Home

Chapitre 5 - Les thèses en ligne de l`INP

1. Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 1 Motivations et protocole exp rimental Comme il a t montr dans le chapitre 3 la relaxation de la stratosph re extra tropicale vers les r analyses du CEPMMT apporte un b n fice important par rapport au seul forcage oc anique tant sur l tat moyen que sur la variabilit troposph rique a diff rentes chelles La relaxation de la stratosphere quatoriale permet quant a elle d augmenter de facon plus modeste la variabilit stratosph rique hivernale qui conduit a une r ponse de la variabilit en surface se projetant sur une structure de type AO De plus l tude des hivers 1976 1977 et 2009 2010 dans le chapitre 4 a confirm l importance d une stratosphere extra tropicale r aliste pour la repr sentation du signal saisonnier NAO et des anomalies de temp rature en surface sur l Europe via le couplage dynamique stratosph re troposph re pour des conditions stratosph riques polaires marqu es par l occurrence de r chauffements stratosph riques soudains RSS Ces r sultats nous incitent pousser plus loin nos travaux sur la possibilit d am lioration de la pr visibilit hivernale du mod le ARPEGE Climat en tentant de mieux repr senter la stratosphere notamment via une meilleure r solution verticale Certaines tudes font en effet l hypoth s
2. 129 11 2746 2760 doi 10 1175 1520 0493 2001 129 lt 2746 EOARTE gt 2 0 CO 2 Scaife A A N Butchart C D Warner D Stainforth W Norton and J Austin 2000 Realistic quasi biennial oscillations in a simulation of the global climate Geophys Res Lett 27 21 3481 3484 doi 10 1029 2000GL011625 Scaife A A J R Knight G K Vallis and C K Folland 2005 A stratospheric influence on the winter NAO and North Atlantic surface climate Geophys Res Lett 32 18 L18715 doi 10 1029 2005GL023226 Scaife A A and J R Knight 2008 Ensemble simulations of the cold European winter of 2005 2006 Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 134 636 1647 1659 doi 10 1002 qj 312 165 Scott R K and P H Haynes 2002 The Seasonal Cycle of Planetary Waves in the Winter Stratosphere Journal of the Atmospheric Sciences 59 4 803 822 doi 10 1175 1520 0469 2002 059 lt 0803 TSCOPW gt 2 0 CO 2 Seager R Y Kushnir J Nakamura M Ting and N Naik 2010 Northern Hemisphere winter snow anomalies ENSO NAO and the winter of 2009 10 Geophys Res Lett 37 14 L14703 doi 10 1029 2010GL043830 Shaw T A J Perlwitz and N Harnik 2010 Downward Wave Coupling between the Stratosphere and Troposphere The Importance of Meridional Wave Guiding and Comparison with Zonal Mean Coupling Journal of Climate 23 23 6365 6381 doi 10 1175 2010JCLI3804 1 Shiogama H and H Mukougawa 2005 In
3. S Crooks C Pascoe S Sparrow and M Palmer 2004 Solar and QBO influences on the timing of stratospheric sudden warmings Journal of the atmospheric sciences 61 23 2777 2796 158 Hardiman S C N Butchart S M Osprey L J Gray A C Bushell and T J Hinton 2010 The Climatology of the Middle Atmosphere in a Vertically Extended Version of the Met Office s Climate Model Part I Mean State Journal of the Atmospheric Sciences 67 5 1509 1525 doi 10 1175 2009JAS3337 1 Hardiman S C N Butchart T J Hinton S M Osprey and L J Gray 2012 The effect of a well resolved stratosphere on surface climate Differences between CMIP5 simulations with high and low top versions of the Met Office climate model Journal of Climate 120514080752004 doi 10 1175 JCLI D 11 00579 1 Hartley D E J T Villarin R X Black and C A Davis 1998 A new perspective on the dynamical link between the stratosphere and troposphere Nature 391 6666 471 474 doi 10 1038 35112 Hartmann D L and E Lo 1998 Wave Driven Zonal Flow Vacillation in the Southern Hemisphere Journal of the Atmospheric Sciences 55 8 1303 1315 doi 10 1175 1520 0469 1998 055 lt 1303 WDZFVI gt 2 0 CO 2 Hartmann D L J M Wallace V Limpasuvan D W J Thompson and J R Holton 2000 Can ozone depletion and global warming interact to produce rapid climate change PNAS 97 4 1412 1417 doi 10 1073 pnas 97 4 1412 Haynes P H M
4. Shibata S Pawson J E Nielsen and D Rind 2007 A new look at stratospheric sudden warmings Part II Evaluation of numerical model simulations Journal of climate 20 3 470 488 Charney J G and P G Drazin 1961 Propagation of Planetary Scale Disturbances from the Lower into the Upper Atmosphere Journal of Geophysical Research 66 1 83 109 doi 10 1029 JZ066i001p00083 Christiansen B 2005 Downward propagation and statistical forecast of the near surface weather J Geophys Res 110 D14 D14104 doi 10 1029 2004JD005431 Cohen J K Saito and D Entekhabi 2001 The role of the Siberian high in northern hemisphere climate variability Geophys Res Lett 28 2 299 302 doi 10 1029 2000GL011927 156 Cohen J and C Fletcher 2007 Improved Skill of Northern Hemisphere Winter Surface Temperature Predictions Based on Land Atmosphere Fall Anomalies Journal of Climate 20 16 4118 4132 doi 10 1175 JCLI4241 1 Cohen J M Barlow P J Kushner and K Saito 2007 Stratosphere Troposphere Coupling and Links with Eurasian Land Surface Variability Journal of Climate 20 21 5335 5343 doi 10 1175 2007JCLI1725 1 Cohen J J Foster M Barlow K Saito and J Jones 2010 Winter 2009 2010 A case study of an extreme Arctic Oscillation event Geophys Res Lett 37 17 L17707 doi 10 1029 2010GL044256 Cohen J and J Jones 2011 Tropospheric Precursors and Stratospheric Warmings Journal o
5. deux jeux de simulations d ensemble de 30 membres sur la p riode NDJE forc es par les TSM mensuelles observ es avec d une part une stratosphere libre exp rience de contr le et d autre part une stratosph re extra tropicale guid e vers les r analyses du CEPMMT exp rience nudg e afin de simuler les RSS qui ont eu lieu Ces simulations ont soulign le fait que les anomalies hivernales observ es sont mal reproduites 143 par le mod le ARPEGE Climat uniquement forc par les TSM observ es qui ne parvient qu capturer la r ponse au signal ENSO sur le Pacifique L importance d une stratosph re r aliste pour la variabilit hivernale a ainsi t confirm e pour ces deux hivers En particulier la relaxation de la stratosph re extra tropicale permet une meilleure simulation du signal NAO en moyenne saisonni re ainsi que des anomalies de temp rature et l occurrence de jours tr s froids sur l Europe Dans les ensembles nudg s bien que tous les membres aient la m me variabilit dans la stratosph re extra tropicale et reproduisent donc tous les RSS observ s ils ne r pondent pas ce for age de mani re identique dans la troposph re La dispersion d ensemble de la simulation nudg e pour l hiver 2009 2010 a t utilis e afin de d terminer si pour une m me variabilit stratosph rique il existe ou non un pr conditionnement dans la troposph re qui favoriserait une r ponse au r chauffement stratosph rique U
6. lioration de l tat moyen et de la variabilit dans la troposph re et permet d am liorer la pr visibilit du mode NAO N anmoins les r sultats sont ici moins spectaculaires probablement en raison de l utilisation d un profil vertical de relaxation diff rent par rapport aux tests pr liminaires mais qui pr sente l avantage de moins perturber le couplage stratosph re troposph re et la persistance des principaux modes de variabilit que sont l AO et la NAO voir la derni re section du chapitre 4 138 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 vy Une stratosphere quatoriale parfaite donne des scores quivalents dans la troposph re par rapport au seul for age par les TSM observ es M me si elle am liore sensiblement la pr visibilit du PNJ Ceci ne se traduit pas par une am lioration de la pr visibilit de la NAO Par ailleurs l effet du nudging quatorial n est pas syst matique notamment a cause des non lin arit s entre les for ages QBO et ENSO qui modulent la r ponse du mod le y Une solution interm diaire pour avoir une stratosphere r aliste serait de construire un sch ma statistique de pr vision stratosph rique et de guider le mod le vers la pr vision statistique la o elle donne de meilleurs r sultats que la simple dynamique Cependant cette id e peut paraitre pr matur e au vu nos r sultats et des effets moins spectaculaires de la relaxation que da
7. riode 1958 2007 Contrairement aux figures pr c dentes l ann e n correspond a l hiver n n 1 Les hivers pr sentant un RSS sont repr sent s par des cercles pleins noirs sur la courbe bleue Les lignes horizontales indiquent les ACC moyennes pour chacune des exp riences La figure 18 montre l volution de l erreur quadratique moyenne traits pleins et de la dispersion d ensemble traits pointill s en fonction du mois de pr vision pour le 128 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 g opotentiel 500 hPa dans l h misph re nord La relaxation globale de la stratosph re permet de r duire l erreur quadratique moyenne tout au long des mois de simulation L ensemble NEP montre une erreur quadratique moyenne quivalente sur les mois NDJE Pour l exp rience C31 augmenter la taille de l ensemble en rouge permet la fois d augmenter la dispersion et de diminuer son erreur quadratique moyenne RMSE et dispersion d ensemble pour Z500 nh 80 r 60 50 a m n i pa ii so 777 eli F Za raran E foto t Li Z r Ce F Fe m FO se Pa o O D x i fie ttt fet Cal A i o a C315M on NEP il MGF 0 ie D J F months Figure 18 volution de l erreur quadratique moyenne en traits pleins et de la dispersion d ensemble en pointill s des pr visions de g opotentiel 500 hPa sur l h misph re nord extra tropical pour la m
8. sentent la dispersion d ensemble cart type de 1 et les anomalies minimum et maximum sont indiqu es en lignes fines rouges continues L ann e n correspond l hiver n 1 n R est le coefficient de corr lation entre l anomalie moyenne des exp riences et des r analyses Dans la stratosph re polaire la simulation de l indice PNJ Polar Night Jet bas sur les anomalies de vent zonal a 50 hPa en moyenne sur la bo te 55 N 65 N 180 W 180 E est satisfaisante et quivalente au mois de novembre pour les deux ensembles figure 7 Pour la saison DJE les exp riences C31 et C41 montrent en revanche une difficult a reproduire l volution temporelle de l indice PNJ notamment les ralentissements du jet li s l occurrence de RSS C31 semble avoir une dispersion moins importante coh rente avec l accroissement de variabilit identifi 10 hPa dans C41 voir les figures 4 et 5 Certaines anomalies semblent plus r alistes en particulier lors de for age ENSO forts notamment 117 2 Effet de la configuration high top 1971 1972 qui correspond un Ni o et 1988 1989 qui pr sente un signal Ni a a C31 NOV b C41 NOV OV U50 anomalies NOV U50 anomalies over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E C31 R 0 70 ERASO C41 R 0 64 ERASO U50 anomaly m s U50 anomaly m s 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 i 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1
9. 4 NON 30 HadISST C31 V5 31 2 8 x2 8 OUI 31 Amip C41 V5 41 2 8 x2 8 OUI 31 Amip STRATO NUDGEE SIMULATIONS Version Nombre de Grille Taille Profil Domaine ARPEGE niveaux horizontale ensemble vertical Climat verticaux relaxation EXN V4 31 20 X20 5 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Extra tropical EXNC V4 31 2 8 x2 89 5 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Extra tropical climatologique EXNF V4 31 20 X20 ko 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Extra tropical filtr EQN V4 cul 2 8 x2 89 5 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 quatorial CWN V4 31 23x2 0 30 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Extra tropical CWNT159 V4 60 1 4 x1 4 30 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Extra tropical PO V5 Cul 2 8 x2 8 AT 1 1 1 1 0 75 0 5 0 25 Global modele parfait P2 V5 31 20 X207 3l 1 1 1 0 5 Global modele parfait NGP V5 31 2 8 x2 89 5 1 1 1 0 5 Global NEP V5 31 2 8 x2 89 5 1 1 1 0 5 quatorial 149 150 Liste des acronymes ACC Anomaly Correlation Coefficient ACP Analyse en composante principale AMIP Atmospheric Model Intercomparison Project AO Arctic Oscillation ARPEGE Action de Recherche PEtite et Grande Echelle CEPMMT Centre Europ en de Pr vision M t orologique Moyen Terme CERFACS Centre Europ en de Recherche et de Formation Avanc e en Calcul Scientifique CMIP Coupled Model Intercomparison Project CNRM Centre National de Recherches M t orologiques CRU Climate Research Unit DJF D cembre Janvier F vrier ECMWF European Centre for Medium Range Weather Forec
10. E McIntyre T G Shepherd C J Marks and K P Shine 1991 On the Downward Control of Extratropical Diabatic Circulations by Eddy Induced Mean Zonal Forces Journal of the Atmospheric Sciences 48 4 651 678 doi 10 1175 1520 0469 1991 048 lt 0651 O0TCOED gt 2 0 CO 2 Holton J R and H C Tan 1980 The Influence of the Equatorial Quasi Biennial Oscillation on the Global Circulation at 50 mb Journal of Atmospheric Sciences 37 2200 2208 doi 10 1175 1520 0469 1980 037 lt 2200 TIOTEQ gt 2 0 CO 2 Holton J R and H C Tan 1982 The quasi biennial oscillation in the Northern Hemisphere lower stratosphere Meteorological Society of Japan Journal 60 140 148 Holton J R and J Austin 1991 The Influence of the Equatorial QBO on Sudden Stratospheric Warmings Journal of the Atmospheric Sciences 48 4 607 618 159 doi 10 1175 1520 0469 1991 048 lt 0607 TIOTEQ gt 2 0 CO 2 Holton J R P H Haynes M E McIntyre A R Douglass R B Rood and L Pfister 1995 Stratosphere troposphere exchange Reviews of Geophysics 33 4 403 439 doi 10 1029 95RG02097 Ineson S and A A Scaife 2009 The role of the stratosphere in the European climate response to El Nino Nature Geoscience 2 1 32 36 doi 10 1038 ngeo381 Jung T E Vitart L Ferranti and J J Morcrette 2011 Origin and predictability of the extreme negative NAO winter of 2009 10 Geophys Res Lett 38 7 L07701 doi 10 1029 201
11. Labitzke K and M Kunze 2009 On the remarkable Arctic winter in 2008 2009 J Geophys Res 114 D1 DOOIO2 doi 10 1029 2009JD012273 Latif M et al 2001 ENSIP the El Nino simulation intercomparison project Climate Dynamics 18 3 255 276 doi 10 1007 s003820100174 Limpasuvan V and D L Hartmann 2000 Wave Maintained Annular Modes of Climate Variability Journal of Climate 13 24 4414 4429 doi 10 1175 1520 0442 2000 013 lt 4414 WMAMOC gt 2 0 CO 2 Limpasuvan V D W J Thompson and D L Hartmann 2004 The Life Cycle of the Northern Hemisphere Sudden Stratospheric Warmings Journal of Climate 17 13 2584 2596 doi 10 1175 1520 0442 2004 017 lt 2584 TLCOTN gt 2 0 CO 2 Lott E L Guez and P Maury 2012 A stochastic parameterization of non orographic gravity waves Formalism and impact on the equatorial stratosphere Geophys Res Lett 39 6 L06807 doi 10 1029 2012GL051001 Lucarini V S Calmanti A Dell Aquila P Ruti and A Speranza 2007 Intercomparison of the northern hemisphere winter mid latitude atmospheric variability of the IPCC models Climate Dynamics 28 7 829 848 doi 10 1007 s00382 006 0213 x McIntyre M E 1982 How well do we understand the dynamics of stratospheric warmings J Meteor Soc Japan 60 37 65 Mahfouf J E A O Manzi J Noilhan H Giordani and M D Qu 1995 The Land Surface Scheme ISBA within the M t o France Climate Model ARPEGE Part I Impl
12. biais stratosph rique que l on avait vu pr c demment les fr quences tant 115 2 Effet de la configuration high top calcul es partir du vent zonal absolu ZMZW frequency C31 C41 D 10 70 30 Ta wa 8 0 25 gt G B 77 0207 9 0 15 4 Sao 2 iL 0 05 SERRE E 0 FFF es a l A 40 30 20 10 oO 10 20 30 40 Nov Dec Jan Feb Zonal mean zonal wind m s Figure 4 Distribution des anomalies Figure 5 Fr quence de r chauffements quotidiennes centr es de vent zonal 10hPa stratosph riques soudains sur la p riode NDJE en moyenne zonale 60 N sur la p riode calcul s partir du vent zonal 10 hPa en NDJE Exp rience C31 en gris C41 en bleu moyenne zonale a 60 N R analyses ERA 40 en noir exp rience C31 en rouge et C41 en bleu 2 2 Impact sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle Dans la stratosph re quatoriale en raison de l initialisation partir des donn es du CEPMMT les deux ensembles donnent une bonne repr sentation de l indice QBO sur les mois de novembre 1958 a 2007 figure 6 en particulier pour la configuration high top qui montre la fois une tr s bonne corr lation avec les r analyses et permet de conserver une meilleure amplitude de l indice QBO que la version low top Durant la saison DJE l ensemble C31 ne parvient pas a simuler la QBO de maniere satisfaisante contrairement a l exp rience C41 qui maintient une bonne corr
13. correspond une occurrence de RSS au mois de d cembre donne un score de 0 6 sur les mois de janvier et f vrier pour lesquels l anomalie stratosph rique de g opotentiel est la plus forte 1537 4 Composites ENSO et QBO Synthese du chapitre 5 1 Questions pos es Des ensembles importants 31 membres de simulations atmosph riques hivernales initialis es au premier novembre et forc es par les TSM observ es ont t r alis es sur la p riode 1958 2007 dans le but de e Comparer les performances du mod le ARPEGE Climat en version low top toit du mod le a 10 hPa 31 niveaux verticaux et high top toit du mod le 0 1 hPa 10 niveaux de plus dans la stratosphere e valuer l impact d une stratosph re r aliste relaxation globale ou simplement quatoriale sur la pr visibilit dans l h misph re nord e tudier la nature des interactions entre les forcages oc aniques et stratosph riques 2 R sultats obtenus y L l vation du toit du mod le n entra ne pas d am lioration dans la stratosph re ni en termes d tat moyen ou de variabilit ni en termes de pr visibilit en dehors des tropiques o elle permet une meilleure persistance de la QBO en raison d une am lioration de l tat moyen qui limite la d rive initiale du mod le vy En accord avec les tests pr liminaires r alis s sans initialisation avec la version 4 du mod le ARPEGE Climat une stratosph re r aliste globale conduit une am
14. des anomalies saisonni res de temp rature deux metres sur l Europe du nord figure 16 Ces r sultats confirment l importance d une stratosph re r aliste pour la reproductibilit de la variabilit climatique hivernale dans l h misph re nord avec en particulier un indice NAO et des anomalies de temp ratures de surface plus r alistes de mani re coh rente avec les r sultats de Douville 2009 124 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 a C31 NOV b NEP NOV i NORTH POLAR JET SSN SON RUISSR over NORTH SOLAR JET ON DEN 80W 180E C31 R 0 70 NEP R 0 69 ERA50 U50 anomaly m s U50 anomaly m s o 10 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS YEARS DJF U50 anomalies 3 DJF U50 anomalies over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E C31 R 0 30 NEP R 0 36 10F ERASO U50 anomaly m s U50 anomaly m s o 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS YEARS e C31 5 DJF DJF U50 anomalies over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E 5 membres C31 R 0 21 U50 anomaly m s 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS Figure 14 S ries temporelles de l indice PNJ Polar Night Jet sur la p riode 1958 2007 bas sur les anomalies de vent zo
15. en surface Bien que ces deux hivers soient marqu s par un r chauffement stratosph rique soudain les m canismes ayant contribu cet affaiblissement du vortex polaire ne sont pas n cessairement les m mes L hiver 2009 2010 fut marqu par un fort Ni o qui a pu favoriser la phase n gative de l AO m me si la r ponse de la stratosph re polaire lors d pisodes El Ni o n est pas syst matique Ensuite l anomalie de neige observ e en octobre 2009 sur l Eurasie a vraisemblablement forc les ondes plan taires dans la troposph re qui se sont ensuite propag es dans la stratosph re polaire D autre part la phase est de la QBO semble tre l origine d un confinement de l activit ondulatoire dans les hautes latitudes Ces diff rents for ages mis en vidence par les flux d Eliassen Palm ont probablement affect la circulation zonale dans la stratosph re polaire Pour l hiver 1976 1977 la phase Est de la QBO et l anomalie positive de couverture neigeuse sur l Eurasie au cours du mois d octobre 1976 qui repr sente un record sur la p riode 1967 2011 semblent tre les principaux for ages ayant contribu au r chauffement stratosph rique soudain et expliquant la propagation des ondes plan taires d crites pr c demment Pour estimer la capacit du mod le reproduire les anomalies cons cutives a ces RSS et analyser l impact de la stratosph re pour ces cas particuliers nous avons effectu pour chacun de ces hivers
16. ensemble sous dispersif la dispersion d ensemble de l exp rience figure 14 Pour permettre une comparaison propre des exp riences nous montrons ici pour C31 les r sultats issus a la fois des 31 membres et des 5 premiers membres pour DJE la dispersion tant plus importante avec 31 membres Le coefficient de corr lation avec les r analyses est galement plus faible que pour un ensemble de 31 membres L apport d une stratosphere quatoriale parfaite est surtout visible sur la saison DJE puisqu elle permet d am liorer l g rement la pr visibilit du PNJ au sens d terministe moyenne d ensemble mais cette derni re reste faible Nous ne montrons pas ici l indice PNJ pour la simulation NGP puisque par construction elle le reproduit parfaitement Afin d valuer la simulation de la circulation troposph rique dans le domaine Atlantique Nord Europe la figure 15 montre les s ries temporelles de l indice NAO sur la p riode 1958 2007 pour le mois de novembre et la saison DJE Alors que l ensemble de contr le C31 peine a reproduire l volution de l indice NAO avec une forte dispersion pour la saison DJE l ensemble NGP permet une meilleure simulation de ce mode corr lation de 0 62 avec les r analyses avec une amplitude plus lev e et une dispersion moindre y compris a nombre quivalente de membres La relaxation stratosph rique apporte une valeur ajout e jusqu en surface puisqu elle permet galement d am liorer la pr visibilit
17. intensit lors des phases d ouest de la QBO Elle est en revanche renforc e pendant les phases d est 133 4 Composites ENSO et QBO de la QBO De la m me mani re pour l exp rience NEP alors que les r ponses aux forcages individuels sont marginales a part pour les ann es Nino la r ponse de la troposphere est plus forte pour les for ages combin s QBOE Nino et QBOW Nina En revanche elle ne semble pas am lior e par rapport a celle mise en vidence dans l exp rience de contr le cf figure 25 relativement aux r analyses issues du CEPMMT figure 27 QBOW SSTn34 6 QBOE SSTn34 4 SSTn34 10 QBOW SSTn34 4 QBOE SSTn34 6 DJF Z500 m NEP 1958 2007 10 20 30 Figure 26 M me figure que la figure 25 mais pour l exp rience NEP 134 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 QBOW SSTn34 6 QBOE SSTn34 4 SSTn34 10 DJF 2500 m ERA50 1958 2007 10 20 30 Figure 27 Double composites des anomalies hivernales DJF de g opotentiel 500 hPa en m aux moyennes et hautes latitudes de l h misph re Nord pour les r analyses issues du CEPMMT sur la base d anomalies synchrones sup rieures un demi cart type pour le vent zonal quatorial 5 S 5 N 30hPa comme indice de la QBO et les SST Ni o3 4 comme indice de PENSO Le trait noir pais d limite les anomalies significatives a 90 Le nombre d ann es utilis es pour chaque composi
18. lation avec les r analyses malgr une amplitude trop faible Ce r sultat est coh rent avec la mise en vidence d une d rive quatoriale plus lente dans une stratosphere mieux r solue C41 vs C31 et de ce fait moins biais e 116 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 a C31 NOV b C41 NOV NOV U30 anomalies NOV U30 anomalies over EQUATOR 5S 5N 180W 180E over EQUATOR 5S 5N 180W 180E C41 R 0 98 C31 R 0 82 ERASO ERASO U30 anomaly m s p U30 anomaly m s 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS YEARS c C31 DJF d C41 DJF DJF U30 anomalies DJF U30 anomalies over EQUATOR 5S 5N 180W 180E over EQUATOR 5S 5N 180W 180E C41 R 0 84 C31 R 0 16 h ERA50 20F ERASO U30 anomaly m s 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS Figure 6 S ries temporelles de l indice QBO sur la p riode 1958 2007 bas sur les anomalies de vent zonal 30 hPa moyenn sur la bo te 5 S 5 N 180 W 180 E pour le mois de novembre en haut et la saison DJF en bas pour les ensemble C31 a gauche et C41 a droite Pour chaque exp rience en rouge les anomalies en moyenne d ensemble ligne paisse sont compar es aux r analyses ERA 40 en noir Les lignes fines rouges discontinues repr
19. mani re comparative les scores quotidiens des exp riences C31 et C41 dans la stratosph re et de voir l effet de l initialisation en d but de simulation L valuation du score bas sur le g opotentiel dans le domaine North Polar Cap est illustr e par la figure 9 qui montre l volution quotidienne du score relatif de C41 par rapport C31 sur les niveaux pressions Ce skill score est tel que d fini par Roff et al 2011 et fait intervenir le rapport des erreurs quadratiques moyennes de deux exp riences expl et exp2 MSE pl ie MSE 100 1 expl lexp2 exp skill scores C41 relative to C37 Skill score averaged _ 40 o Sn Score Ph a Pressure Levels hPa SRERERRERRERER Ree Be E FO Si oa 20 40 60 80 0 20 40 amp Le 100 120 Forecast time Days acime cays Figure 9 Skill score quotidien en tel que Figure 10 Skill score quotidien en tel d fini par Roff et al 2011 pour l exp rience que d fini par Roff et al 2011 pour les C41 par rapport C31 calcul sur le exp riences C41 en bleu et C31 en rouge g opotentiel sur le domaine North Polar Cap par rapport au skill score climatologique trac sur les niveaux pressions en fonction des Calcul sur le g opotentiel a 10 hPa sur le jours domaine North Polar Cap en fonction des jours Une valeur positive rouge du skill score indique donc une am lioration relative du sc
20. sur la p riode 1958 2007 proches a ACC Z500 NOV b ACC Z500 DJF C31 Z500 Mean 0 40 C31 Z500 Mean 0 30 Figure 12 Distribution en points de grille de la corr lation temporelle sur la p riode 1958 2007 entre la moyenne d ensemble des simulation C31 31 et 5 membres NEP et NGP et les anomalies observ es pour le g opotentiel a 500 hPa a Anomalies du mois de novembre b Anomalies de l hiver DJE Mean est la corr lation moyenne sur l h misphere nord 123 a ACC T2M NOV b ACC T2M DJF C31 T2M Mean 0 41 C31 T2M Mean 0 34 oe 11 11 12 Figure 13 Distribution en points de grille de la corr lation temporelle sur la p riode 1958 2007 entre la moyenne d ensemble des simulation C31 31 et 5 membres NEP et NGP et les anomalies observ es pour la temp rature a deux metres a Anomalies du mois de novembre b Anomalies de l hiver DJE Mean est la corr lation moyenne sur l h misphere nord 3 Effet de la relaxation stratosph rique sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle La figure 12 montre la distribution spatiale de la corr lation temporelle en points de grille sur la p riode 1958 2007 calcul e sur l anomalie de g opotentiel 500 hPa pour le mois de novembre colonne de gauche et la saison DJF colonne de droite A nombre quivalent 5 de membres les scores troposph riques ne montrent pas d am lioration syst matique entre C31 et NEP la relax
21. 1GL046786 Kirtman B and A Pirani 2009 The State of the Art of Seasonal Prediction Outcomes and Recommendations from the First World Climate Research Program Workshop on Seasonal Prediction Bulletin of the American Meteorological Society 90 4 455 458 doi 10 1175 2008BAMS2707 1 Kodera K K Yamazaki M Chiba and K Shibata 1990 Downward propagation of upper stratospheric mean zonal wind perturbation to the troposphere Geophys Res Lett 17 9 1263 1266 doi 10 1029 GL017i1009p01263 Kolstad E and A Charlton Perez 2011 Observed and simulated precursors of stratospheric polar vortex anomalies in the Northern Hemisphere Climate Dynamics 37 7 1443 1456 doi 10 1007 s00382 010 0919 7 Krishnamurti T N C M Kishtawal D W Shin and C E Williford 2000 Improving Tropical Precipitation Forecasts from a Multianalysis Superensemble Journal of Climate 13 23 4217 4227 doi 10 1175 1520 0442 2000 013 lt 4217 ITPFFA gt 2 0 CO 2 Kumar K K B Rajagopalan and M A Cane 1999 On the Weakening Relationship Between the Indian Monsoon and ENSO Science 284 5423 2156 2159 doi 10 1126 science 284 5423 2156 Labitzke K and H V Loon 1988 Associations between the 11 year solar cycle the QBO and the atmosphere Part I the troposphere and stratosphere in the northern hemisphere in 160 winter Journal of Atmospheric and Terrestrial Physics 50 3 197 206 doi 10 1016 0021 9169 88 90068 2
22. 660 doi 10 1007 s00382 009 0565 0 Peings Y H Douville R Alkama and B Decharme 2011 Snow contribution to springtime atmospheric predictability over the second half of the twentieth century Climate Dynamics 37 5 985 1004 doi 10 1007 s00382 010 0884 1 Peings Y D Saint Martin and H Douville 2012a A Numerical Sensitivity Study of the Influence of Siberian Snow on the Northern Annular Mode Journal of Climate 25 2 592 607 doi 10 1175 JCLI D 11 00038 1 Peings Y D Saint Martin and H Douville 2012b A Numerical Sensitivity Study of the Influence of Siberian Snow on the Northern Annular Mode Journal of Climate 25 2 592 607 doi 10 1175 JCLI D 11 00038 1 Perlwitz J and N Harnik 2003 Observational Evidence of a Stratospheric Influence on the Troposphere by Planetary Wave Reflection Journal of Climate 16 18 3011 3026 doi 10 1175 1520 0442 2003 016 lt 3011 OEOASI gt 2 0 CO 2 Perlwitz J and N Harnik 2004 Downward Coupling between the Stratosphere and Troposphere The Relative Roles of Wave and Zonal Mean Processes Journal of Climate 17 24 4902 4909 doi 10 1175 JCLI 3247 1 Pinto J M Reyers and U Ulbrich 2011 The variable link between PNA and NAO in observations and in multi century CGCM simulations Climate Dynamics 36 1 337 354 doi 10 1007 s00382 010 0770 x Plumb R A 1977 The Interaction of Two Internal Waves with the Mean Flow Implications for the Theory of the
23. 85 1990 1995 2000 2005 YEARS Figure 15 S ries temporelles de l indice NAO sur la p riode 1958 2007 pour les exp riences C31 et NGP d une part pour le mois de novembre et pour la saison DJE Pour chaque exp rience en rouge les anomalies en moyenne d ensemble ligne paisse sont compar es aux r analyses ERA 40 en noir La figure e montre la s rie temporelle DJF pour la moyenne des cinq premiers membres de C31 Les lignes fines rouges discontinues repr sentent la dispersion d ensemble cart type de 1 et les anomalies minimum et maximum sont indiqu es en lignes fines rouges continues R est le coefficient de corr lation entre l anomalie moyenne des exp riences et des r analyses 126 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 a C31 NOV b NGP NOV over RE RE E OADE ESR eie N il C31 R 0 38 NGP R 0 54 T2M anomaly C T2M anomaly C 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 YEARS YEARS JF T2M anomalies i 3 i DJF T2M anomalies over NORTHERN EUROPE 50N 70N 20W 40E over NORTHERN EUROPE 50N 70N 20W 40E C31 R 0 62 NGP R 0 64 T2M anomaly C T2M anomaly C 6 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 20 61960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 2008 YEARS YEARS e C31 5 DJF DJF T2M anomalies over NORTHERN
24. 990 1995 2000 2005 YEARS YEARS c C31 DJF d C41 DJF DJF U50 anomalies DJF U50 anomalies over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E over NORTH POLAR JET 55N 65N 180W 180E C31 R 0 30 w C41 R 0 29 U50 anomaly m s U50 anomaly m s 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 1960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS YEARS Figure 7 S ries temporelles de l indice PNJ Polar Night Jet sur la p riode 1958 2007 bas sur les anomalies de vent zonal a 50 hPa en moyenne sur la bo te 55 N 65 N 180 W 180 E pour le mois de novembre en haut et la saison DJF en bas pour les ensembles C31 et C41 Pour chaque exp rience en rouge les anomalies en moyenne d ensemble ligne paisse sont compar es aux r analyses ERA 40 en noir Les lignes fines rouges discontinues repr sentent la dispersion d ensemble cart type de 1 et les anomalies minimum et maximum sont indiqu es en lignes fines rouges continues R est le coefficient de corr lation entre l anomalie moyenne des exp riences et des r analyses La capacit du mod le reproduire la variabilit stratosph rique pour les deux configurations est montr e s par ment pour la saison DJF et le mois de novembre qui est le mois d initialisation mais les scores et dispersions d ensemble voluent sur la saison La figure 8 montre l volution au cours de la saison de l erreur quadratique moyenne et de la dispersion d ensemble pour le g opo
25. 998 011 lt 2837 RIOSAS gt 2 0 CO 2 Wu R and B P Kirtman 2005 Near Annual SST Variability in the Equatorial Pacific in a Coupled General Circulation Model Journal of Climate 18 21 4454 4473 167 doi 10 1175 JCLI3536 1 Yoden S M Taguchi and Y Naito 2002 Numerical Studies on Time Variations of the Troposphere Stratosphere Coupled System Journal of the Meteorological Society of Japan Ser II 80 4B 811 830 168
26. Composites DJF du g opotentiel 500 hPa pour les r analyses et les moyennes 500 hPa pour les r analyses et les moyennes d ensemble des exp riences C31 NGP et NEP d ensemble des exp riences C31 NGP et NEP La climatologie est repr sent e en contours La climatologie est repr sent e en contours noirs Les anomalies significatives 90 noirs Les anomalies significatives 90 sont d limit es par un contour rouge pais sont d limit es par un contour rouge pais R est le coefficient de corr lation entre les R est le coefficient de corr lation entre les ensembles et les r analyses ensembles et les r analyses 131 4 Composites ENSO et QBO La circulation troposph rique semble r pondre au forcage par la QBO avec en particulier un centre d action sur le domaine Atlantique Nord Europe qui est captur par l ensemble C31 et dans une moindre mesure par les simulations nudg es figure 22 malgr une bien meilleure simulation du g opotentiel a 10 hPa probablement en raison de la taille plus limit e des ensembles La signature en surface du for age ENSO est caract ris e par une anomalie de temp rature sur l Am rique du nord et le Canada et des anomalies de signe oppos sur l Europe du Nord et la Russie figure 23 Cette r ponse est relativement bien reproduite par l exp rience de contr le en lien avec le forcage par les TSM observ es et n est pas am lior e par la relaxation stratosph rique dans NGP et NE
27. EUROPE 50N 70N 20W 40E 5 membres C31 R 0 44 T2M anomaly C 6 960 1965 1970 1975 1980 1985 1990 1995 2000 2005 YEARS Figure 16 S ries temporelles de la temp rature deux m tres moyenn e sur l Europe du nord bo te 50 N 70 N 20 W 40 E sur la p riode 1958 2007 pour les exp riences C31 et NGP pour le mois de novembre et la saison DJE Pour chaque exp rience en rouge les anomalies en moyenne d ensemble ligne paisse sont compar es aux r analyses CRU3 en noir La figure e montre la s rie temporelle DJF pour la moyenne des cinq premiers membres de C31 Les lignes fines rouges discontinues repr sentent la dispersion d ensemble cart type de 1 et les anomalies minimum et maximum sont indiqu es en lignes fines rouges continues R est le coefficient de corr lation entre l anomalie moyenne des exp riences et des r analyses 127 3 Effet de la relaxation stratosph rique sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle Afin d valuer les scores troposph riques dans l h misph re nord pour chacune des exp riences la figure 17 montre la s rie temporelle des corr lations spatiales des anomalies saisonni res de g opotentiel 500 hPa sur l h misph re nord extratropical La corr lation spatiale est g n ralement meilleure avec une stratosph re parfaite NGP en bleu mise part sur certains hivers comme 1981 1982 Cet hiver correspond pourtant l occurrence d un RSS ce qui indiqu
28. France soient encore bas s sur des mod les low top c est dire dont le toit se situe vers 10 hPa et dont la r solution verticale dans la basse stratosphere demeure relativement limit e Ce choix rel ve aussi de contraintes sur le temps de calcul le surco t num rique d une version high top se r v lant prohibitif au regard de l impact limit sur les scores 141 Ainsi au del des quelques tudes de cas publi es ex Scaife et Knight 2008 le gain attendre d une simulation aussi r aliste que possible de la stratosph re en mati re de pr vision saisonni re demeure une grande inconnue En faisant le tour des for ages r pertori s de la variabilit du vortex stratosph rique polaire ENSO QBO enneigement Eurasiatique ruptions volcaniques activit solaire le chapitre 2 sugg re qu il existe une certaine pr visibilit de la stratosph re l chelle saisonni re mais celle ci semble relever d interactions non lin aires entre ces diff rents for ages autant qu on puisse en juger sur les 50 ann es de r analyses que nous avons utilis es au cours de cette th se Par ailleurs la question des biais troposph riques et de leur impact sur l effet d une stratosph re plus r aliste est galement pos e e Validation du mod le ARPEGE Climat et relaxation stratosph rique Pour ce faire des tests pr liminaires ont dans un premier temps t effectu s sur le mod le ARPEGE Climat du Centre Nationa
29. GP 0 0 0 2 0 2 0 4 0 4 0 2 0 0 0 2 0 4 0 6 0 8 1 0 0 4 0 2 0 0 0 2 0 4 0 6 0 8 1 0 C315M C315M Z500 correlation coefficients with ERA40 Feb 1958 2007 MGF 0 4 0 6 0 8 1 0 0 2 0 0 1975 2003 Jags 0 2 0 4 0 4 0 2 0 0 0 2 0 4 0 6 0 8 1 0 C315M Figure 28 Scores troposph riques bas s sur la corr lation entre les ensembles NGP C31 cinq membres chacun et les r analyses pour le g opotentiel 500 hPa sur l h misph re nord extra tropical pour les mois de d cembre janvier et f vrier sur la p riode 1958 2007 Les mois pr sentant un vortex polaire faible tercile sup rieur du g opotentiel 10 hPa sur le domaine North Polar Cap sont repr sent s en rouge et les mois pr sentant un vortex polaire fort sont en bleu 136 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 Dans un premier temps on peut noter que les corr lations sont g n ralement plus lev es en janvier qui est le mois pr sentant la fr quence la plus lev e de RSS voir la figure 4 de ce chapitre et les ann es pr sentant un affaiblissement du vortex polaire semblent majoritairement mieux simul es par l ensemble NGP Notons par ailleurs que pour le mois de f vrier les scores semblent plus faibles dans les deux ensembles pour les mois pr sentant un vortex anormalement fort De plus l hiver 1981 1982 qui semblait mal simul e par l ensemble NGP en moyenne hivernale alors qu il
30. P Contrairement aux simulations sans initialisation sur 30 ans effectu es dans le chapitre 3 et par Douville 2009 avec un profil vertical de relaxation diff rent 1 1 1 1 0 5 0 25 M me si elle ne semble pas significative lorsque les anomalies de QBO sont seuill es un demi cart type il existe une r ponse en surface au forcage QBO qui se traduit par une anomalie de temp rature sur le domaine eurasien visible sur les ensembles C31 et NEP figure 24 DJF SSTn34 composites of DJF T2M C DJF QBO composites of DJF T2M C CRU3 C31 R 0 74 CRU3 C31 R 0 63 NGP R 0 64 NEP R 0 68 2 15 1 05 0 5 1 1 5 2 2 5 05 oO 1 1 5 2 Figure 23 Composites DJF de la Figure 24 Composites DJF de la temp rature deux m tres pour les temp rature deux m tres pour les r analyses et les moyennes d ensemble des r analyses et les moyennes d ensemble des exp riences C31 NGP et NEP La exp riences C31 NGP et NEP La climatologie est repr sent e en contours climatologie est repr sent e en contours noirs Les anomalies significatives a 90 noirs Les anomalies significatives a 90 sont d limit es par un contour rouge pais sont d limit es par un contour rouge pais R est le coefficient de corr lation entre les R est le coefficient de corr lation entre les ensembles et les r analyses ensembles et les r analyses 132 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 L
31. Quasi Biennial Oscillation Journal of the Atmospheric Sciences 34 12 1847 1858 doi 10 1175 1520 0469 1977 034 lt 1847 TIOTIW gt 2 0 CO 2 Plumb R A and K Semeniuk 2003 Downward migration of extratropical zonal wind anomalies J Geophys Res 108 D7 4223 doi 10 1029 2002JD002773 164 Polvani L M and P J Kushner 2002 Tropospheric response to stratospheric perturbations in a relatively simple general circulation model Geophys Res Lett 29 7 1114 doi 10 1029 2001GL014284 Ren R C M Cai C Xiang and G Wu 2012 Observational evidence of the delayed response of stratospheric polar vortex variability to ENSO SST anomalies Climate Dynamics 38 7 1345 1358 doi 10 1007 s00382 011 1137 7 Robinson W A 1991 The dynamics of the zonal index in a simple model of the atmosphere Tellus A 43 5 295 305 doi 10 1034 j 1600 0870 1991 t01 4 00005 x Roff G D W J Thompson and H Hendon 2011 Does increasing model stratospheric resolution improve extended range forecast skill Geophys Res Lett 38 5 LO5809 doi 10 1029 2010GL046515 Sahai A K R Chattopadhyay and B N Goswami 2008 A SST based large multi model ensemble forecasting system for Indian summer monsoon rainfall Geophysical Research Letters 35 19 doi 10 1029 2008GL035461 Saito K J Cohen and D Entekhabi 2001 Evolution of Atmospheric Response to Early Season Eurasian Snow Cover Anomalies Monthly Weather Review
32. ar vortex Geophys Res Lett 30 12 1627 doi 10 1029 2003GL016958 Oki T and Y C Sud 1997 Design of Total Runoff Integrating Pathways TRIP A Global River Channel Network Earth Interactions 2 Ouzeau G J Cattiaux H Douville A Ribes and D Saint Martin 2011 European cold winter 2009 2010 How unusual in the instrumental record and how reproducible in the ARPEGE Climat model Geophys Res Lett 38 L11706 doi 10 1029 2011GL047667 Palmer T N et al 2004 Development of a European Multimodel Ensemble system for seasonal to interannual prediction DEMETER Bulletin of the American Meteorological Society 85 6 853 872 doi 10 1175 BAMS 85 6 853 Pascoe C L L J Gray and A A Scaife 2006 A GCM study of the influence of equatorial winds on the timing of sudden stratospheric warmings Geophys Res Lett 33 L06825 Paul J E Fortuin and H Kelder 1998 An ozone climatology based on ozonesonde and satellite measurements J Geophys Res 103 D24 31709 31 734 doi 10 1029 1998JD200008 Peings Y H Douville and P Terray 2009 Extended winter Pacific North America oscillation as a precursor of the Indian summer monsoon rainfall Geophys Res Lett 36 5 PP doi 200910 1029 2009GL038453 163 Peings Y and H Douville 2010 Influence of the Eurasian snow cover on the Indian summer monsoon variability in observed climatologies and CMIP3 simulations Climate Dynamics 34 5 643
33. asonal climate predictability a pilot study Climate Dynamics 34 6 797 818 doi 10 1007 s00382 008 0508 1 Eliassen A and E Palm 1961 On the transfer of energy in stationary mountain waves Geofysik Publication 22 3 1 23 Feldstein S and S Lee 1998 Is the Atmospheric Zonal Index Driven by an Eddy Feedback Journal of the Atmospheric Sciences 55 19 3077 3086 doi 10 1175 1520 0469 1998 055 lt 3077 ITAZID gt 2 0 CO 2 Folland C K A A Scaife J Lindesay and D B Stephenson 2012 How potentially predictable is northern European winter climate a season ahead International Journal of Climatology 32 6 801 818 doi 10 1002 joc 2314 Garfinkel C I D L Hartmann and E Sassi 2010 Tropospheric Precursors of Anomalous Northern Hemisphere Stratospheric Polar Vortices Journal of Climate 23 12 3282 3299 doi 10 1175 2010JCLI3010 1 Gerber E P C Orbe and L M Polvani 2009 Stratospheric influence on the tropospheric circulation revealed by idealized ensemble forecasts Geophys Res Lett 36 24 L24801 doi 10 1029 2009GL040913 Gilchrist A 1977 An experiment on extended range prediction using a general circulation model and including the influence of sea surface anomalies Beitr Phys Atmosph 50 1 2 25 40 Gray L J 2003 The influence of the equatorial upper stratosphere on stratospheric sudden warmings Geophys Res Lett 30 4 1166 doi 10 1029 2002GL016430 Gray L J
34. asts ENSO El Nino Southern Oscillation EOF Empirical Orthogonal Function EP flux Eliassen Palm flux ERA40 ECMWF 40 year reanalysis GIEC Groupe d experts Intergouvernemental sur l volution du Climat ISBA Interactions Soil Biosphere Atmosphere MCG Mod le de Circulation G n rale NAE Nord Atlantique Europe NAM Northern Annular Mode NAO North Atlantic Oscillation 151 NCEP National Centers for Environmental Prediction NDJF Novembre D cembre Janvier F vrier NOAA National Oceanic and Atmospheric Administration NPC North Polar Cap Per Pression au niveau de la mer PNA Pacific North America oscillation PNJ Polar Night Jet QBO Quasi Biennal Oscillation RMSE Root Mean Square Error RSS R chauffement Stratosph rique Soudain SAM Southern Annular Mode SOI Southern Oscillation Index SON Septembre Octobre Novembre SST Sea Surface Temperatures SURFEX SURFace EXternalis e T2M Temp rature a deux m tres TSM Temp ratures de Surface de la Mer WAF Wave Activity Flux Z10 G opotentiel a 10 hPa Z500 G opotentiel a 500 hPa ZMZW Zonal Mean Zonal Wind 152 153 Bibliographie Alves O M A Balmaseda D Anderson and T Stockdale 2004 Sensitivity of dynamical seasonal forecasts to ocean initial conditions Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 130 597 647 667 doi 10 1256 qj 03 25 Ambaum M H P and B J Hoskins 2002 The NAO Troposphere Stratosphere Con
35. ation de la stratosphere quatoriale n apportant pas de r elle valeur ajout e pour la repr sentation des anomalies de g opotentiel a 500 hPa En revanche la relaxation globale de la stratosphere conduit a une am lioration de la simulation des anomalies de g opotentiel a 500 hPa sur les domaines Europe du Nord Asie et Sib rie en novembre et aux latitudes polaires pour DJE Elle permet galement un meilleur score sur la temp rature a 2 metres sur tout le secteur eurasien durant la saison DJF figure 13 confirmant l impact d une stratosph re parfaite sur la repr sentation des anomalies saisonnieres dans la troposphere et en surface mais moins spectaculaire que les r sultats obtenus dans le chapitre 3 avec la version 4 sur 30 ans de simulation sans initialisation Notons que passer de 31 a 5 membres dans l exp rience C31 a un impact positif sur ces scores Il convient par cons quent de prendre en compte la taille de nos ensembles dans la suite de notre analyse Nous avions d j vu dans la section pr c dente que la simulation de l indice PNJ dans la stratosph re polaire est satisfaisante dans l exp rience de contr le pour le mois de novembre en raison de l initialisation a partir des donn es du CEPMMT Bien que la QBO ait un impact significatif sur la variabilit dans la stratosphere polaire imposer la QBO observ e dans le mod le donne une corr lation de l indice PNJ quivalente mais semble r duire de mani re excessive
36. ble high top En revanche l effet de l initialisation est plus important dans la bande quatoriale pour la configuration high top qui permet une meilleure persistance de la QBO En accord avec les tests pr liminaires effectu s sans initialisation sur la version 4 du mod le ARPEGE Climat une relaxation de la stratosph re vers les donn es du CEPMMT entra ne une am lioration de l tat moyen et de la variabilit dans la troposph re ainsi que de la pr visibilit du mode NAO Les r sultats semblent cependant moins spectaculaires probablement en raison du nouveau profil vertical de relaxation utilis Si la relaxation de la stratosphere quatoriale am liore la pr visibilit de l indice PNJ cela ne se traduit pas par une am lioration de la pr visibilit de la NAO et des autres caract ristiques de la variabilit extra tropicale de l h misph re nord Par ailleurs l effet du nudging quatorial n est pas syst matique en particulier cause des non lin arit s des effets combin s des for ages ENSO et QBO Ces r sultats sont cependant a prendre avec pr caution la taille des chantillons ayant un impact sur les scores En effet nous avons choisi de ne r aliser dans un premier temps que 5 membres pour les ensembles nudg s de facon a confirmer rapidement et de facon moins co teuse l effet de la relaxation stratosph rique pour effectuer terme des ensembles plus cons quents de pr visions statistico dynamiques dans lesq
37. e days leadtime days Figure 2 Cycle annuel moyen du vent zonal 50 hPa moyenn sur la bo te 55 N 65 N 180 E 180 W gauche et du vent zonal 30 hPa moyenn sur la bo te 5 S 5S N 180 E 180 W droite pour les r analyses era40 en noir l ensemble C41 en bleu la simulation climatologique L41V5 en ligne discontinue bleue l ensemble C31 en rouge et la simulation climatologique L31V5 en ligne discontinue rouge Les lignes fines pointill es repr sentent les moyennes un cart type inter annuel e WVariabilit inter annuelle En termes de variabilit inter annuelle voyons comment nos simulations d ensemble reproduisent les principaux modes de variabilit que sont l AO et la NAO Comme dans le chapitre 3 une analyse en EOF permet d identifier ces modes de variabilit mais de mani re plus robuste sur 31 membres de 50 ans de simulation La figure 3a montre la structure zonale caract ristique du mode AO avec les centres d actions sur les r gions arctiques et les moyennes latitudes qui explique 28 de la variance totale dans l h misph re nord Cette structure est bien repr sent e par l ensemble C31 bien que 114 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 d cal e vers l est La configuration high top donne une structure similaire qui explique une part plus importante de variance totale La NAO est quant elle d finie comme la premi re composante de l EOF calcu
38. e fait de guider la QBO vers les donn es du CEPMMT dans le mod le n a pas d effets positifs notamment aux extra tropiques En particulier la r ponse du mod le aux for ages QBO et ENSO ne semble pas particuli rement am lior e dans l exp rience NEP Comme nous l avions vu dans les r analyses du CEPMMT voir le chapitre 2 il existe des effets non lin aires entre les diff rents for ages qui peuvent moduler cette r ponse La non additivit des for ages QBO et ENSO est galement pr sente dans le mod le comme le montre une analyse en double composites du g opotentiel 500 hPa QBOW SSTn34 4 QBOE SSTn34 4 SSTn34 8 DJF 2500 m C31 1958 2007 10 20 30 40 50 Figure 25 Double composites des anomalies hivernales DJF de g opotentiel 500 hPa en m aux moyennes et hautes latitudes de l h misph re Nord pour l ensemble C31 sur la base d anomalies synchrones sup rieures un demi cart type pour le vent zonal quatorial 5 S 5 N a 30hPa comme indice de la QBO et les SST Nino3 4 comme indice de ENSO Le trait noir pais d limite les anomalies significatives 90 Le nombre d ann es utilis es pour chaque composite est indiqu entre parenth ses Pour l exp rience C31 on constate en particulier que la r ponse troposph rique au for age ENSO est largement modul e par la phase de la QBO figure 25 La structure caract ristique observ e pour les ann es Ni o SSTn34 perd largement de son
39. e notamment que simuler un RSS n engendre pas syst matiquement un meilleur score sur le Z500 en particulier s il n est pas suivi d un signal caract ristique dans la troposphere Par ailleurs si cet hiver pr sente un RSS selon le crit re de l OMM renversement de vent zonal a 10 hPa il ne s agit pas d un v nement majeur comme l indiquent Charlton et Polvani 2007 et ne pr sente qu une faible anomalie de temp rature stratosph rique polaire Notons cependant que la plupart des hivers pr sentant un RSS marqu s par des cercles noirs sont mieux simul s par NGP qu en moyenne sur tous les hivers L ajout d une QBO r aliste par relaxation de la stratosphere quatoriale NEP en vert donne g n ralement des scores quivalents a l exp rience de controle C31 en rouge si ce n est sur quelques hivers particuliers marqu s par un fort signal QBO 1976 1977 1985 1986 Il convient de souligner encore une fois l importance de la taille de nos ensembles prendre 5 membres pour C31 en orange conduit en effet a une corr lation moyenne plus faible que pour 31 membres 2500 nh correlation coefficients with ERA40 DJF 1958 2007 1 0 0 8 0 6 0 4 ACG 0 0 0 2 0 2 0 4 1958 1961 1964 1967 1970 1973 1976 1979 1982 1985 1988 1991 1994 1997 2000 2003 2006 years Figure 17 ACC spatiale des pr visions saisonni res de g opotentiel 500 hPa sur l h misph re nord extra tropical par rapport aux r analyses sur la p
40. e que le manque de variabilit dans les mod les est principalement d une stratosph re peu r solue Bien que l on commence depuis peu a analyser proprement l effet d une stratosphere mieux r solue sur le climat de surface dans les mod les Hardiman et al 2012 les tudes se sont jusque l principalement concentr es sur l impact aux tropiques Boville et Randel 1992 ou dans l h misph re sud Roff et al 2011 en augmentant le nombre de niveaux a la fois dans la stratosphere et la troposphere Dans ce chapitre l effet de la r solution verticale et l impact de la relaxation stratosph rique sont tudi s pour la version 5 du mod le ARPEGE Climat sur des simulations hivernales d ensembles cons quentes couvrant 50 hivers et permettant des r sultats plus robustes qu au chapitre 3 Ces simulations hivernales sont initialis es au premier novembre Pour autant parler de pr visibilit est abusif tant donn que nos simulations sont forc es par les TSM observ es C est pourquoi dans la suite de ce chapitre nous parlerons plut t de reproductibilit de la variabilit hivernale 111 1 Motivations et protocole exp rimental Ce chapitre se penche en particulier sur les questions suivantes e Quel est l effet de la r solution verticale stratosph rique sur la variabilit hivernale aux chelles inter annuelle intra saisonni re et sa reproductibilit sur la p riode 1958 2007 e Quel est l ap
41. ections to European Winter Journal of Climate 22 15 4083 4096 doi 10 1175 2009JCLI2717 1 Black R X 2002 Stratospheric Forcing of Surface Climate in the Arctic Oscillation Journal of Glimete 1 5 3 268 277 doi 10 1175 1520 0442 2002 015 lt 0268 SFOSCI gt 2 0 CO 2 Boville B A 1984 The Influence of the Polar Night Jet on the Tropospheric Circulation in a GCM Journal of the Atmospheric Sciences 41 7 1132 1142 doi 10 1175 1520 0469 1984 041 lt 1132 TIOTPN gt 2 0 CO 2 Boville B A and W J Randel 1992 Equatorial Waves in a Stratospheric GCM Effects of Vertical Resolution Journal of the Atmospheric Sciences 49 9 785 801 doi 10 1175 1520 0469 1992 049 lt 0785 EWIASG gt 2 0 CO 2 Bronnimann S J L Annis C Vogler and P D Jones 2007 Reconstructing the quasi biennial oscillation back to the early 1900s Geophys Res Lett 34 22 L22805 doi 10 1029 2007GL031354 Cagnazzo C and E Manzini 2009 Impact of the Stratosphere on the Winter Tropospheric Teleconnections between ENSO and the North Atlantic and European Region Journal of Climate 22 5 1223 1238 doi 10 1175 2008JCLI2549 1 Calvo N M A Giorgetta R Garcia Herrera and E Manzini 2009 Nonlinearity of the combined warm ENSO and QBO effects on the Northern Hemisphere polar vortex in MAECHAMS5 simulations J Geophys Res 114 D13 D13109 doi 10 1029 2008JD011445 Cane M A S E Zebiak and S C Dolan 1986 Experim
42. ed annular variations in the 20th century Intergovernmental Panel on Climate Change Fourth Assessment Report models J Geophys Res 111 D18 D18101 doi 10 1029 2005JD006323 Mitchell D M L J Gray and A J Charlton Perez 2011 The structure and evolution of the stratospheric vortex in response to natural forcings J Geophys Res 116 D15 D15110 doi 10 1029 2011JD015788 Morcrette J J 1990 Impact of Changes to the Radiation Transfer Parameterizations Plus Cloud Optical Properties in the ECMWF Model Monthly Weather Review 118 4 847 873 doi 10 1175 1520 0493 1990 118 lt 0847 IOCTTR gt 2 0 CO 2 Morcrette J J E J Mlawer M J Iacono and S A Clough 2001 Impact of the radiation transfer scheme rrtm in the ecmwf forecast system ECMWF Newsletter 91 162 Nakagawa K I and K Yamazaki 2006 What kind of stratospheric sudden warming propagates to the troposphere Geophys Res Lett 33 4 L04801 doi 10 1029 2005GL024784 Naoe H and K Shibata 2010 Equatorial quasi biennial oscillation influence on northern winter extratropical circulation J Geophys Res 115 D19 D19102 doi 10 1029 2009JD012952 Neelin J D D S Battisti A C Hirst E E Jin Y Wakata T Yamagata and S E Zebiak 1998 ENSO theory J Geophys Res 103 C7 14261 14 290 doi 10 1029 97JC03424 Norton W A 2003 Sensitivity of northern hemisphere surface climate to simulation of the stratospheric pol
43. elon l ann e Pour les autres membres les restarts atmosph riques perturb s sont issus d une simulation d une journ e a partir du restart parfait chaque simulation tant effectu e avec une namelist l g rement diff rente coefficient de diffusion l g rement modifi En surface tous les restarts sont issus d une seule et m me simulation SURFEX offline Ce chapitre est dans un premier temps consacr l tude de l effet de la r solution verticale de la stratosph re via la comparaison des ensembles C31 version low top 31 niveaux toit du mod le 10 hPa et C41 version high top 41 niveaux toit du mod le a 0 1 hPa La seconde partie du chapitre est consacr e l tude de l effet de la relaxation de la stratosphere soit globale NGP soit quatoriale NEP relaxation dans la bande 15 S 15 N avec le dernier profil de relaxation 1 1 1 0 5 test au chapitre pr c dent 112 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 2 Effet de la configuration high top 2 1 Impact sur la climatologie et les modes de variabilit e Climatologie hivernale En termes de climatologie l effet de la configuration high top est identique ce qui avait t observ dans le chapitre 3 En particulier la figure 1 permet d identifier la localisation en latitudes du jet stratosph rique polaire et montre que l ensemble C31 simule une bonne saisonnalit du vortex mais celui ci est d cal d
44. ementation and Preliminary Results Journal of Climate 8 8 2039 2057 doi 10 1175 1520 0442 1995 008 lt 2039 TLSSIW gt 2 0 CO 2 Manzini E M A Giorgetta M Esch L Kornblueh and E Roeckner 2006 The Influence of Sea Surface Temperatures on the Northern Winter Stratosphere Ensemble Simulations with the MAECHAM5 Model Journal of Climate 19 16 3863 3881 161 doi 10 1175 JCLI3826 1 Marshall A G A A Scaife and S Ineson 2009 Enhanced Seasonal Prediction of European Winter Warming following Volcanic Eruptions Journal of climate 22 23 6168 6180 Marshall A G and A A Scaife 2010 Improved predictability of stratospheric sudden warming events in an atmospheric general circulation model with enhanced stratospheric resolution J Geophys Res 115 D16 D16114 doi 10 1029 2009JD012643 Martius O L M Polvani and H C Davies 2009 Blocking precursors to stratospheric sudden warming events Geophys Res Lett 36 14 L14806 doi 10 1029 2009GL038776 Maycock A S Keeley A Charlton Perez and E Doblas Reyes 2011 Stratospheric circulation in seasonal forecasting models implications for seasonal prediction Climate Dynamics 36 1 309 321 doi 10 1007 s00382 009 0665 x Michelangeli P A R Vautard and B Legras 1995 Weather regimes recurrence and quasi stationarity Journal of the atmospheric sciences 52 8 1237 1256 Miller R L G A Schmidt and D T Shindell 2006 Forc
45. ence de la stratosph re sur des exp riences de pr visions d ensemble hivernales L influence de la stratosph re sur la variabilit climatique hivernale a t valu e dans le chapitre 5 gr ce des simulations d ensemble hivernales en mode hindcast sur la p riode 1958 2007 initialis es au 1 novembre et forc es par les TSM observ es le nombre d hivers utilis permettant d assurer des r sultats un peu plus robustes qu au chapitre 3 Il a t question dans ce chapitre d tudier d une part l impact de l l vation du toit du mod le et du nombre de niveaux dans la stratosph re et d autre part l impact d une stratosph re r aliste via la relaxation de la stratosph re globale ou quatoriale en utilisant un profil vertical de relaxation diff rent du chapitre 3 permettant de guider pleinement la stratosph re vers les r analyses tout en vitant le plus possible de perturber la troposph re La comparaison d un mod le standard low top avec sa version high top ajouts de 10 niveaux dans la stratosph re m me niveaux dans la troposph re montre que l l vation du toit du mod le n entra ne pas d am lioration dans la stratosph re extra tropicale ni en 144 Chapitre 6 Conclusion termes d tat moyen ou de variabilit ni en termes de pr visibilit en raison non seulement d une persistance plus lev e des effets de l initialisation pour l ensemble low top dont la climatologie est meilleure que celle de l ensem
46. ental forecasts of El Nino Nature 321 827 832 doi DOI 10 1038 321827a0 Cariolle D M Amodei M D qu J E Mahfouf P Simon and H Teyss dre 1993 A quasi biennial oscillation signal in general circulation model simulations Science 261 5126 1313 1316 doi 10 1126 science 261 5126 1313 155 Cash B P Kushner and G K Vallis 2005 Zonal asymmetries teleconnections and annular patterns in a GCM J Atmos Sci 62 207 219 Cassou C L Terray J W Hurrell and C Deser 2004 North Atlantic winter climate regimes Spatial asymmetry stationarity with time and oceanic forcing Journal of Climate 17 pp 1055 1068 Cassou C L Terray and A S Phillips 2005 Tropical Atlantic Influence on European Heat Waves Journal of Climate 18 15 pp 2805 2811 Cattiaux J H Douville and Y Peings 2012 European temperatures in CMIP5 origins of present day biases and future uncertainties Clim Dyn Charlton A J and L M Polvani 2007 A New Look at Stratospheric Sudden Warmings Part I Climatology and Modeling Benchmarks Journal of Climate 20 3 449 469 doi 10 1175 JCLI3996 1 Charlton A J A O neill W A Lahoz and A C Massacand 2004 Sensitivity of tropospheric forecasts to stratospheric initial conditions Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 130 600 1771 1792 doi 10 1256 qj 03 167 Charlton A J L M Polvani J Perlwitz E Sassi E Manzini K
47. ersiste une vingtaine de jours pendant lesquels les deux exp riences restent proches des r analyses Les simulations retournent vers leurs climatologies respectives L31V5 et L41V5 en l espace d un mois pour C41 et d environ deux mois pour C31 D autre part l exp rience C31 reproduit une volution du vent zonal plus fid le aux r analyses non seulement parce que l effet de l initialisation semble un peu plus persistant mais galement parce que sa climatologie est d ja meilleure que celle de C41 Dans la bande quatoriale l ensemble low top retourne vers sa climatologie au bout d un mois La configuration high top se rapproche plus lentement vers sa climatologie et montre un cycle annuel bien plus fid le aux r analyses Climatological 50 hPa Zonal Wind Polar Night Jet Climatological 30 hPa Zonal Wind Equator eradQ C41 L41V5 C31 L31V5 40 30 20 et ee a EL EE gh CP EC EC ee oe a a E PC Ed PRE OUT PLU EE a Ee a gee NS OUT a CC a ee ee a a gg oa toe oe gg ot ot oe oe Poko g 7 8 oe oe U30 Equator a a p P f ee ee ll ee ee ee P p n S Sn Foa i 7 re gt OP ee OC m r oa r OF ra r b reer aag W50 Polar Night Jet orate a er ba n a a a J g ee RO te a Pe a mn a de ee SE DE Pa E a OR PP ERRCRS ie 10 oe ee en ne et ee 4 z a Coe pr oa at te arm p NE a P eee ET Et et et Fe og auras oF 0 20 40 60 80 100 120 0 20 40 60 80 100 120 leadtim
48. es pour lesquelles l anomalie de l indice QBO d passe 0 5 o Les diff rents composites sont calcul s sur la base des moyennes d ensembles dans le cas du mod le Nous nous proposons ici de chercher s il y a un impact du nudging sur les effets QBO ENSO Cette analyse tant davantage qualitative nous gardons une moyenne sur les 31 membres pour l exp rience C31 les structures montr es n tant pas fondamentalement modifi es Il faut cependant garder l esprit que l effet taille de l ensemble peut avoir un effet sur le coefficient de corr lation de ces champs auquel il ne faut pas arr ter l analyse DJF QBO composites of DJF Z10 m C31 R 0 18 DJF SSTn34 composites of DJF Z10 m C31 R 0 55 ERASO ERASO NGP R 0 98 NEP R 0 95 Figure 20 Composites DJF du g opotentiel Figure 19 Composites DJF du g opotentiel 10 hPa pour les r analyses et les moyennes d ensemble des exp riences C31 NGP et NEP La climatologie est repr sent e en contours noirs Les anomalies significatives 90 sont d limit es par un contour rouge pais R est le coefficient de corr lation entre les ensembles et les r analyses 10 hPa pour les r analyses et les moyennes d ensemble des exp riences C31 NGP et NEP La climatologie est repr sent e en contours noirs Les anomalies significatives 90 sont d limit es par un contour rouge pais R est le coefficient de corr lation entre les ensembles et
49. eurs des pr visions purement statistiques du climat hivernal sur l Europe ex Folland et al 2012 peuvent galement tre propos es au moins comme talon benchmark des pr visions dynamiques e R solution verticale et param trisation des ondes de gravit Dans l tat actuel du mod le ARPEGE Climat l augmentation de la r solution verticale avec ajout de 10 niveaux dans la stratosph re et l vation du toit a 0 1 hPa n est pas suffisante pour obtenir une stratosph re plus r aliste On peut envisager de tester de plus fortes r solutions 60 voire 91 niveaux comme cela a d j t fait par l quipe AEC 146 Chapitre 6 Conclusion avec des r sultats plus encourageants On peut aussi et surtout am liorer la param trisation des ondes de gravit et proc der un r glage de ces param trisations en fonction de la r solution horizontale et verticale utilis e m me si dans notre tude nous avons pris le parti de garder les m mes r glages dans les configurations low top et high top Concernant la param trisation des ondes de gravit non orographiques les r sultats encourageants r cemment obtenus au LMD Lott et al 2012 laissent notamment entrevoir la possibilit de simuler une QBO r aliste avec un surco t num rique compatible avec les exigences de la pr vision saisonni re e Etude de la variabilit stratosph rique et du couplage avec la troposph re Afin d tudier les m canismes dynamiq
50. f Climate 24 24 6562 6572 doi 10 1175 2011JCLI4160 1 Cordero E C and P M D E Forster 2006 Stratospheric variability and trends in models used for the IPCC AR4 Atmospheric Chemistry and Physics 6 12 5369 5380 Decharme B R Alkama H Douville M Becker and A Cazenave 2010 Global Evaluation of the ISBA TRIP Continental Hydrological System Part II Uncertainties in River Routing Simulation Related to Flow Velocity and Groundwater Storage Journal of Hydrometeorology 11 3 601 617 doi 10 1175 2010JHM1212 1 D qu M C Dreveton A Braun and D Cariolle 1994 The ARPEGE IFS atmosphere model a contribution to the French community climate modelling Climate Dynamics 10 4 249 266 doi 10 1007 BF00208992 D qu M A Braun J P Piedelievre P Marquet P Dandin J E Gu r my J E Geleyn E Bazile J M Piriou K Yessad P Courtier et M Rochas 1999 ARPEGE version 3 documentation algorithmique et mode d emploi Doblas Reyes E J R Hagedorn and T N Palmer 2005 The rationale behind the success of multi model ensembles in seasonal forecasting II Calibration and combination Tellus A 57 3 234 252 doi 10 1111 j 1600 0870 2005 00104 x 157 Douville H 2009 Stratospheric polar vortex influence on Northern Hemisphere winter climate variability Geophys Res Lett 36 18 L18703 doi 10 1029 2009GL039334 Douville H 2010 Relative contribution of soil moisture and snow mass to se
51. fluence of ENSO on the Stratosphere Troposphere Coupling during Stratospheric Sudden Warming Events Sola 1 125 128 Smith K L C G Fletcher and P J Kushner 2010 The Role of Linear Interference in the Annular Mode Response to Extratropical Surface Forcing Journal of Climate 23 22 6036 6050 doi 10 1175 2010JCLI3606 1 Smith K L and P J Kushner 2012 Linear interference and the initiation of extratropical stratosphere troposphere interactions J Geophys Res 117 D13 D13107 doi 10 1029 2012JD017587 Song Y and W A Robinson 2004 Dynamical Mechanisms for Stratospheric Influences on the Troposphere Journal of Atmospheric Sciences 61 1711 1725 doi 10 1175 1520 0469 2004 061 lt 1711 DMFSIO gt 2 0 CO 2 Stoner A M K K Hayhoe and D J Wuebbles 2009 Assessing General Circulation Model Simulations of Atmospheric Teleconnection Patterns Journal of Climate 22 16 4348 4372 doi 10 1175 2009JCLI2577 1 Taguchi M 2008 Is There a Statistical Connection between Stratospheric Sudden Warming and Tropospheric Blocking Events Journal of the atmospheric sciences 65 4 1442 1454 166 Taylor K E 2001 Summarizing multiple aspects of model performance in a single diagram J Geophys Res 106 D7 7183 7192 doi 10 1029 2000JD900719 Thompson D W J and J M Wallace 1998 The Arctic Oscillation signature in the wintertime geopotential height and temperature fields Geophysical resea
52. h rique p nalisent fortement la variabilit climatique simul e par ce mod le A l chelle intra saisonni re une stratosph re r aliste permet d am liorer la simulation des processus de blocages en particulier sur le domaine Atlantique Europe qui constituent une part importante de la variabilit atmosph rique sur ces r gions La relaxation de la stratosph re quatoriale qui permet de reproduire la QBO non simul e par le mod le a galement un effet positif sur les biais du mod le et conduit un d placement du jet stratosph rique d hiver vers le p le via l interaction avec la propagation des ondes extra tropicales M me si cela reste modeste cela permet une augmentation de la variabilit stratosph rique hivernale e Etude des hivers 1976 1977 et 2009 2010 Afin d illustrer l influence de la stratosph re sur la variabilit climatique hivernale et de comprendre les m canismes mis en jeu deux tudes de cas ont t effectu es sur les hivers 1976 1977 et 2009 2010 qui furent exceptionnels tant d un point de vue dynamique que par les conditions extr mes de temp rature auxquelles l Europe fut confront e En particulier tous deux pr sentent une forte persistance du r gime NAO associ e une descente d air polaire sur l Europe du nord Pour les deux hivers ces conditions sont li es un renversement du vent stratosph rique polaire avec r chauffement de la stratosph re et mise en place d une structure de type AO
53. if sur les pr visions dynamiques via la technique de nudging Perspectives Ce m moire ouvre donc un certain nombre de perspectives concernant aussi bien l am lioration de la repr sentation de la stratosphere dans le mod le ARPEGE Climat que l tude des interactions entre la stratosph re et la troposph re des m canismes associ s et du gain de pr visibilit l chelle saisonni re qu il faut en attendre e Sch mas statistiques de pr vision Comme nous venons de l expliquer les techniques classiques de r gression lin aire ne sont pas n cessairement adapt es pour la pr vision statistique du vortex stratosph rique polaire Une r gression de type LASSO Tibshirani 1996 pourrait tre test e afin d introduire un tr s grand nombre de pr dicteurs potentiels de fa on peu co teuse et plus efficace D autres techniques non lin aires pourraient galement tre test es si possible sur la base de s ries temporelles aussi longues que possible gr ce des reconstructions empiriques ex Bronnimann et al 2007 pour la QBO ou des simulations climatiques montrant un comportement r aliste du vortex polaire et de la QBO en termes de variabilit D s lors que ces pr visions statistiques montrent des scores d terministes et probabilistes sup rieurs ceux des syst mes dynamiques la technique de nudging vers une stratosph re statistique demeure une option viable pour la pr vision saisonni re dynamique Par aill
54. l e sur le g opotentiel 500 hPa sur le domaine Atlantique Nord Europe figure 3b La structure produite par les ensembles C31 et C41 n est pas caract ristique de la NAO qui semble correspondre la seconde EOF figure 3c a EOF1 SLP b EOF1 Z500 c EOF2 Z500 ERA40 EOF1 VF 0 28 Figure 3 Modes de variabilit hivernaux dans l h misph re nord Bas s sur a la premi re composante de l EOF de la pression au niveau de la mer pour l AO b la premi re et c la seconde composante de l EOF du g opotentiel 500 hPa domaine Atlantique Nord Europe pour la NAO e Variabilit intra saisonni re Pour valuer la variabilit stratosph rique du mod le la figure 4 repr sente la distribution des anomalies quotidiennes de vent zonal 10 hPa en moyenne zonale 60 N qui ont t centr es pour s affranchir des biais montr s dans la figure 1 Nous avons vu dans le chapitre 3 que le mod le montre une trop faible variabilit Cette dispersion trop faible par rapport aux r analyses traduit une difficult reproduire les extr mes de vent zonal dans la stratosph re L ensemble C41 en bleu permet une distribution du vent zonal dans la stratosph re polaire plus r aliste que la version low top C31 Ce manque de variabilit est visible sur la fr quence des r chauffements stratosph riques soudains figure 5 qui est tr s faible dans l ensemble C31 L exp rience C41 surestime la fr quence de RSS mais cela illustre le
55. l ENSO il r pond aussi n cessairement cette m me variabilit via son influence sur le rayonnement et le climat en surface Ainsi il serait int ressant de mener le m me type d exp riences nudging de la stratosph re dans des pr visions dynamiques coupl es oc an atmosph re plus proches du contexte op rationnel afin d identifier par exemple la signature oc anique en surface et en subsurface des RSS e Couplage chimie climat Enfin la stratosphere est le si ge d un troit couplage entre la chimie et la dynamique via l influence de l ozone sur le rayonnement ultra violet absorb Des simulations parall les avec et sans ozone interactif chimie simplifi e ou plus sophistiqu e pourraient tre effectu es afin d tudier la modulation de la variabilit stratosph rique par les r troactions li es l ozone et le r le de l initialisation de l ozone sur la pr visibilit aux chelles mensuelle saisonni re 147 148 Annexe R capitulatif des exp riences STRATO LIBRE Version Nombre de Grille Taille SIMULATIONS ARPEGE niveaux SURFEX For age TSM TO ea REC horizontale ensemble Climat verticaux Too Dr L31V4 V4 31 2 8 x2 8 NON 1 HadISST L31V5 V5 31 2 8 x2 8 OUI 1 Amip L41V5 V5 41 2 8 x2 8 OUI 1 Amip CTL V4 31 2 8 x2 8 NON 5 HadISST CWE V4 31 2 8 x2 8 NON 30 HadISST CWFT159L60 V4 60 1 4 x1
56. l de Recherches M t orologiques CNRM et sont d crits dans le chapitre 3 Il a t question de valider les versions 4 et 5 du mod le successivement mises en places au CNRM au cours de cette th se en termes d tat moyen et de variabilit inter annuelle a intra saisonni re sur des simulations de type AMIP forc es par les TSM sur la p riode 1971 2000 Les principales diff rences entre les versions 4 et 5 du mod le ARPEGE Climat se r sument a l utilisation d un nouveau sch ma radiatif ainsi qu l utilisation du module de surface continentale SURFEX dans la version 5 Ces modifications ont permis de corriger un biais chaud syst matique en surface aux hautes latitudes et de diminuer certains biais sur l tat moyen hivernal tant dans la troposph re que dans la stratosph re Comme la plupart des mod les de circulation g n rale Maycock 2011 ARPEGE Climat simule un vortex stratosph rique polaire d intensit trop faible et d cal vers le sud associ a une sous estimation de la divergence des flux d Eliassen Palm traduisant l affaiblissement du jet stratosph rique d hiver La version 5 permet de corriger en partie ces biais mais pas de repositionner le jet vers le p le Par ailleurs l ancienne version du mod le montre une variabilit stratosph rique trop faible qui souligne notamment la difficult reproduire les extr mes de vent zonal dans la stratosph re et qui est am lior e dans la version 5 A l chelle intra
57. la circulation troposph rique et le climat de surface en se projetant sur les modes AO NAO qui dominent la variabilit hivernale a nos latitudes Ces travaux reposent d une part sur des tudes statistiques a partir des r analyses atmosph riques disponibles sur la seconde moiti du 20 si cle et le d but du 21 si cle dont la qualit n a cess de progresser au cours des derni res ann es y compris dans la stratosphere Il s appuient d autre part sur une hi rarchie de mod les atmosph riques dont les mod les en quations primitives et des exp riences de sensibilit consistant par exemple imposer une perturbation initiale ou persistante dans les niveaux stratosph riques Malheureusement de nombreux mod les de climat peinent encore reproduire de mani re spontan e sans initialisation les principales caract ristiques de la circulation stratosph rique et de sa variabilit que ce soit l quateur QBO ou aux hautes latitudes RSS et climatologie du vortex polaire Ceci est un obstacle majeur pour ces tudes de sensibilit comme le montrent par exemple les r sultats de Peings et al 2012 indiquant que la r ponse de l AO une perturbation de l enneigement hivernal via un couplage troposph re stratosph re est sensible aux biais du mod le ARPEGE Climat dans la stratosph re quatoriale Ce constat explique en partie que certains syst mes op rationnels de pr vision saisonni re y compris celui de M t o
58. les r analyses 130 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 La figure 19 montre les composites du g opotentiel 10 hPa sur la diff rence entre les ann es Ni o et les ann es Nina La r ponse du vortex polaire au forcage par l ENSO visible dans les r analyses par une anomalie significative du g opotentiel aux hautes latitudes n est que partiellement captur e par l ensemble C31 forc par les TSM observ es L exp rience NEP permet d am liorer un peu la r ponse polaire au forcage ENSO De mani re attendue l exp rience C31 ne parvient pas simuler la r ponse stratosph rique au for age QBO qui est mieux reproduite par l ensemble NEP figure 20 Par construction l exp rience NGP reproduit fid lement aussi bien les effets ENSO que QBO La r ponse troposph rique au forcage par l ENSO illustr e sur la figure 21 correspond a la structure caract ristique de la PNA avec quatre centres d actions dont trois extra tropicaux Cette r ponse est relativement bien reproduite par l ensemble C31 malgr une extension excessive des anomalies significatives vers l Europe La relaxation de la stratosph re quatoriale ou globale n am liore pas cette r ponse 500 hPa DJF SSTn34 composites of DJF Z500 m DJF QBO composites of DJF Z500 m ERA5O C31 R 0 81 ERA5O C31 R 0 52 All wake 50 40 30 20 10 10 20 30 40 Figure 21 Composites DJF du g opotentiel Figure 22
59. lleure corr lation et une meilleure variance Dans la troposph re les versions high top et low top sont similaires tout au long de la simulation En r sum Comme l avait sugg r le chapitre 3 la version high top ne permet pas d am liorer l tat moyen ni la variabilit hivernale du mod le aux latitudes extratropicales L effet de l initialisation ne modifie pas ces conclusions le mod le d rivant vers sa climatologie en l espace de 1 2 mois dans la stratosph re selon la configuration et de moins de vingt jours dans la troposph re La version high top n a pas non plus d impact sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle hivernale dans la stratosph re polaire En revanche elle permet de mieux reproduire l indice QBO de novembre et pour la saison DJF par rapport la version low top L valuation des scores quotidiens pour les deux ensembles montre que la version high top pr sente un avantage dans la stratosphere polaire qui ne se maintient que sur les dix premiers jours de la simulation Dans l tat actuel du mod le ARPEGE Climat l augmentation de la r solution verticale ne semble donc pas tre un moyen d obtenir une stratosphere plus r aliste Les configurations high top et low top ne diff rent que par l l vation du toit du mod le et le nombre de niveaux verticaux dans la stratosphere Pour permettre une valuation rigoureuse nous avons pris le parti d imposer les param trisations physiques dans les deu
60. n crit re bas sur l anomalie de temp rature polaire 500 hPa a t appliqu afin de s parer les membres en une population dite propagative anomalie positive et une population non propagative Si un pr conditionnement troposph rique n est pas flagrant les diagnostics effectu s ont montr une diff rence de flux d Eliassen Palm entre les deux populations avant le RSS ainsi qu une anomalie de g opotentiel 500 hPa au p le plus forte pour les membres propagatifs qui se renforce dans les vingt jours suivants le RSS de mani re coh rente avec notre crit re de discrimination Ces r sultats sugg rent que les membres qui r pondent favorablement l anomalie stratosph rique pr sentent d j une anomalie chaude dans la troposph re polaire avant le RSS Cependant si la relaxation de la stratosph re vers les r analyses permet d isoler les diff rents comportements troposph riques pour des membres ayant une m me variabilit dans la stratosph re cette m thode n est pas n cessairement sans ambigu t cause des interactions qui ont lieu des chelles de temps relativement courtes entre la stratosphere et la troposph re lors d v nements de type RSS Une solution alternative pour tudier les m canismes li s aux RSS en laissant ces interactions libres serait d effectuer des ensembles de simulations avec stratosph re libre initialis s plus ou moins longtemps avant le d but du RSS e Evaluation de l influ
61. nal a 50 hPa sur la boite 55 N 65 N 180 W 180 E pour le mois de novembre en haut et la saison DJF en bas pour les ensembles C31 et NEP Pour chaque exp rience en rouge les anomalies en moyenne d ensemble ligne paisse sont compar es aux r analyses ERA 40 en noir La figure e montre la s rie temporelle DJF pour la moyenne des cing premiers membres de C31 Les lignes fines rouges discontinues repr sentent la dispersion d ensemble cart type de 1 et les anomalies minimum et maximum sont indiqu es en lignes fines rouges continues R est le coefficient de corr lation entre l anomalie moyenne des exp riences et des r analyses 125 3 Effet de la relaxation stratosph rique sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle a C31 NOV b NGP NOV NOV NAO anomalies NOV NAO anomalies C31 R 0 39 NGP R 0 60 ERASO NAO anomaly index NAO anomaly index 6 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 7 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 YEARS YEARS DJF NAO anomalies DJF NAO anomalies C31 R 0 31 NGP R 0 62 ERASO NAO anomaly index NAO anomaly index 6 Ut L 1960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 201 51960 1964 1968 1972 1976 1980 1984 1988 1992 1996 2000 2004 2008 YEARS YEARS e C31 5 DJF DJF NAO anomalies 5 membres C31 R 0 23 NAO anomaly index 6960 1965 1970 1975 1980 19
62. nection Journal of Climate 15 1969 1978 doi 10 1175 1520 0442 2002 015 lt 1969 TNTSC gt 2 0 CO 2 Ambaum M H P B J Hoskins and D B Stephenson 2001 Arctic Oscillation or North Atlantic Oscillation Journal of Climate 14 16 3495 3507 doi 10 1175 1520 0442 2001 014 lt 3495 AOONAO gt 2 0 CO 2 Andrews D G 1985 Wave Mean Flow Interaction in the Middle Atmosphere in Advances in Geophysics vol Volume 28 Part A pp 249 275 Baldwin M P and T J Dunkerton 1999 Propagation of the Arctic Oscillation from the stratosphere to the troposphere J Geophys Res 104 D24 30937 30 946 doi 10 1029 1999JD900445 Baldwin M P and T J Dunkerton 2001 Stratospheric Harbingers of Anomalous Weather Regimes Science 294 5542 581 584 doi 10 1126 science 1063315 Baldwin M P D B Stephenson D W J Thompson T J Dunkerton A J Charlton and A O neill 2003 Stratospheric memory and skill of extended range weather forecasts Science 301 5633 636 640 Barnston A G Y He and M H Glantz 1999 Predictive Skill of Statistical and Dynamical Climate Models in SST Forecasts during the 1997 98 El Nino Episode and the 1998 La Nina Onset Bulletin of the American Meteorological Society 80 2 217 243 doi 10 1175 1520 0477 1999 080 lt 0217 PSOSAD gt 2 0 CO 2 154 Bell C J L J Gray A J Charlton Perez M M Joshi and A A Scaife 2009 Stratospheric Communication of El Ni o Teleconn
63. ns les tests pr liminaires effectu s avec la version 4 sans initialisation Il est cependant n cessaire de prendre en compte la taille de nos ensembles pour l interpr tation de ces r sultats L effet de la relaxation peut effectivement paraitre moins spectaculaire mais le fait de prendre 5 membres a la place de 31 a un impact non n gligeable a la fois en termes de scores et de dispersion d ensemble Il serait donc important d accro tre la taille des ensembles avant notamment de conclure sur l int r t potentiel d une stratosphere quatoriale statistique voir la section du chapitre 2 139 140 Chapitre 6 Conclusion Chapitre 6 Conclusion L objectif de cette th se tait de mieux comprendre l influence de la stratosph re sur la variabilit climatique extra tropicale en hiver dans l h misph re nord et de quantifier sa contribution la pr visibilit climatique aux chelles mensuelle saisonni re en comparaison de la contribution du forcage par les temp ratures de surface de la mer observ es Etat de l art De nombreux travaux t moignent d interactions entre la troposphere et la stratosph re en particulier aux chelles intra saisonni re et inter annuelle La variabilit hivernale de la stratosphere polaire dans l h misph re nord notamment l occurrence de r chauffements stratosph riques soudains serait en partie forc e par des ondes plan taires troposph riques et pourrait en retour influencer
64. ore de C41 par rapport a C31 La figure 9 nous montre que les scores des deux ensembles sont quivalents dans la troposph re et au del du premier mois dans la stratosphere En particulier la configuration high top ne montre un avantage dans la stratosphere polaire 120 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 que pendant les dix premiers jours de la simulation avant d tre d pass e par l exp rience C31 Cette fen tre de 10 jours correspond la p riode pendant laquelle les scores de chacune des exp riences tendent se rapprocher de leurs scores relatifs la climatologie figure 10 Ces diagnostics permettent une tude comparative des erreurs quadratiques des deux ensembles mais ne donne pas d informations sur leurs corr lations avec les r analyses ni sur leurs variances respectives Le diagramme de Taylor permet de rassembler ces diff rentes informations sur un m me graphique et r sume le degr de correspondance entre les mod les et les r analyses Nous proposons ici d valuer pour chaque jour et chaque simulation le score bas sur la corr lation spatiale du g opotentiel sur le domaine North Polar Cap Chaque point du diagramme est plac de mani re ce que la distance par rapport l origine soit gale l cart type de la simulation d ensemble Sa position azimutale donne la valeur du coefficient de corr lation entre le mod le et les r analyses voir Taylo
65. oyenne d ensemble de C31 31 membres 5 premiers membres C315M NEP et NGP Nous avons vu dans cette section qu une stratosph re parfaite permet d am liorer la reproductibilit de la variabilit inter annuelle hivernale dans l h misph re nord dans la troposph re et en surface La relaxation de la stratosph re quatoriale permet une meilleure simulation de l indice PNJ du fait de l influence de la QBO sur la variabilit stratosph rique polaire mais donne des scores quivalents C31 moyenne des cinq premiers membres dans la troposph re La section suivante s int resse plus finement la capacit du mod le reproduire les anomalies DJF dans la stratosph re et la troposph re jusqu en surface en tudiant s par ment la r ponse aux for ages QBO et ENSO 129 4 Composites ENSO et QBO 4 Composites ENSO et QBO Cette section se propose d analyser s par ment la r ponse du mod le aux forcages ENSO et QBO dans la stratosph re dans la troposphere et en surface Pour le forcage ENSO les composites sont trac s sur les diff rences entre les ann es Ni o ann es pour lesquelles l anomalie de l indice ENSO bas sur les TSM Ni o3 4 d passe un demi cart type o et Nina ann es pour lesquelles l anomalie de l indice ENSO d passe 0 5 Pour le forcage QBO les composites sont trac s sur les diff rences entre les ann es QBO Ouest ann es pour lesquelles l anomalie de l indice QBO d passe 0 5 o et QBO Est ann
66. port d une relaxation stratosph rique globale ou simplement quatoriale e Quelle est la nature des interactions entre les for ages oc anique ex ENSO et stratosph rique ex QBO Pour r pondre a ces questions plusieurs jeux de simulations d ensemble initialis es au premier novembre sur les cinquante hivers NDJF des ann es 1958 a 2007 ont t r alis s Ces simulations ont t effectu es avec la version 5 d ARPEGE Climat incluant le module SURFEX avec les caract ristiques suivantes un tableau r capitulatif des diff rentes exp riences est fourni en annexe e Grille horizontale tl63 environ 300 km de r solution e Forcage par les TSM AMIP qui sont une combinaison de HadISST et des TSM de la NOAA SURFEX ne fonctionnant pas sur banquise les r analyses du CEPMMT sont utilis es pour compl ter les champs aux hautes latitudes e Forcage de l ozone la climatologie de Fortuin et Kelder 1998 est utilis e e Les gaz effet de serre et les a rosols volcaniques suivent l volution observ e pour la p riode consid r e 1958 2007 e Pour les autres types d a rosols une climatologie est impos e e Ensembles de 5 ou 31 membres en fonction de l application ou non du nudging Au sein de chaque ensemble les membres diff rent uniquement par les tats initiaux utilis s Le premier membre est r alis en utilisant un restart fichier de conditions initiales issu des r analyses ERA40 ou ERA Interim s
67. r 2001 pour des informations plus d taill es La figure 11 montre le suivi quotidien de ces informations sur les champs de g opotentiel a 10 hPa et 500 hPa pour chacune des exp riences C31 et C41 Le diagramme de Taylor pr sente donc ici quatre s ries de valeurs 120 dont le premier jour 1 novembre se situe aux alentours de l arc d cart type 1 Comme nous l avons constat sur les diagnostics pr c dents les scores de l ensemble C41 dans la stratosphere en bleu sont meilleurs que C31 dans les 10 premiers jours puisqu ils pr sentent une plus forte corr lation avec les r analyses et un cart type normalis plus proche de 1 Taylor Diagram O1 g 1 5 C31 Z710 npe Correlation C41 210 npe OF 31 4500 npe C41 4500 npc Standard deviation 1 0 0 5 j 0 0 0 5 1 0 1 5 Figure 11 Diagramme de Taylor Suivi quotidien des scores pour les exp riences C31 et C41 bas s sur les corr lations spatiales entre les simulations et les r analyses calcul es pour le g opotentiel 10 hPa et 500 hPa sur le domaine North Polar Cap Les cercles pleins indiquent les jours 1 10 20 et 30 121 2 Effet de la configuration high top Les deux configurations sont similaires sur quelques jours puis se s parent ensuite C31 se rapprochant d une corr lation de 0 8 La version high top pr sente donc un avantage dans la stratosph re polaire qui ne se maintient que les dix premiers jours la fois gr ce une mei
68. rch letters 25 9 1297 1300 Thompson D W J and J M Wallace 2000 Annular Modes in the Extratropical Circulation Part I Month to Month Variability Journal of Climate 13 5 1000 1016 doi 10 1175 1520 0442 2000 013 lt 1000 AMITEC gt 2 0 CO 2 Tibaldi S and E Molteni 1990 On the operational predictability of blocking Tellus A 42 3 343 365 doi 10 1034 j 1600 0870 1990 t01 2 00003 x Uppala S M et al 2005 The ERA 40 re analysis Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society 131 612 2961 3012 doi 10 1256 qj 04 176 Vautard R 1990 Multiple weather regimes over the North Atlantic analysis of precursors and successors Monthly weather review 118 10 2056 2081 Voldoire A et al 2012 The CNRM CM5 1 global climate model description and basic evaluation Climate Dynamics 1 31 doi 10 1007 s00382 011 1259 y Walker S G T 1924 Correlation in Seasonal Variations of Weather X Applications to Seasonal Forecasting in India Meteorological Office Wang B et al 2009 Advance and prospectus of seasonal prediction assessment of the APCC CliPAS 14 model ensemble retrospective seasonal prediction 1980 2004 Climate Dynamics 33 1 93 117 doi 10 1007 s00382 008 0460 0 Watanabe M and T Nitta 1998 Relative Impacts of Snow and Sea Surface Temperature Anomalies on an Extreme Phase in the Winter Atmospheric Circulation Journal of Climate 11 11 2837 2857 doi 10 1175 1520 0442 1
69. ropical a droite par rapport aux r analyses sur la p riode 1958 2007 La ligne noire correspond a l cart type inter annuel observe L erreur est plus lev e pour la configuration high top tout au long de la saison mise a part en fin d hiver et est maximale au mois de janvier Si la dispersion d ensemble de l exp rience C31 est moins lev e sur la saison DJE elle tend a augmenter progressivement jusqu atteindre une dispersion quivalente la version high top Notons par ailleurs que l erreur des deux simulations est plus grande que la variabilit inter annuelle observ e a partir du mois de d cembre Dans la troposphere les deux ensembles ont un comportement similaire en termes a la fois de dispersion et d erreur quadratique qui reste sup rieur a l cart type observ tout au long de la simulation Mis part dans la stratosphere quatoriale o l ensemble C41 parvient a maintenir 119 2 Effet de la configuration high top un signal QBO satisfaisant bien que de trop faible amplitude la configuration high top ne semble donc pas apporter de b n fice dans la stratosphere sur la saison DJE La section suivante s int resse une valuation plus pr cise des scores quotidiens pour les simulations C31 et C41 2 3 valuation du score quotidien pour les exp riences C31 et C41 tant donn que la configuration high top ne semble pas avoir d effet majeur en moyenne sur la saison DJE cette section se propose d valuer de
70. saisonni re quelle que soit la r solution verticale utilis e le mod le peine simuler une stratosph re r aliste reproduire une bonne variabilit et maintenir la persistance des fortes anomalies stratosph riques ce qui peut avoir un effet sur la propagation en surface de tels signaux Une m thode pour avoir une stratosph re r aliste et ainsi pouvoir tudier son influence sur le climat de surface et les interactions stratosph re troposph re est de la prescrire en utilisant la technique du nudging utilis e notamment par Douville 2009 ou Jung et al 2011 pour tudier l influence du vortex polaire sur la variabilit hivernale dans l h misph re nord Le chapitre 3 a permis de confirmer qu une stratosph re extra tropicale r aliste apporte une r elle valeur ajout e par rapport au seul forcage oc anique tant sur l tat moyen que sur la variabilit troposph rique diff rentes chelles Simuler une stratosphere extra tropicale parfaite permet en effet de corriger significativement l tat moyen et l cart type inter annuel dans la troposph re jusqu en surface Cela permet galement une bonne simulation des modes de variabilit hivernale AO NAO Par ailleurs la relaxation vers une stratosph re climatologique permet d j de reproduire des modes 142 Chapitre 6 Conclusion AO NAO plus proches des r analyses sugg rant que les biais syst matiques du mod le ARPEGE Climat en terme de climatologie stratosp
71. te est indiqu entre parenth ses Nous avons vu qu une stratosph re parfaite NGP am liore la pr visibilit du principal mode de variabilit hivernale extra tropicale qu est la NAO et des temp ratures en surface sur l Europe du nord Elle donne g n ralement de meilleurs scores dans la troposph re par rapport au seul for age par les TSM observ es mise part pour quelques ann es particuli res La r ponse du mod le aux for ages ENSO et QBO a galement t mise en vidence par les composites pr c dents mais n est pas syst matique La suite de cette section permet de comparer plus pr cis ment les scores pour des hivers particuliers Pour permettre une comparaison propre des exp riences nous montrons ici pour C31 les r sultats issus des cinq premiers membres mais ils sont ici quivalents si l on prend 31 membres La figure 28 montre les scores mensuels sur le g opotentiel 500 hPa pour les 155 4 Composites ENSO et QBO ensembles NGP et C31 pour chacune des ann es 1958 a 2007 Elle met en vidence les mois correspondant a un vortex polaire fort en bleu ou a un vortex polaire faible en rouge afin de voir si l am lioration des scores dans NGP est surtout li e au signal correspondant a un affaiblissement ou un renforcement du vortex stratosph rique polaire 2500 correlation coefficients with ERA40 Dec 1958 2007 2500 correlation coefficients with ERA40 Jan 1958 2007 1 0 0 8 0 6 O 4 HGP N
72. tentiel 10 hPa sur le domaine North Polar Cap et 500 hPa sur l h misph re nord extra tropical gt 25 N L erreur quadratique moyenne est d finie comme la moyenne des carr s des erreurs en points de grille par rapport aux r analyses 118 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es sur la p riode 1958 2007 Mse l Y Y X ou nest la taille de l chantillon nombre de pas de temps et N i de points de grilles et X yin et Xo sont les anomalies simul es en moyenne d ensemble ou observ es par rapport la climatologie La dispersion d ensemble D est quant elle d finie comme l cart type autour de la moyenne d ensemble des champs de g opotentiel D ty X XY o m est le nombre de membres et X est la moyenne d ensemble i 1 des champs de g opotentiel RMSE et dispersion d ensemble pour 210 npc RMSE et dispersion d ensemble pour 2500 nh 600 70 ag 500 60 400 50 i i mm i nr meters meters 40 300 200 20 30 100 10 k Of j Fa ci cdl F fil uy 3 i i i i 0 K D J F 0 M D J F months months Figure 8 Evolution de l erreur quadratique moyenne en traits pleins et de la dispersion d ensemble en pointill s des pr visions NDJF de g opotentiel a 10 hPa sur le domaine North Polar Cap a gauche et a 500 hPa sur le domaine h misphere nord extra t
73. tra tropicale hivernale par rapport au seul for age par les TSM observ es Les r sultats obtenus sont encourageants mais sensibles la version du mod le et au profil vertical de nudging utilis s In fine la question de la pr vision de la stratosph re se pose donc pour exploiter 145 cette influence potentielle Comme nous l avons vu la fin du chapitre 2 un simple sch ma auto r gressif d ordre 3 de pr vision de la QBO donne de meilleurs scores que nos pr visions dynamiques forc es par des TSM observ es ce qui sugg re la faisabilit d une pr vision statistico dynamique pour laquelle la stratosph re quatoriale pourrait tre nudg e vers ce sch ma statistique Concernant la stratosph re extra tropicale des tests pr liminaires non montr s dans ce manuscrit proposant une pr vision statistique du vortex polaire bas e sur une r gression multiple ont montr des r sultats encourageants en validation crois e leave out one cross validation Les pr dicteurs utilis s ENSO QBO enneigement Eurasiatique a rosols volcaniques rayonnement solaire au sommet de l atmosph re observ s avant le mois de Novembre pour pr voir le vent zonal en hiver D J F dans la basse stratosph re ne sont cependant pas n cessairement additifs ce qui soul ve la question de la pertinence d une approche lin aire et de la faisabilit d une pr vision statistique du vortex dont les scores seraient suffisants pour avoir un effet posit
74. uels le mod le serait nudg dans la bande quatoriale vers un sch ma statistique de pr vision de la QBO Cette partie n a pas pu tre trait e dans cette th se mais il serait important d augmenter la taille de nos ensembles nudg s afin d tudier l influence de la stratosph re de mani re plus robuste avant de conclure sur l int r t potentiel d une stratosphere quatoriale statistique e En conclusion Depuis une dizaine d ann es un nombre grandissant d tudes s int resse a la stratosph re et son influence sur la variabilit climatique diff rentes chelles de temps La faible r solution verticale de la stratosph re est souvent mise en cause pour expliquer une absence de pr visibilit l chelle saisonni re dans les mod les coupl s oc an atmosph re qui montrent des biais syst matiques importants dans la stratosph re Maycock 2011 et les mod les commencent depuis peu voir leur r solution verticale augmenter Nos travaux ont cependant montr que dans l tat actuel du mod le ARPEGE Climat l augmentation de la r solution verticale avec ajout de 10 niveaux stratosph riques et l vation du toit 0 1 hPa ne suffit pas pour obtenir une stratosph re plus r aliste C est pourquoi tout au long de cette th se la technique de la relaxation vers les r analyses du CEPMMT a t exploit e afin de montrer de mani re id alis e l influence d une stratosph re parfaite sur la variabilit climatique ex
75. ues associ s au couplage troposph re stratosph re de nouvelles exp riences num riques pourraient tre conduites D une part de mani re sym trique aux simulations effectu es au cours de cette th se des simulations nudg es dans la troposphere notamment vers une troposphere climatologique dynamique et temp rature estim e partir de r analyses et ou d une exp rience de contr le pourraient tre r alis es pour isoler la variabilit interne de la stratosphere et sa contribution ventuelle aux RSS D autre part des ensembles de simulations forc es par les TSM observ es avec stratosph re libre mais initialis s plus ou moins longtemps avant les RSS observ s ou simul s dans une exp rience de contr le pourraient tre conduits pour analyser les m canismes qui sous tendent l influence de la stratosph re sur la troposph re sans recourir la technique de nudging qui par construction d truit le caract re coupl des interactions entre troposph re et stratosph re e Etude de pr visibilit en mode coupl oc an atmosph re Dans cette th se les conditions aux limites inf rieures temp rature de surface de la mer et sup rieures stratosph res ont t trait es comme deux forcages ind pendants de la variabilit troposph rique simul e par le mod le ARPEGE Climat Cependant il s agit la d une construction hautement id alis e et si l oc an contribue la variabilit stratosph rique cf effet de
76. une quinzaine de degr s vers le sud par rapport aux r analyses avec une intensit moindre La configuration high top semble amplifier le biais stratosph rique polaire principalement en fin d hiver a C31 OBS b C41 C31 Zonal wind component Zonal wind component m s 1 MAR MAR FEB FEB i JAN JAN O O DEC DEC NOV NOV 6 5 4 3 2 10 1 23 4 5 6 6 5 4 3 2 1 0 123456 Figure 1 Coupe latitude temps de la climatologie quotidienne du vent zonal en moyenne zonale 50 hPa a Diff rence entre l exp rience C31 et les r analyses issues du CEPMMT b diff rence entre C41 et C31 Significativit 99 en pointill s Cela montre que l initialisation de nos simulations ne modifie pas l impact de la configuration high top sur la climatologie du mod le ARPEGE Climat Cela signifie t il que ces simulations d ensemble convergent rapidement vers les biais syst matiques du mod le Pour r pondre cette question la figure 2 montre le cycle annuel du vent zonal 50 hPa moyenn dans la bande 55 N 65 N 180 W 180 E qui sera utilis e dans la suite du chapitre pour d finir l indice Polar Night Jet ainsi qu 30 hPa dans la bande 113 2 Effet de la configuration high top quatoriale qui nous sert d finir la QBO et permet de visualiser la rapidit de la d rive des simulations C31 et C41 dans la stratosph re polaire On y constate d une part que l effet de l initialisation p
77. x configurations La version high top aurait cependant probablement n cessit quelques r glages notamment de la param trisation des ondes de gravit orographiques mais les effets obtenus auraient alors pu davantage provenir de ce r glages que de la r solution verticale proprement parler 3 Effet de la relaxation stratosph rique sur la reproductibilit de la variabilit inter annuelle Bien que l on s attende retrouver des r sultats similaires aux tests pr liminaires effectu s au chapitre 3 au vu de l impact limit de l initialisation atmosph rique ces diagnostics sont effectu s avec une nouvelle version d ARPEGE Climat et avec un profil vertical de relaxation diff rent voir le chapitre 4 De plus le nombre d hivers utilis s 50 ans permet d assurer des r sultats plus robustes Cette section se propose donc de comparer les scores de pr vision saisonni re pour les ensembles libres et nudg s en termes de corr lations avec les r analyses dans la troposph re et en surface Nous comparerons d une part l effet de la relaxation stratosph rique globale exp rience NGP par rapport au seul for age par les TSM observ es exp rience C31 et d autre part l effet de la relaxation de la stratosph re quatoriale et donc de la QBO exp rience NEP Seule l exp rience C31 sera utilis e pour ces comparaisons les configurations low top et high top tant tr s 122 Chapitre 5 Pr visions d ensemble avec TSM observ es

Chapitre 5 - Les thèses en ligne de l`INP

Contents

Download Pdf Manuals

Related Search

Related Contents

Chapitre 5 - Les th&egrave;ses en ligne de l`INP

Contents

Download Pdf Manuals

Related Search

Related Contents

Chapitre 5 - Les thèses en ligne de l`INP