Par PHILIPPE GACHON, Division des Sciences Océaniques, Institut Maurice Lamontagne, Ministère Pêches et Océans, 850 route de la Mer, Mont-Joli, Québec, Canada G5H 3Z4
Figure 1 : Variations de la concentration de CO2 dans l’atmosphère : a) de 1734 à 1983 à la station Siple (Antarctique de l’Ouest) reconstituées à partir d’une carotte de glace (Neftel et al., 1985); b) de 1958 à 1998 mesurées à Mauna Loa (Iles Hawaï; Keeling et al., 1982; Whorf et Keeling, 1998).
Depuis le milieu du 19ième siècle, alors que la concentration des gaz à effet de serre (GES) s’est accrue fortement (Fig. 1a), les observations montrent que les températures de l’air en surface ont augmenté de 0,5 °C en moyenne annuelle sur l’ensemble du globe (Fig. 2; Briffa et Jones, 1993; Jones et al., 1999). Toutefois, ce réchauffement n’est pas uniforme et varie d’un hémisphère à l’autre. Comme l’illustre la Fig. 2, les phases de réchauffement et de refroidissement intervenues au cours du 20ième siècle ne sont pas synchrones et de même amplitude entre la zone boréale et australe. En particulier, le réchauffement marqué au cours des années 1990 est beaucoup plus net dans l’hémisphère Sud, alors que dans l’hémisphère Nord, la variabilité des températures est plus élevée avec un réchauffement interrompu par quelques années de refroidissement. Par exemple, les températures plus basses des années 1992 et 1993 (par rapport à la normale 1961-1990) sont attribuées aux effets de l’éruption volcanique majeur du Mont Pinatubo, survenue en juin 1991 (Kelly et al., 1996; Parker et al., 1996). Ces effets ont principalement concerné l’hémisphère Nord.
Figure 2 : Anomalies de température moyenne annuelle de 1856 à 1999 par rapport à la normale 1961-1990 (en °C; d’après Jones et al., 1999) pour le globe, l’Hémisphère Nord (NH) et l’Hémisphère Sud (SH).
Malgré cette évolution synchrone observée entre l’accroissement des GES et des températures de l’air depuis le milieu du 19ième siècle, il est difficile de séparer l’effet d’origine anthropique, dû à l’augmentation des GES, et l’effet naturel, dû à la variabilité du système climatique, sur le réchauffement des températures de l’air. En comparant ce réchauffement à ceux survenus depuis 1000 ans ou plus (à partir des données de carottes de glace prises partout à travers le monde), correspondant donc à une période où l’effet anthropique était absent, il semble que les températures du 20ième siècle sont au moins aussi élévées qu'elles l'étaient durant certains siècles depuis 1400 (Houghton, 1997). Toutefois à certains sites, le 20ième siècle a été le plus chaud de tous les siècles depuis plusieurs milliers d’années. En définitive, compte tenu des connaissances actuelles sur la variabilité naturelle du climat, certains pensent que le réchauffement des derniers cent cinquante ans ne peut être uniquement d’origine naturelle et voient la manifestation de l’effet anthropique dû à l’accroissement des GES (Houghton, 1997; IPCC, 1996). D’autres scientifiques attribuent préférentiellement ce réchauffement à des changements dans les facteurs externes, notamment aux variations dans l’activité solaire (Friis Christensen et Lassen, 1991; Kerr, 1996).
Définition du climat
Le climat à la surface de la terre est modulé par deux grands groupes de paramètres, les facteurs externes et internes. Les facteurs externes sont constitués principalement par la radiation solaire, la sphéricité de la terre, les caractéristiques de l’orbite de la terre, la rotation de la terre autour de son axe et la répartition océan/continent à la surface de la terre. Les facteurs internes représentent les propriétés intrinsèques de l’atmosphère (composition, circulation, propriétés physiques), et celles des quatre autres réservoirs avec lesquels l’atmosphère interagit en permanence (i.e. l’hydrosphère, la cryosphère, la lithosphère et la biosphère définis dans l’encadré 1). Le système climatique est donc constitué d’une part, par les caractéristiques de l’insolation déterminées par les facteurs externes et qui fournissent l’énergie au système, et d’autre part, par des interactions complexes et non linéaires entre les cinq réservoirs naturels qui redistribuent cette énergie via des échanges de masse, de chaleur et de quantité de mouvement. À l’échelle humaine (du jour à plusieurs décennies), on peut considérer que les forçages1 externes sont fixes, en dehors des fluctuations diurnes et saisonnières de l’insolation en un lieu ou des variations de l’activité solaire. Par contre, à cette échelle, les facteurs internes sont sujets à des fluctuations importantes dans le temps et dans l’espace, contribuant ainsi à modifier sans cesse le climat.
| Encadré 1 L’hydrosphère correspond à l’ensemble de l’eau sous forme liquide distribué à la surface de la terre. Elle inclut les océans, les lacs, les rivières et les eaux souterraines. La cryosphère représente toutes les grandes masses de neige ou de glace à la surface de la terre. Elle inclut les inlandsis du Groenland et de l’Antarctique, ainsi que les glaciers continentaux et les surface enneigées, la glace marine et le permafrost. La lithosphère inclut le plancher océanique et les continents dont la topographie affecte la circulation atmosphérique. La biosphère comprend la végétation terrestre, la faune continentale ainsi que la faune et la flore océanique. |
Au sens traditionnel du terme, le climat est défini comme étant un état moyen de l’atmosphère associé à des conditions moyennes dans l’océan, la cryosphère, la végétation, etc, et calculé sur un intervalle de 30 ans (déterminé par l’Organisation Météorologique Mondiale). La référence à cet état stable moyen, appelé normale climatologique, nous aide à évaluer les différences relatives ou les anomalies au cours d’un temps donné (jours, mois, années, décennies,….). Avant d’aller plus loin, précisons les distinctions à faire entre les notions de temps météorologique et de climat. L’étude du temps concerne la description instantanée et détaillée de l’état de l’atmosphère et de l’évolution au jour le jour des systèmes météorologiques. Le climat peut quant à lui être considéré comme le temps moyen, caractérisé par une description de sa variabilité et des événements extrêmes. Les variables nécessaires à la caractérisation du temps sont également utilisées dans l’étude du climat. Les lois physiques de conservation de la masse, de l’énergie et de la quantité de mouvement, qui forment les principes physiques de base pour l’étude du comportement instantané de l’atmosphère, sont essentiellement les mêmes que celles nécessaires à l’étude du climat. Cependant, les applications de ces équations à l’étude du temps ou de la prévision météorologique et à celle du climat sont différentes.
Dans la prévision météorologique, le comportement de l’atmosphère peut être considéré comme relativement indépendant des conditions qui agissent aux limites de l’atmosphère. Par exemple, les fluctuations, sur une période de plusieurs jours à une semaine, de la température de surface de l’océan ou de la couverture de neige ou de glace marine peuvent être négligées. Toutefois, ces changements peuvent graduellement affectés la basse atmosphère, par exemple via les échanges de chaleur et d’humidité avec la surface modifiant ainsi les bilans énergétiques en surface et les caractéristiques de température, d’humidité et de vent de la basse atmosphère. Ils peuvent donc devenir importants lorsque l’on veut étudier le climat et sa variabilité. Par conséquent, dans les études climatiques, il est nécessaire de considérer non seulement les effets des facteurs internes et de leur évolution mais également les interactions complexes entre l’atmosphère, les différents réservoirs (définis à l’encadré 1) et les facteurs externes. En particulier, l’étude du climat doit prendre en considération les nombreux processus de rétroactions positives ou négatives qui se réalisent entre les différentes composantes du système. En effet, les mécanismes de rétroactions agissent comme des contrôles internes du système climatique et résultent d’un couplage particulier ou d’un ajustement mutuel entre deux ou plusieurs sous systèmes. Ils peuvent s’exercer entre eux pour amplifier (rétroaction positive) ou réduire (rétroaction négative) la réponse finale du système aux changements dans les facteurs internes ou externes.
Les modèles climatiques : du global au régional
Dès le début du 20ième siècle, malgré la difficulté de tenir compte de toutes les composantes du climat ainsi que des interactions et rétroactions au sein de l’atmosphère, un chercheur anglais eu l'idée d'utiliser les équations de la mécanique des fluides pour prévoir l'évolution de l'atmosphère. En effet, dans les années 1920-1922, L.F. Richardson tenta le premier de résoudre numériquement les équations différentielles appropriées afin de produire une prévision météorologique de six heures. Par manque de moyen de calcul, le résultat fut décevant mais son expérience fut profitable aux générations suivantes. Dans les années quarantes, dès que furent inventés les premiers ordinateurs, J. Charney et al. (1950) reprirent les travaux de Richardson, afin de résoudre numériquement les équations météorologiques simplifiées. Ensuite, dans les années 1960, deux équipes abordèrent l'étude de l'écoulement atmosphérique dans sa dimension climatique. L’équipe du GFDL (Geophysical Fluid Dynamics Laboratory) avec J. Smagorinski et S. Manabe, et celle de l’UCLA (University of California à Los Angeles) avec Y. Mintz et A. Arakawa travaillèrent sur des paramétrisations physiques plus sophistiquées et supprimèrent certaines approximations afin d’utiliser les modèles atmosphériques à toutes les latitudes. Mais ce n'est qu'au cours des années soixante dix et quatre vingt, que le développement des modèles de circulation générale (MCG) de l’atmosphère se généralise. Ces MCG de première génération incorporent la plupart des processus essentiels au maintien de la circulation générale de l’atmosphère. Ils reposent sur des équations mathématiques qui permettent de décrire les processus dynamiques, liés à l’écoulement atmosphérique, et aux processus physiques, liés aux échanges de masse, d’énergie et de quantité de mouvement dans l’atmosphère et à l’interface atmosphère/océan, atmosphère/glace marine et atmosphère/biosphère. Ces équations sont issues des lois fondamentales de la mécanique des fluides et de la thermodynamique, ainsi que de formulations empiriques pour représenter certains processus physiques.
Au cours de la dernière décennie, l’amélioration de la puissance de calcul des ordinateurs a permis de réaliser plus couramment des simulations de plusieurs décennies et utilisant des résolutions2 horizontales et verticales plus élevées qu’auparavant. Ces simulations ont tout d’abord été limitées à l'écoulement atmosphérique et ont par la suite associé l’atmosphère et l’océan (couplage entre l’atmosphère, l’océan, et la glace marine). Tous ces modèles ont été développés pour la prévision météorologique à courte échéance (quelques jours) ou pour des simulations climatiques à moyen et long terme (quelques mois à plusieurs décennies ou milliers d’années). Actuellement, les modèles de prévision utilisent des résolutions horizontales et verticales plus élevées que les modèles climatiques3 , car ces derniers sont intégrés sur des périodes de temps beaucoup plus longues ce qui nécessiterait donc beaucoup trop d’heures de calcul s’ils possédaient des résolutions équivalentes aux modèles de prévision.
L’utilisation des MCG permet de reproduire la circulation atmosphérique à grande échelle et ainsi de simuler les principales caractéristiques de la distribution et de l’évolution du climat à la surface du globe. Toutefois, compte tenu de la faible résolution horizontale des modèles climatiques (autour de 350-450 km), les MCG ne peuvent pas représenter adéquatement certains processus climatiques, en particulier les processus hydrologiques (IPCC, 1992), ou reliés aux échanges atmosphère/océan en bordure des zones côtières. La prise en compte appropriée de ces processus nécessite une plus haute résolution horizontale, avec une définition plus précise des bassins versants des rivières, ou du tracé des zones côtières, des masses d’eau, etc. Or, les contraintes de temps de calcul ne permettent pas à ces modèles d’être intégrés avec des résolutions plus élevées. En effet, si on désire réaliser des simulations sur des échelles de temps suffisantes pour que ces données aient une représentativité climatologique4 , il est encore impossible d’atteindre des résolutions plus élevées que 350 km pour des simulations sur tout le globe, compte tenu de la puissance actuelle des ordinateurs. Cependant, la plupart des effets climatiques régionaux ou locaux, liés par exemple à la topographie, aux types de sol ou à la végétation d’une région, ne peuvent pas être correctement pris en compte par les MCG avec de telles résolutions.
Afin d’améliorer le climat simulé d’une région, une approche complémentaire fut développée dans les années quatre-vingts, consistant à augmenter la résolution dans un modèle ne couvrant qu’une partie de la surface du globe. Ces modèles à aire limitée, nommé communément modèles régionaux (ou MRC, modèle régional de climat), nécessitent des données à l’extérieur du domaine d’intégration (informations nécessaires aux frontières de la grille de calcul). Ces données peuvent être fournies soit par un MCG, soit par des observations disponibles. Les MRC utilisent les mêmes principes physiques de base que les MCG, mais avec une résolution horizontale de 10 à 30 fois plus élevée (de 50 à 10 km environ). Par exemple, on peut noter sur la Fig. 3 l’amélioration de la définition du tracé continent/océan ou océan/glace marine lorsqu’on passe d’une résolution horizontale de 350 à 15 km. En particulier, dans la région du Golfe du Saint-Laurent, l’augmentation de la résolution permet d’améliorer la définition du contour de côtes et de prendre en considération l’effet de l’estuaire et du Nord-Ouest du Golfe du Saint-Laurent sur le climat local et régional.
Les scénarios de changement climatique des modèles globaux
Une des principales raisons qui ont été à l’origine du développement rapide des modèles climatiques (MCG et MRC) est de déterminer l’effet de l’augmentation des GES, sur l’évolution du climat au cours du 21e siècle. Il existe actuellement un consensus parmi la majorité des scientifiques sur le réchauffement de l’atmosphère prévu par les MCG (rapport IPCC, 1996), dû à l’augmentation des gaz comme le CO2 ou le CH4. Ce consensus s’accompagne toutefois d’une large incertitude quant à l’ampleur de l’accroissement de température d’ici 2100. D’une part, les scénarios proposés par les MCG dépendent, de façon intrinsèque, des hypothèses quant à l’augmentation de ces gaz dans le futur, selon les prévisions de la croissance économique et démographique dans le monde. D’autre part, l’effet ou non combiné des GES et des aérosols (suplhatés surtout) peut modifier les projections de réchauffement des MCG. Si on reprend l’exemple, cité précédemment, de l’effet théorique du doublement de la concentration de CO2 (avec une augmentation graduelle du CO2) et en ignorant l’effet des aérosols, l’augmentation de température prévue par les MCG est de 0,8°C vers 2030 environ (en moyenne annuelle sur tout
Figure 3 : Masque terre/océan/glace marine (teinte gris foncé/gris clair/blanc respectivement) sur la côte Est américaine (grille centrée sur le Golfe du Saint Laurent) : a) dans un MCG avec une résolution horizontale de 350 km; b) dans le modèle MRC canadien développé à l’UQAM (Caya et Laprise, 1999; Caya, 1996) avec une résolution horizontale de 15 km.
le globe) par rapport à 1990 (environ de 1,6°C par rapport à la période pré-industriel; IPCC, 1996). Toutefois, en incorporant l’effet des aérosols à ceux des GES (augmentation graduelle des aérosols depuis 1990), le réchauffement prévu est seulement de 0,5°C (Houghton, 1997). La Fig. 4 illustre les différents scénarios produits par les MCG quant à l’augmentation de température de 1850 à 2100 par rapport à la normale 1961-1990, selon le scénario IS92a de l’IPCC (IPCC, 1996), en tenant compte de l’augmentation progressive des GES seulement (panneau a) et de l’accroissement de ces gaz combiné à celui des aérosols (panneau b). Comme suggéré dans le rapport de l’IPCC (1996), l’ensemble des MCG simule une réduction du réchauffement lorsque les modèles incorporent l’effet des aérosols. Globalement, le meilleur taux estimé de l’augmentation des températures au cours du 21ième siècle est de 0,2°C/décennie en moyenne globale. Ce réchauffement peut paraître faible au regard du changement de température au jour le jour, ou tout au long de l’année, ou aux variations de 5 à 6°C (en moyenne annuelle sur tout le globe) apparut au milieu du petit âge glaciaire par rapport aux périodes antérieure et postérieure. Toutefois, ce taux de 0,2°C/décennie est une moyenne annuelle sur tout le globe et il correspond au plus haut taux de réchauffement jamais enregistré depuis les derniers 10 000 ans, si on le compare à l’évolution des températures reconstituées à partir de multiples données historiques et paléoclimatiques (cf fig. 6.3 p.96, Houghton, 1997).
À l’image des variations de température observées depuis le milieu du 19e siècle, citées précédemment (Fig. 2), le réchauffement climatique simulé par les MCG au cours du 21ième siècle n’est pas homogène à la surface de la terre, comme l’illustre la Fig. 5 issue d’une simulation du MCG canadien selon le scénario décrit à la Fig. 4b. Il varie fortement régionalement et au cours de l’année. De plus, en raison de la plus faible capacité thermique du continent par rapport à l’océan qui possède une plus grande inertie thermique, les changements de température sont plus marqués et plus rapides au-dessus du continent. Ils varient également fortement selon la latitude, en particulier selon la présence ou non de glace marine. Les changements de température selon la saison et la région peuvent se résumer ainsi (Houghton, 1997) :
Forces et faiblesses des modèles climatiques comme outils de décision
Les changements de température simulés par l’ensemble des MCG doivent cependant être évalués selon la capacité de chaque modèle à reproduire avec précision la réalité du climat actuel et sa variabilité, notamment dans les hautes latitudes boréales où le réchauffement prévu est le plus important (Fig. 5). Récemment, des études ont permis de tester la capacité des modèles couplés de circulation générale à reproduire le climat actuel, dans le cadre du programme CMIP (Coupled Model Intercomparison Project). La plupart des modèles reproduisent relativement bien le cycle saisonnier des températures de l’air près de la surface (Covey et al., 1999), mais les disparités régionales entre les modèles sont très importantes. Barnett et al. (1999) montrent que la variabilité interne de chaque modèle est considérablement disparate et que celle-ci est plus faible que la variabilité entre les modèles, comme on peut le voir sur les Figs 4a et b. D’autre part, Battisti et al. (1997) suggèrent que la plupart des MCG utilisés pour évaluer le changement climatique sous-estime artificiellement la variabilité naturelle du climat Arctique, là où les MCG prévoieraient le plus fort réchauffement notamment en hiver. D’une manière générale, les modèles globaux couplés ou non présentent encore des erreurs systématiques dans la simulation du climat actuel dans les régions polaires, en particulier au-delà de 60°N (Tao et al., 1995; Tao et al., 1996).
Figure 5 Différences de température moyenne annuelle entre la période 2041-2060 et celle de référence 1971-1990, simulées par le MCG canadien (Flato et al., 2000; Boer et al., 2000) avec augmentation du forçage dû aux gaz à effet de serre et aux aérosols (même scénario que la Fig. 4b). La légende de couleur indique les écarts de température en oC.
Une partie des écarts entre le climat actuel simulé par les MCG et le climat observé serait attribuable aux processus physiques de surface (au-dessus du sol continental et de la glace marine) représentés de façon inadéquate dans les modèles, ainsi qu’à la faible résolution horizontale des MCG. Par exemple, Walsh et Chapman (2000) montrent que le MCG du GFDL simule relativement bien la décroissance observée du couvert de glace marine dans l’Arctique durant la période 1922-1997, en moyenne annuelle. Par contre, de grandes différences apparaissent à l’échelle régionale et saisonnière entre le modèle et les observations. Le modèle simule une plus forte décroissance de la glace marine arctique en hiver qu’en été, alors que l’on observe l’inverse dans les données (plus forte diminution de la glace marine en été qu’en hiver dans les observations). Donc, même si le modèle reproduit relativement bien les changements moyens annuels de la couverture de glace marine sur l’ensemble du bassin Arctique, de fortes divergences régionales et saisonnières existent entre les simulations et les observations. Cela signifie que le modèle simule à peu près correctement la variation annuelle moyenne du couvert de glace arctique, mais pas forcément pour les bonnes raisons. En effet, les processus physiques à l’origine des fluctuations dans l’extension et l’épaisseur du couvert de glace (interactions et rétroactions entre l’atmosphère et l’océan de surface) varient beaucoup selon la saison, surtout entre l’hiver et l’été. L’hiver correspond à la période d’accrétion et d’extension du couvert de glace, alors que l’été est une période d’ablation et de retrait de la glace. En hiver, la quasi absence d’insolation, conjuguée à une perte énergétique extrême à la surface de l’océan ainsi qu’à des forçages atmosphériques généralement plus intenses qu’en été, constituent des facteurs qui modifient profondément les mécanismes d’interactions et de rétroactions à l’interface océan/atmosphère à l’origine de l’évolution saisonnière du couvert de glace. Par ailleurs, durant la saison estivale, la couverture nuageuse détermine en grande partie le bilan énergétique à la surface de l’océan, ainsi que les mécanismes de fonte de la glace. Une mauvaise représentation de la couverture nuageuse dans les modèles s’avère critique pour bien reproduire le climat estival des régions polaires (IPCC, 1992).
Par ailleurs, comme nous l’avons vu précédemment à propos de la répartition terre/océan des MCG, un modèle possédant une maille de 350 km dans l’horizontale ne peut également pas représenter correctement les chaînes de montagnes. Par exemple, dans les MCG, les montagnes Rocheuses apparaissent généralement comme une chaîne qui prend la forme d’un relief rond et lisse, qui ne dépasse guère 1 500 mètres de hauteur. Or, comme on le sait, le relief a une grande importance dans la circulation atmosphérique, car il ralentit ou bloque souvent le déplacement des systèmes météorologiques. La mauvaise représentation de la distribution et de l’altitude de ces montagnes génère un biais systématique dans les MCG qui simulent des dépressions qui pénètrent vers l’Ouest du bassin Arctique en plus grand nombre que dans les observations. L’apport d’air chaud associé à ces systèmes météorologiques est plus important dans les MCG en hiver, que dans les données observées de cette région. Par conséquent, la distribution régionale des températures et la variabilité climatique de ce secteur de l’Arctique sans trouve affectés, contribuant ainsi à augmenter les différences entre le climat simulé par les MCG et celui issu des observations dans cette région.
L’étude de Walsh et Chapman (2000) suggère donc d’améliorer les paramétrisations physiques des MCG liées aux interactions atmosphère/océan/glace marine. Ces améliorations sont d’autant plus importantes que la glace marine et ses variations jouent un rôle primordial dans les changements de température dans les bas niveaux de l’atmosphère, surtout en hiver. En effet, comme l’illustre la Fig. 6, l’absence de glace marine dans le Golfe du Saint-Laurent favorise une augmentation des températures de l’air près de la surface, qui peut atteindre de 3 à 8°C en moyenne sur sept jours de simulation dans des conditions hivernales. La chaleur dégagée par l’océan de surface en l’absence de couverture de glace (ou en présence de glace mince) est responsable de ce réchauffement important des températures de l’air. En définitive, l’amplification du réchauffement prévu par les MCG au cours du 21e siècle dans les hautes latitudes de l’hémisphère Nord (Fig. 5) est justement reliée à ces mécanismes d’interactions et de rétroactions entre la glace et l’atmosphère. En particulier, les rétroactions positives entre l’augmentation de température, due à l’accroissement de l’effet de serre, et la réduction du couvert de glace marine sont en grande partie responsables de cette amplification du réchauffement Arctique.
En résumé, l’ensemble de ces résultats suggère que les MCG, outre la faiblesse de leur résolution, améliorent les paramétrisations physiques à l’interface surface/atmosphère et dans certains processus liés aux nuages et à leur formation, afin de mieux représenter la variabilité et la distribution des climats à l’ échelle régionale, notamment dans le bassin arctique. Or, cette dernière région est une zone primordiale dans l’équilibre climatique de l’hémisphère Nord car elle constitue la principale région de perte d’énergie (puit d’énergie dû principalement à la faiblesse de l’insolation et à la présence de la glace marine à la surface de l’océan) du climat boréal. Par conséquent, elle joue un rôle fondamental dans les gradients latitudinaux de température entre les basses et les hautes latitudes de l’hémisphère Nord, déterminant ainsi en partie les caractéristiques de la circulation atmosphérique boréale.
Une des solutions préconisées par l’IPCC (1992) pour réduire les écarts entre le climat réel et celui simulé par les modèles, ou d’augmenter la capacité des modèles à simuler le climat à l’échelle régionale, est de recourir aux modèles régionaux. En effet, en plus d’augmenter la définition de la répartition terre/océan/glace marine et la topographie, les MRC permettent de tenir compte des processus qui se réalisent à des échelles inférieures aux échelles de la grille de calcul d’un MCG, en particulier des effets de l’englacement régional sur l’atmosphère notés à la Fig. 6. En raison de leur plus haute résolution, ils peuvent produire des simulations qui peuvent bénéficier plus facilement que les MCG de la comparaison avec des données locales et régionales in situ, prises dans l’atmosphère ou dans l’océan. Ainsi, ceci constitue un facteur d’amélioration de la paramétrisation des processus d’échanges de masse, d’énergie et de quantité de mouvement entre la surface et l’atmosphère, à l’origine de certains biais cités précédemment entre le climat simulé par les MCG et le climat observé des régions arctiques. En résumé, les facteurs régionaux à l’origine de certaines fluctuations des conditions climatiques de la basse atmosphère et de l’océan de surface, en présence ou non de glace marine, peuvent ainsi être mieux pris en compte dans les modèles à plus haute résolution.
Figure 6 : Différences de température de l’air près de la surface moyennée sur une période de sept jours (du 1er au 8 Janvier 1990) entre une simulation du MRC canadien (Caya et Laprise, 1999) avec une absence complète de glace marine dans le Golfe du Saint Laurent et une autre simulation du MRC avec une couverture complète de glace marine dans le Golfe (comme présentée à la Fig. 3b). La légende de couleur est à intervalle de 1°C.
Les MRC constituent donc un outil complémentaire au MCG en vue de proposer des scénarios de changement climatique au cours du 21e siècle. Toutefois, la performance de ces modèles à plus haute résolution est également conditionnelle à la capacité des MCG à reproduire la circulation générale de l’atmosphère et le climat global en accord avec les observations, car l’information aux frontières de la grille du MRC provient des simulations du MCG (si on utilise ces deux modèles pour établir des scénarios de changement climatique). Par conséquent, l’amélioration de ces deux outils numériques doit se faire en parallèle afin de combiner efficacement et judicieusement une approche globale et régionale, visant à mettre au point des outils de décisions et de recherche sur le devenir de notre climat. Quoi qu’il en soit, les modèles numériques globaux et régionaux constituent l’unique alternative pour l’étude des changements climatiques à venir.
Pour l’instant, les résultats obtenus par les modèles quant au changement climatique futur restent liés à des difficultés à dresser un portrait précis des fluctuations à venir, notamment à l’échelle régionale. Mais, les progrès constants apportés aux modèles ces dernières années (couplage entre l’atmosphère, l’océan et la glace marine, et des modèles de végétation et du cycle hydrologique à la surface du sol et dans le sol, amélioration de la microphysique des nuages, prise en compte de l’effet des aérosols,….) ont permis de reproduire plus fidèlement le climat et sa variabilité actuelle. Ils améliorent ainsi notre capacité à prévoir le climat à venir, même si beaucoup reste encore à faire. Les difficultés rencontrées révèlent simplement l’importante complexité du milieu naturel, notamment lorsqu’il s’agit d’incorporer les composantes essentiels à la variabilité interne du climat. En particulier, la représentation adéquate du climat des zones polaires représente un défi de taille pour la communauté scientifique, car ce sont des régions où les interactions surface/atmosphère jouent un rôle fondamental dans les caractéristiques de la circulation atmosphérique et océanique. Or, comme nous l’avons vu, la prise en compte appropriée de ces interactions dans les MCG ou les MRC nécessite des composantes atmosphérique, océanique, de glace marine et de surface continentale (ruissellement de surface et végétation surtout) bien définies, puisque chaque sous- système dépend de façon intime du comportement des autres. De plus, ces régions sont éloignées et difficiles d’accès en raison notamment de la rigueur du climat qui y règne. Elles possèdent donc des observations directes fiables que sur des périodes relativement récentes, mis à part les données proxy provenant essentiellement des carottes de glace prélevées dans les Inlandsis Groenlandais ou de l’Antarctique. Cette inaccessibilité rend également difficile et monétairement coûteux les campagnes de mesure.
Conscient du rôle que peuvent jouer les hautes latitudes comme indicateur de changement climatique et comme mesure de l’ampleur des changements à venir, surtout la glace marine ou les glaciers continentaux, le conseil du WCRP (World Climate Research Program) vient d’élaborer un nouveau programme, le programme scientifique CLIC (Climate and Cryosphere). Ce programme a pour but d’entreprendre et de coordonner l’ensemble des initiatives requises pour des études intégrées complètes sur l’effet et la réponse de la cryosphère au changement climatique (WCRP, 2000). Ce programme scientifique très ambitieux doit ainsi permettre de développer des recherches intégrées dans des régions concernées par la couverture saisonnière ou annuelle de la glace (sous toutes ses formes) et de la neige à la surface de la terre, en particulier les hautes latitudes. Il représente une nouvelle opportunité pour un accès amélioré à des sources de données satellitaires, ou in-situ. Cet accroissement de la qualité et de la quantité de données observées est, comme nous l’avons signalé précédemment, intimement associé à l’amélioration de la modélisation hydrologique et climatique, sur des échelles très variables allant du local (à l’échelle du bassin versant), au régional et au global. Cette nouvelle initiative en matière de recherche scientifique confirme donc l’intérêt croissant que porte la communauté scientifique aux régions où les changements climatiques à venir pourraient être les plus importants de tout le globe. Elle représente ainsi une occasion de compléter nos connaissances encore partielles des mécanismes liés au climat et à sa variabilité dans les hautes latitudes, tout en améliorant notre capacité à anticiper les changements environnementaux futurs.
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3La résolution typique des modèles de prévision est de 100 km dans l’horizontale, voire même autour de 30 km sur certaines régions du globe dans les modèles à grille variable (résolution plus élevée sur une partie du globe seulement). 4Typiquement de l’ordre de 30 ans d’après les recommandations de l’Organisation Météorologique Mondiale.