Climatogie en moyenne zonale de l’exp´ erience de r´ ef´ erence

Avant d’analyser l’effet de la param´etrisation wms, nous ´evaluons la climatologie de l’at- mosph`ere moyenne dans le mod`ele de r´ef´erence. La figure IV.14 compare pour les mois de

Janvier − T (K) − Sparc Juillet − T (K) − Sparc

Janvier − T (K) − ref-l91 Juillet− T (K) − ref-l91

Fig. IV.14.Coupes latitude-pression de la temp´erature (K) moyenn´ee dans le temps et sur un cercle de latitude pour la climatologie sparc (haut) et l’exp´erience de r´ef´erence ref-l91 avec le mod`ele arpege- Climat (bas) pour les mois de janvier (gauche) et de juillet (droite). L’intervalle des contours est de 10 K.

janvier et de juillet la climatologie des temp´eratures en moyenne zonale obtenues avec la si- mulation ref-l91 `a celle de sparc (Randel et al., 2004). Le mod`ele pr´esente une distribution g´en´erale des temp´eratures tout `a fait satisfaisante dans la stratosph`ere. Il convient ainsi de no- ter la repr´esentation particuli`erement r´ealiste de la temp´erature moyenne dans la stratosph`ere d’hiver dans les deux h´emisph`eres, ce qui est fondamental dans la perspective d’une simulation r´ealiste de la chimie de la stratosph`ere. Par contre, la tropopause tropicale est g´en´eralement trop froide, si on la compare `a sparc o`u `a la r´eanalyse era-40. Le biais est de l’ordre de 2 - 4 K, il est plus marqu´e au mois de juillet.

Au-dessus de 10 hPa, les comparaisons des valeurs absolues deviennent un peu plus hasar- deuses, en raison des incertitudes sur les jeux de donn´ees de r´ef´erence. En comparant les per- formances des mod`eles de chimie-climat dans le projet ccm-val-1, Eyring et al. (2006) mettent en ´evidence de larges diff´erences dans les temp´eratures `a la stratopause selon les r´eanalyses uti- lis´ees. Par rapport `a la climatologie sparc, on note toutefois que le mod`ele pr´esente un biais chaud dans toute la stratopause, qui atteint des valeurs comprises entre 10 et 15 K. On observe ´

egalement ces valeurs ´elev´ees de temp´erature `a la stratopause dans des mod`eles comparables : dans le mod`ele du Met Office (Hardiman et al., 2010), dans la version stratosph´erique du mod`ele lmd-z (Lott et al., 2005), dans le mod`ele canadien d’atmosph`ere moyenne cmam (Scinocca et al., 2008) ainsi que dans le mod`ele japonais mri (Shibata et Deushi, 2008). Nous verrons dans le chapitre suivant que l’introduction d’une chimie interactive peut avoir un impact non n´egligeable dans la r´eduction de ce biais chaud. Dans la haute m´esosph`ere, la simulation ref-l91 avec fric- tion lin´eaire est capable de reproduire la circulation m´eridienne du pˆole d’´et´e vers le pˆole d’hiver comme le sugg`ere le gradient de temp´erature entre la m´esosph`ere d’´et´e et la m´esosph`ere d’hi- ver. La position un peu haute de la stratopause dans l’h´emisph`ere d’´et´e semble sugg´erer une circulation m´eridienne m´esosph´erique un peu trop rapide. Les valeurs pr´edites de temp´erature sont n´eanmoins tr`es fortes, bien plus hautes que la climatologie sparc. Nous reviendrons dans un paragraphe ult´erieur sur ce point.

Janvier− u (m.s−1) − sparc Juillet− u (m.s−1) − sparc

Janvier − u (m.s−1₎ − ref-l91 Juillet− u (m.s−1₎ − ref-l91

Fig. IV.15.Idem que la figure (IV.14) pour le vent zonal. L’intervalle des contours est de 10 m.s−1. Les vents d’ouest sup´erieurs `a 30 m.s−1 sont colori´es en orange, les vents d’est inf´erieurs `a−40 m.s−1 en bleu.

La figure IV.15 repr´esente la climatologie du vent zonal en moyenne zonale pour les mois de janvier et de juillet. En janvier, dans la stratosph`ere de l’h´emisph`ere nord, la s´eparation entre le jet subtropical et le jet de la nuit polaire est bien reproduite, mˆeme si l’intensit´e de ce dernier est sous-estim´ee d’environ 10 m.s−1. L’inclinaison vers l’´equateur du jet d’ouest n’est pas si mal repr´esent´ee mais le mod`ele n’est toutefois pas capable de reproduire des vents d’ouest dans la haute m´esosph`ere ´equatoriale. Cela semble ˆetre une d´efaillance syst´ematique des mod`eles d’atmosph`ere moyenne (Scinocca et al., 2008 ; Bechtold et al., 2009). L’autre d´efaut principal concerne le jet d’est dans la m´esosph`ere d’´et´e : il pr´esente un pic `a la fois trop marqu´e (autour de −80 m.s−1 _{dans le mod`ele contre −60 et −40 m.s}−1 _{dans la climatologie sparc) et la position}

du maximum est `a la fois trop haute en janvier et trop proche de l’´equateur en juillet. Cet effet semble r´ev´elateur de l’absence de param´etrisation d’ondes de gravit´e non orographiques dans le mod`ele, comme le sugg`ere Scinocca et al. (2008) en analysant des exp´eriences sans cette param´etrisation (ibid, figure 2). Enfin, pour le mois de juillet, l’intensit´e du jet d’ouest dans la stratosph`ere d’hiver est surestim´ee d’environ 20 m.s−1. L’inclinaison de ce jet d’ouest vers l’´equateur n’est pas repr´esent´ee et la position du pic se r´ev`ele ainsi trop au sud (60S au lieu de 45S). Parmi les mod`eles d´ej`a cit´es, rares sont ceux qui obtiennent une repr´esentation r´ealiste `

a la fois de l’inclinaison et de l’intensit´e du jet. Bechtold et al. (2009) y parviennent avec une r´esolution horizontale (125 km) sup´erieure `a celle des autres mod`eles.

Sensibilit´e `a la climatologie d’ozone

Outre l’importance d’inclure une param´etrisation des ondes de gravit´e, deux points semblent particuli`erement importants dans le but de mod´eliser correctement l’´etat moyen de l’atmosph`ere moyenne. Le premier concerne la climatologie d’ozone utilis´ee. Nous comparons pour cela les r´esultats d’une exp´erience dans laquelle la valeur du rapport de m´elange de l’ozone est ´egale `

a la valeur de relaxation du sch´ema lin´eaire5, que nous nommons climoz et une exp´erience similaire dans laquelle la concentration d’ozone prescrite au mod`ele est r´eduite uniform´ement d’un facteur allant de 20 pour le niveau le plus haut (autour de 0.01 hPa) `a 1 au-dessus de 1 hPa (nous appelons s-climoz cette simulation).

La figure IV.16 repr´esente le profil vertical de la moyenne annuelle de la concentration d’ozone dans la r´egion ´equatoriale, issu des exp´eriences climoz et s-climoz, de la climatologie ugamp (Li et Shine, 1995) et des valeurs observ´ees par l’instrument haloe. Les climatologies d’ozone utilis´ees dans les simulations avec le mod`ele arpege-Climat pr´esentent des valeurs com- parables `a celles d’haloe, bien que le pic de concentration soit moins marqu´e. Au-dessus de 1 hPa, les valeurs d’ozone utilis´ees dans l’exp´erience climoz semblent largement sup´erieures `a la climatologie ugamp. C’est pourquoi nous r´eduisons la concentration d’ozone dans ces niveaux sup´erieurs dans l’exp´erience s-climoz (courbe en rouge). L’impact sur la colonne totale d’ozone de cette modification est extrˆemement faible (moins de 1%). Analysons l’effet de cette modifi- cation de la quantit´e d’ozone m´esosph´erique dans le mod`ele, en comparant les distributions de temp´erature obtenues dans chacune de ces exp´eriences (figure IV.17) pour le mois de juillet (les r´esultats sont similaires pour le mois de janvier).

La m´esosph`ere est quasi uniform´ement plus froide de pr`es de 25 K environ. Les valeurs obtenues avec cette nouvelle distribution d’ozone (160 K dans la m´esosph`ere d’´et´e et 235 K dans la m´esosph`ere d’hiver) sont beaucoup plus proches de celles de la climatologie sparc (170 K et 225 K). Il est ainsi possible de fermer les jets comme le montre la figure IV.18. Cette exp´erience de sensibilit´e souligne le rˆole important de l’ozone dans la mod´elisation de la haute m´esosph`ere.

Moyenne annuelle O3 ´equatorial (ppmv)

Fig. IV.16.Profil annuel moyen ´equatorial du rapport de m´elange volumique de la climatologie d’ozone utilis´ee dans les exp´eriences climoz (courbe bleue) et s-climoz (courbe rouge), en comparaison de celle de (Li et Shine, 1995) (noire en pointill´es) et des mesures de l’instrument haloe (points).

Juillet− T (K) − climoz Juillet − T (K) − s-climoz

Fig. IV.17.Coupes latitude-pression de la temp´erature (K) moyenn´ee dans le temps et sur un cercle de latitude pour le mois de juillet, pour les exp´eriences climoz (gauche) et s-climoz (droite). L’intervalle des contours est de 10 K.

Sensibilit´e au drag orographique

Le mod`ele arpege-Climat est ´egalement sensible `a la quantit´e de flux sp´ecifi´ee dans la pa- ram´etrisation des ondes de gravit´e orographiques (voir la description dans le chapitre 2). Nous tra¸cons sur la figure IV.19 la climatologie obtenue pour le vent zonal dans une simulation com- parable `a ref-l91 et o`u le coefficient dont d´epend cette quantit´e de flux initiale est r´eduit d’un facteur 3. La comparaison avec la figure IV.15 montre que l’effet du drag orographique est pr´epond´erant dans le jet d’ouest de la stratosph`ere d’hiver. La r´eduction du flux de quan- tit´e de mouvement s’accompagne d’une r´eduction du freinage, ce qui conduit `a une meilleure repr´esentation du jet de la nuit polaire dans l’h´emisph`ere nord. Mais cette r´eduction aboutit

Juillet− u (m.s−1) − climoz Juillet− u (m.s−1) − s-climoz

Fig. IV.18.Idem que la figure (IV.17) pour le vent zonal. L’intervalle des contours est de 10 m.s−1. Les vents d’ouest sup´erieurs `a 30 m.s−1 sont colori´es en orange, les vents d’est inf´erieurs `a−40 m.s−1 en bleu.

Janvier − u (m.s−1) Juillet− u (m.s−1)

Fig. IV.19. Coupes latitude-pression du vent zonal (m.s−1) moyenn´e dans le temps et sur un cercle de latitude pour l’exp´erience de sensibilit´e au drag orographique pour les mois de janvier (gauche) et de juillet (droite). L’intervalle des contours est de 10 m.s−1. Les vents d’ouest sup´erieurs `a 30 m.s−1 sont colori´es en orange, les vents d’est inf´erieurs `a−40 m.s−1 en bleu.

aussi `a une d´egradation du jet d’ouest d’hiver dans l’h´emisph`ere sud, qui devient beaucoup trop fort, ce qui conduit `a des temp´eratures tr`es basses dans la stratosph`ere polaire (inf´erieures `a 180 K en moyenne pour le mois de juillet). L’effet est ainsi contrast´e et le r´eglage de ce param`etre, qui doit ´egalement garantir une circulation troposph´erique r´ealiste, n’est pas chose ais´ee.