphère, compté positivement
lorsqu’il est descendant. Cette dérivée peut se décomposer, au premier ordre,
comme une somme de dérivées partielles :
λ = −Σ∂F/∂X × ∂X/∂T
la somme sur X étant la somme sur toutes les variables X qui affectent le bilan
radiatif au sommet de l’atmosphère et qui sont modifiées lorsque la température de surface change. Ce sont principalement les champs tridimensionnels
de température, de vapeur d’eau et des nuages, et les champs bidimensionnels
de l’albédo de surface. Pour le champ de température, il est d’usage de le décomposer en deux termes, l’un correspondant à un changement uniforme de
température, l’autre à la partie non uniforme du changement de température.
Finalement, le paramètre λ peut se décomposer de la façon suivante :
λ = λ P + λ L + λ c + λ w + λ a
les termes du membre de droite étant respectivement appelés les paramètres de
rétroaction de Planck λ P (changement uniforme de température), du gradient
de température λ L (partie non uniforme du changement de température), des
nuages λ c , de la vapeur d’eau λ w et de l’albédo de surface λ a .
Ces paramètres sont calculés classiquement de la façon suivante. Pour
un modèle climatique donné, on réalise deux simulations, l’une de référence,
l’autre perturbée, ces deux simulations ayant des températures de surface
différentes. À partir des sorties de la simulation de référence, on recalcule
a posteriori, à l’aide d’un code radiatif, le bilan des flux au sommet de l’atmosphère. Ensuite, dans les sorties de la simulation de référence, on remplace
chacune des grandeurs souhaitées (température, humidité, nuages, albédo de
surface) par les valeurs obtenues avec la simulation perturbée, et on recalcule, à l’aide du même code radiatif, les flux au sommet de l’atmosphère. La
différence entre ce flux et celui de référence donne la sensibilité des flux au
sommet de l’atmosphère à une perturbation de chacune des grandeurs.
Un paramètre particulier est celui λ P , dit de Planck, qui correspond à
un changement uniforme des températures et qui vaut environ –3,2 W/m
2 K.
Sa valeur varie peu d’un modèle à l’autre, et la convention de signe utilisée
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10. Des climats du passé aux climats du futur
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directement du fait de la grande complexité de ces modèles. Ainsi une méthode
d’analyse usuelle pour préciser un peu l’origine de ces différences est l’analyse
des rétroactions (voir, par exemple, l’annexe de Bony et al., 2006 [4], pour
plus de détails). À partir du changement de température à l’équilibre ΔT , on
définit un « paramètre de rétroaction » λ :
λ = −ΔQ/ΔT.
En écrivant cette équation sous la forme λ×ΔT +ΔQ = 0, on voit que λ×ΔT
représente la variation de flux moyen au sommet de l’atmosphère nécessaire
pour compenser le forçage radiatif ΔQ. On peut donc écrire λ = −dF/dT ,
avec F flux radiatif net au sommet de l’atmosphère, compté positivement
lorsqu’il est descendant. Cette dérivée peut se décomposer, au premier ordre,
comme une somme de dérivées partielles :
λ = −Σ∂F/∂X × ∂X/∂T
la somme sur X étant la somme sur toutes les variables X qui affectent le bilan
radiatif au sommet de l’atmosphère et qui sont modifiées lorsque la température de surface change. Ce sont principalement les champs tridimensionnels
de température, de vapeur d’eau et des nuages, et les champs bidimensionnels
de l’albédo de surface. Pour le champ de température, il est d’usage de le décomposer en deux termes, l’un correspondant à un changement uniforme de
température, l’autre à la partie non uniforme du changement de température.
Finalement, le paramètre λ peut se décomposer de la façon suivante :
λ = λ P + λ L + λ c + λ w + λ a
les termes du membre de droite étant respectivement appelés les paramètres de
rétroaction de Planck λ P (changement uniforme de température), du gradient
de température λ L (partie non uniforme du changement de température), des
nuages λ c , de la vapeur d’eau λ w et de l’albédo de surface λ a .
Ces paramètres sont calculés classiquement de la façon suivante. Pour
un modèle climatique donné, on réalise deux simulations, l’une de référence,
l’autre perturbée, ces deux simulations ayant des températures de surface
différentes. À partir des sorties de la simulation de référence, on recalcule
a posteriori, à l’aide d’un code radiatif, le bilan des flux au sommet de l’atmosphère. Ensuite, dans les sorties de la simulation de référence, on remplace
chacune des grandeurs souhaitées (température, humidité, nuages, albédo de
surface) par les valeurs obtenues avec la simulation perturbée, et on recalcule, à l’aide du même code radiatif, les flux au sommet de l’atmosphère. La
différence entre ce flux et celui de référence donne la sensibilité des flux au
sommet de l’atmosphère à une perturbation de chacune des grandeurs.
Un paramètre particulier est celui λ P , dit de Planck, qui correspond à
un changement uniforme des températures et qui vaut environ –3,2 W/m
2 K.
Sa valeur varie peu d’un modèle à l’autre, et la convention de signe utilisée