Description des expériences de sensibilité

Comme nous l'avons dit précédemment, plusieurs études de sensibilité de la circulation atmosphérique à la neige sibérienne d'automne ont été réalisées, avec le modèle ECHAM3 du MPI et le modèle AM2/LM2 du GFDL. En accord avec les observations, toutes ont identifié une relation inverse entre la quantité de neige sur la Sibérie en automne et la phase de l'AO l'hiver suivant (excédent de neige suivi du mode AO-). Avant de présenter nos expériences, voici un point rapide sur les méthodologies et les résultats obtenus:

• Modèle ECHAM3: la première expérience de Gong et al. (2003a) a consisté à réaliser une paire

de 20 simulations avec TSM climatologiques. Ces deux ensembles diffèrent par l'étendue de neige sur la Sibérie. Pour insérer des anomalies réalistes, les auteurs utilisent les étendues de couverture NSIDC des années extrêmes 1976/77 (excédent de neige) et 1988/1989 (déficit de neige). Ils imposent les anomalies de neige de septembre à février et comparent la réponse de l'atmosphère entre leurs deux expériences. Le mécanisme évoqué par Saito et al. (2001) est retrouvé: le forçage de neige refroidit fortement l'atmosphère de surface localement, et renforce l'activité des ondes stationnaires sur la Sibérie. Ces ondes se propagent ensuite à travers la troposphère, affaiblissent le vortex polaire, et transforment le signal régional en un signal hémisphérique. Les anomalies stratosphériques se propagent vers la surface durant l'hiver, modulant la phase de l'AO. Ce mécanisme est en accord avec la théorie d'interaction entre les ondes stationnaires et le flux moyen (Charney et Drazin 1961), ainsi qu'avec les

Chapitre 4. Expériences de sensibilité avec ARPEGE-Climat

d'ondes stationnaires (cf figure 10a), l'anomalie de surface engendrée par la neige ne se propage pas vers la stratosphère comme sur la Sibérie. L'importance de l'orographie est également cruciale: la suppression artificielle des montagnes sur la Sibérie centrale et orientale affaiblit l'activité des ondes stationnaires sur cette région et la réponse du modèle aux anomalies de neige (Gong et al. 2004a). Finalement, Gong et al. (2004b) montrent que si l'effet radiatif des anomalies de couverture de neige en automne est nécessaire pour retrouver la réponse du modèle, cette réponse est affaiblie si l'on supprime les anomalies de profondeur de neige. Il semble donc que l'effet isolant des hauteurs de neige permette de maintenir le forçage durant l'hiver et ainsi de moduler plus significativement l'AO.

• Modèle AM2/LM2: l'étude de Fletcher et al. (2007) s'appuie sur deux ensembles de 100

membres avec TSM climatologiques. Les deux expériences sont conduites du 1er _{octobre au 31}

décembre. La première intègre un forçage affaibli de neige, la masse de neige étant maintenue à sa valeur du 1er _{octobre durant toute l'intégration. Pour la deuxième, une anomalie de 100}

kg/m² est ajoutée à la climatologie de neige sur la Sibérie, et est maintenue constante durant toute la simulation à chaque pas de temps du modèle. Ils retrouvent la réponse de l'AO au forçage de neige, selon un mécanisme similaire à celui proposé par Gong et al. (2003a) mettant en jeu la propagation d'ondes stationnaires et le couplage troposphère/stratosphère.

Pour notre étude, nous avons choisi de forcer le modèle avec la même anomalie que Fletcher et al. (2007), soit 100 kg/m² imposés à la climatologie du modèle sur la Sibérie (domaine 60E/140E-40N/80N, voir figure 11).

Ce protocole simple permet de nous comparer facilement à leurs résultats, et de tester ainsi la sensibilité du lien neige-AO au modèle utilisé. En complément de l'expérience avec la perturbation imposée tout le long de la saison, nous avons choisi de réaliser une expérience avec initialisation de la neige au 1er _{octobre. Nous pourrons ainsi discuter de deux aspects: la sensibilité aux}

conditions initiales de neige, et la sensibilité aux conditions aux limites. En supposant une densité moyenne de 250 kg/m3_{, cette perturbation représente une anomalie de 40 cm de hauteur de neige.}

Les hauteurs moyennes en hiver (DJF) sur la Sibérie sont ainsi d'environ 60 cm dans les expériences avec relaxation de la neige, et d'environ 40 cm pour celles avec neige initialisée. Ce forçage n'est pas irréaliste au regard des valeurs climatologiques des hauteurs observées en hiver (autour de 40 cm dans les données HSDSD, voir figure 7 de Peings et Douville 2009).

Chapitre 4. Influence de la neige sur la variabilité extratropicale d'hiver

Ces deux types d'expériences de sensibilité ont été conduites avec et sans nudging de la stratosphère équatoriale, ce qui nous donne 4 expériences différentes. Chaque ensemble est constitué de 50 membres réalisés avec TSM climatologiques, et initialisés selon les conditions atmosphériques d'un des cinquante 1er _{octobre de son expérience de contrôle. La perturbation de}

neige est ajoutée sur un état de base de la neige climatologique issu de l'expérience CTN2. Chaque membre démarre donc avec des conditions de neige strictement identiques. Nos quatre simulations d'ensemble seront dénommées de la façon suivante par la suite:

• SIA (« Snow Initial Anomaly ») • SBA (« Snow Boundary Anomaly »)

• SIAN (« Snow Initial Anomaly with Nudging ») • SBAN (« Snow Boundary Anomaly with Nudging »)

La table suivante résume les caractéristiques de chacune de ces expériences:

Nom de

l'expérience Contrôle Nudging équatorial Description SIA

CTL NON

Anomalie initiale de 100 mm sur la Sibérie au 1er

Octobre.

SBA Anomalie constante de 100 mm sur la Sibérie au 1_Octobre. er

SIAN

CTLN OUI

Anomalie initiale de 100 mm sur la Sibérie au 1er

Octobre.

SBAN Anomalie constante de 100 mm sur la Sibérie au 1_Octobre. er

Table 2. Description des expériences de sensibilité de la variabilité extratropicale à la neige sibérienne d'automne.