IPCC_CNRM_IPSL_LaMet_v6.doc - UPMC

Simulation de l'évolution récente et future du climat
par les modèles du CNRM et de l'IPSL J-L Dufresne 1, D. Salas y Mélia2, S. Denvil3, S. Tyteca2, O. Arzel4, S.
Bony1 , P. Braconnot5, P. Brockmann5, P. Cadule3, A. Caubel5, F. Chauvin2,
M. Déqué2, H. Douville2, L. Fairhead1 , T. Fichefet4, M-A Foujols3, P.
Friedlingstein5, J.-Y. Grandpeix1, J.-F. Gueremy2, F. Hourdin1 , A.
Idelkadi1 , G. Krinner6, C. Levy7, G. Madec7, P. Marquet2, O. Marti5, I.
Musat1 , S. Planton2, J.-F. Royer2, D. Swingedow5, A. Voldoire2 1) Laboratoire de Météorologie Dynamique (LMD-IPSL), CNRS-UPMC, boite 99, 4
place Jussieu, 75252 Paris cedex 05
2) Centre National de Recherches Météorologiques (CNRM), Météo-France, 42
avenue Gaspard Coriolis , 31057 Toulouse Cedex 1
3) Institut Pierre-Simon Laplace (IPSL), CNRS-UPMC, boite 101, 4 place
Jussieu, 75252 Paris cedex 05
4) Institut d'Astronomie et de Géophysique G. Lemaître, Université
catholique de Louvain, 2 Chemin du Cyclotron, 1348 Louvain-la-Neuve,
Belgium
5) Laboratoire des Sciences du Climat et de l' Environnement (LSCE-IPSL),
CNRS-CEA, Bât. 709, Orme des Merisiers, 91191 Gif-sur-Yvette Cedex
6) Laboratoire de Glaciologie et Géophysique de l'Environnement (LGGE),
CNRS-UJF, 54 rue Molière , 38402 - Saint Martin d'Hères cedex
7) Laboratoire d'Océanographie et Climat: Expérimentation et Analyse
Numérique (LOCEAN-IPSL), CNRS-UPMC, boite 100, 4 place Jussieu, 75252
Paris cedex 05
Version révisée, 19/09/06 Résumé: Dans le cadre de la préparation du 4e rapport du Groupe
Intergouvernemental sur l'Evolution du Climat (GIEC) qui doit paraître
début 2007, les principales équipes de modélisation du climat de part le
monde ont réalisé un important exercice coordonné de simulation de
l'évolution du climat au cours du 20e et du 21e siècle. Nous présentons ici
les résultats obtenus par les modèles du CNRM et de l'IPSL, en évoquant les
progrès réalisés depuis le précédent rapport du GIEC. Nous replacerons
également nos résultats par rapport à ceux des autres modèles, et
indiquerons les résultats qui sont communs à l'ensemble des modèles et ceux
qui peuvent être différents. Recent and futur climate change as simulated by the CNRM and IPSL models
Abstract: In support of the Fourth Assessment Report of the
Intergovernmental Panel on Climate Change (IPCC) that should appear in
early 2007, modelling groups world-wide have performed a huge coordinated
exercise of climate change runs for the 20th and 21st century. In this
paper we present the results of the two french climate models, from CNRM
and IPSL. In particular we emphasise the progress made since the previous
IPCC report and we identify which results are comparable among models and
which strongly differ.
1- Des premiers concepts aux modèles complexes 1-1 Effet de sere et température de la Terre: les premières études
Au début du 19e siècle, Joseph Fourier formule les principes des lois
physiques régissant la température de surface de la Terre [Fourier, 1827].
Il établit que la température de surface s'ajuste pour équilibrer le bilan
d'énergie à la surface et que ce bilan est dominé par deux phénomènes,
l'absorption du rayonnement solaire (qui apporte de l'énergie) et les
échanges par rayonnement infrarouge (qui contrôle les pertes d'énergie vers
l'espace) [Bard 2004, Pierrehumbert 2004, Dufresne 2006]. Il en déduit que
tout changement des conditions de surface peut entrainer un changement du
climat: «L'établissement et le progrès des sociétés humaines, l'action des
forces naturelles peuvent changer notablement, et dans de vastes contrées,
l'état de la surface du sol, la distribution des eaux et les grands
mouvements de l'air. De tels effets sont propres à faire varier, dans le
cours de plusieurs siècles, le degré de la chaleur moyenne; car les
expressions analytiques comprennent des coefficients qui se rapportent à
l'état superficiel et qui influent beaucoup sur la valeur de la
température.»[1] De même un changement de l'énergie solaire incidente peut
changer le climat, ce qui inquiète Fourier et le conforte dans l'idée que
l'espace a une température suffisamment élevée pour atténuer ces éventuels
changements d'ensoleillement: «Dans cette hypothèse du froid absolu de
l'espace, s'il est possible de la concevoir, tous les effets de la chaleur,
tels que nous les observons à la surface du globe, seraient dus à la
présence du Soleil. Les moindres variations de la distance de cet astre à
la Terre occasionneraient des changements très considérables dans les
températures, l'excentricité de l'orbite terrestre donnerait naissance à
diverses saisons.»[2] Cette hypothèse d'une température de l'espace assez
élevée est aujourd'hui abandonnée (elle est estimée à 3K) et le rôle des
changements d'ensoleillement sur les variations du climat ne sera admis que
dans la seconde moitié du 20e siècle. J. Fourier évoque également le
piégeage du rayonnement infrarouge par l'atmosphère, ou effet de serre.
«C'est ainsi que la température est augmentée par l'interposition de
l'atmosphère, parce que la chaleur trouve moins d'obstacle pour pénétrer
l'air, étant à l'état de lumière, qu'elle n'en trouve pour repasser dans
l'air lorsqu'elle est convertie en chaleur obscure. »[3]
A partir de ces travaux fondateurs, de nombreuses études ont été menées
tout au long du 19e et du 20e siècle [cf. par ex. Bard 2004]. Svante
Arrhénius [1895] est le premier à avoir effectivement calculé l'effet d'une
augmentation ou d'une diminution de la concentration de CO2 sur les
températures de surface. Il a aussi émis l'hypothèse que les variations de
concentration de gaz pouvaient jouer un rôle moteur dans les variations
climatiques passées et futures. Mais les calculs radiatifs réalisés par
Arrhénius étaient très imprécis (et se révèlent aujourd'hui faux). C'est
seulement depuis la fin des années 1980 que l'on sait calculer précisément
les échanges par rayonnement à l'aide de codes de transfert radiatif et de
bases de données spectrales (pourvu que l'on spécifie les différents
constituants de l'atmosphère et de la surface: gaz à effet de serre,
nuages, aérosols, couverture neigeuse...). On peut aussi calculer
précisément l'effet d'une perturbation particulière (tel un changement de
la concentration d'un gaz) sur le bilan énergétique de l'atmosphère et de
la surface en supposant que toutes les autres caractéristiques de
l'atmosphère et de la surface restent fixées. La grandeur que l'on calcule
ainsi s'appelle le "forçage radiatif" d'une perturbation. A titre
d'exemple, pour un doublement de la concentration de l'atmosphère en CO2,
on obtient un forçage radiatif à la tropopause, pour une atmosphère
"moyenne" idéalisée et sans nuages de 5.48±0,07 W.m-2 [Collins et al,
2006]. Il reste une incertitude, mais on voit qu'elle est assez faible. En
moyenne sur le globe et sur l'année, et en tenant compte des nuages, on
obtient un forçage radiatif au sommet de l'atmosphère de 3.7±0.2 W.m-2.
Comme on s'intéresse aux variations lentes du climat, ce calcul du forçage
radiatif prend en compte l'ajustement en température de la stratosphère car
il est très rapide.
L'étape suivante est de déterminer l'effet de ce forçage radiatif sur la
température de la Terre. Une solution très simple est de calculer ce
changement de température en supposant que la température de l'atmosphère
et de la surface peuvent changer mais que
1. ce changement de température est le même en tous points de l'atmosphère
et de la surface
2. ce changement de température n'affecte que la loi d'émission du
rayonnement (ou loi d'émission du corps noir) mais ne modifie aucune
propriété physique de l'atmosphère ni aucun échange d'énergie autre que
ceux par rayonnement infra-rouge.
Ce calcul est assez précis car l'on connaît la loi du corps noir et que
l'on sait calculer les échanges radiatifs lorsque toutes les propriétés
radiatives sont connues. Toujours avec l'exemple d'un doublement de CO2, on
obtient un accroissement de température de 1,2±0.1°C avec les hypothèses
simplificatrices ci-dessus.
1-2 L'utilisation de modèles de climat
Dans la réalité, dès que l'on change le bilan d'énergie de la surface et de
l'atmosphère, toutes les variables climatiques (vent, humidité, nuages,
pluie, couverture neigeuse...) sont modifiées. Or ces variables influencent
fortement le bilan radiatif et induisent des processus de rétroaction. Une
perturbation (un changement des gaz à effet de serre, la présence
d'aérosols dus à une éruption volcanique...) modifie le bilan radiatif, ce
qui modifie la température de surface, le climat (notamment la vapeur
d'eau et les nuages), et en retour les échanges radiatifs eux-mêmes... Ces
rétroactions sont dites positives lorsqu'elles ont pour effet d'amplifier
les perturbations initiales, et dites négatives dans le cas contraire. Les
premières études prenant en compte ces rétroactions ont été effectuées à
l'aide de modèles radiatif-convectifs à une seule dimension verticale. Par
exemple, Manabe et Wetherald [1967] ont montré qu'avec leur modèle, le
réchauffement en surface du à un doublement du CO2 était de 1,3 °C lorsque
l'humidité absolue de l'atmosphère restait constante mais atteignait 2,4
m°C lorsque l'humidité relative restait constante. De nombreuses autres
études ont confirmé l'importance cruciale de ces mécanismes de rétroaction
sur l'amplitude du réchauffement climatique et leur forte dépendance à des
processus physiques complexes (et moins bien connus que le trans