Les cumulus dans le système climatique

 Les cumulus dans le système climatique

Les nuages convectifs

Les phénomènes à l’origine de la formation des nuages sont variés, mais sont toujours dus au refroidissement d’une masse d’air. Ce refroidissement peut être lié au soulèvement d’une masse d’air par un relief, au déplacement de masses d’air par advection grande-échelle, ou encore à un effet radiatif près de la surface. Les nuages convectifs se forment au sommet de cellules convectives constituées d’un mouvement ascendant d’air plus léger que son environnement accompagné d’un mouvement subsident compensatoire. Dans le cas des cumulus, ces cellules prennent naissance dans la couche limite. Les interactions avec la surface y génèrent de la turbulence, qui provoque le mélange des couches d’air et le transport de chaleur et de vapeur d’eau. Dans certaines conditions, des particules d’air atteignent la saturation, la vapeur d’eau se condense et des nuages se forment. Selon les conditions météorologiques et l’intensité du chauffage ou de la turbulence, les nuages formés sont des stratocumulus, des cumulus ou des cumulonimbus. Dans cette étude, nous nous intéresserons aux nuages exclusivement formés par mouvements convectifs : les cumulus et les cumulonimbus. Leur cycle de vie est lié au cycle de vie de la couche limite dans laquelle ils se forment.

Caractéristiques des nuages convectifs 

Dans la couche limite, la taille des structures turbulentes varie de quelques millimètres à quelques kilomètres. Dans notre étude, les structures d’une taille inférieure à 200 m seront associées à des phénomènes de petite-échelle. Les cellules convectives à l’origine de la formation des cumulus ont des tailles allant de 200 m à 2 ou 3 km et nous les associerons à de la convection peu profonde. Celle-ci est caractérisée par des vitesses verticales de l’ordre de quelques m s−1 . Dans le cadre de notre étude, “convection peu profonde” sera aussi synonyme de convection non précipitante, même si dans la réalité les cumulus peuvent générer des précipitations, notamment de la bruine. Les cellules convectives à l’origine de la formation des cumulonimbus s’étendent pour leur part de quelques kilomètres jusqu’à plus de 10 km. Nous parlerons alors de convection profonde, à laquelle nous associerons des processus dits à méso-échelle. La vitesse verticale dans ces cellules peut atteindre plusieurs dizaines de m s−1 . La convection profonde est également caractérisée par la présence de gouttes liquides et de cristaux de glace ainsi que de précipitations. La formation des précipitations et leur évaporation créent une dynamique très différente de celle des cumulus.

Le cycle diurne des nuages convectifs 

Au-dessus des continents, les nuages convectifs présentent un cycle diurne marqué, lié à l’influence du chauffage solaire sur le développement de la couche limite et des cellules convectives. Ainsi, les cumulus apparaissent souvent en fin de matinée ensoleillée pour persister puis disparaitre en fin d’aprèsmidi. Dans certaines conditions, la convection profonde apparaît au cours de la journée, provoquant des précipitations maximales en milieu d’après-midi. Par exemple, la fig. 1.2 (en haut) montre le cycle diurne moyen entre le 11 janvier et le 28 février 1999 des précipitations convectives observées au cours de la campagne TRMM/LBA en Amazonie (Tropical Rainfall Measuring Mission/ Large-scale Biosphereatmosphere experiment in Amazonia) (Pereira et Rutledge, 2006). On voit sur ce graphique que le régime convectif peu profond peut donner des précipitations qui sont maximales entre 13h et 14h, alors que les précipitations liées au régime convectif profond augmentent à partir de 10h et atteignent un maximum en milieu d’après-midi. Cette figure illustre également l’influence des conditions à grande-échelle sur le développement de la convection. Par exemple, dans ce cas particulier, le régime de vent d’est est caractérisé par la formation de cellules convectives isolées qui évoluent en systèmes convectifs mésoéchelle donnant de fortes précipitations alors que le régime de vent d’ouest donne de la convection plus faible. Sur la période étudiée, le régime convectif peu profond ne contribue que pour 10% aux précipitations totales sur la journée, le régime convectif profond pour 67% et le régime stratiforme pour 23%.

Au-dessus des océans, où les conditions de surface sont plus stationnaires, le cycle diurne est moins marqué, et on observe souvent des étendues de stratocumulus pendant plusieurs jours d’affilée. Cela est illustré sur la fig. 1.2 (en bas) qui montre le cycle diurne moyen des précipitations convectives au-dessus du Pacifique Est pendant la campagne EPIC (Eastern Pacific Investigation of Climate Processes in the Coupled Ocean-Atmosphere system) entre le 11 septembre et le 11 octobre 2001 (Pereira et Rutledge, 2006). Cette figure montre également que le cycle diurne dépend fortement du régime de vent. Le régime de vent du sud-est caractérisé à cet endroit par un fort cisaillement de vent vertical. Dans ce régime, les pluies convectives augmentent à partir de 00h, et atteignent leur maximum vers 8h. Dans le régime de vent du nord, les précipitations augmentent plus tôt, vers 17h, et sont maximales vers 1h. Sur ce cas, la contribution des pluies stratiformes à la pluie totale est aussi importante que celle des pluies convectives (autour de 48%), alors que celle associée à la convection peu profonde ne représente que 3%. On peut également noter que les précipitations sont plus fortes au cours de la nuit qu’au cours de la journée. Le cycle diurne des nuages peu profonds puis des nuages profonds est controlé par le cycle diurne de la couche limite sous-jacente, dans laquelle la turbulence se développe en phase avec le rayonnement solaire. L’étude du cycle diurne des cumulus est donc indissociable de l’étude de l’évolution de la couche limite au cours de la journée. Dans notre étude, nous nous intéresserons surtout à la convection continentale, et l’étude du cycle de vie des nuages observés au-dessus des océans ne sera pas abordée.

Impacts locaux des cumulus de couche limite

Transport dans la couche limite 

C’est dans la couche limite continentale que s’effectue la grande majorité des émissions de polluants. Les processus turbulents, convectifs et nuageux régissent le transport des gaz et des aérosols depuis la surface vers le sommet de la couche limite, où ils peuvent éventuellement passer dans la moyenne troposphère. La formation de nuages en sommet de couche limite peut accélérer le transport des polluants par des vitesses verticales plus fortes, et les redistribuer à des altitudes plus élevées selon la hauteur du sommet du nuage, où l’air nuageux est détrainé dans l’environnement. Ainsi, la redistribution du CO2 émis en surface est étroitement liée aux processus de mélange dans la couche limite et aux nuages. Nous reviendrons sur l’effet de la condensation dans le transport vertical pour le cas précis des émissions associées aux feux de végétation.

Préconditionnement de la convection profonde 

Contrairement aux cumulus de couche limite, la convection profonde n’est pas en phase avec le rayonnement solaire, avec un maximum d’intensité situé en milieu d’après-midi. Ce décalage semble lié à l’activité de la couche limite nuageuse et à son rôle dans la redistribution de chaleur et d’humidité. Aujourd’hui, un certain nombre d’études (Carpenter et al., 1998; Zhao et Austin, 2005b) mettent en avant l’image qui suit. Dans un premier temps, la formation des cumulus permet d’humidifier progressivement le sommet de la couche limite, favorisant la formation de nuages de plus en plus profonds.

Lorsque la convection profonde se déclenche, cet effet humidifiant et refroidissant des cumulus en sommet de couche limite permet de contre-balancer l’effet assèchant et réchauffant des cumulonimbus à ce niveau, qui a tendance à inhiber la convection. Ce processus contribuerait donc à maintenir la convection profonde au cours de la journée. Les cumulus auraient ainsi une influence sur l’heure de déclenchement des précipitations dans la journée et sur leur durée.

Couplage avec la surface 

Le cycle diurne des cumulus est lié à l’activité convective de la couche limite, qui elle-même dépend fortement des conditions de surface. En même temps, les cumulus rétroagissent sur ces conditions de surface. Localement, l’activité convective associée aux cumulus augmente le transport vertical d’humidité. Cela a pour conséquence d’augmenter l’évaporation en surface. Cette humidité est transportée à son tour vers le sommet de la couche limite, favorisant la formation des nuages et accentuant le transport associé. C’est une rétroaction positive. Parallèlement, les nuages diminuent la fraction du rayonnement solaire qui atteint la surface, réduisant le flux de chaleur restitué par la surface à la couche limite. C’est une rétroaction négative.

Impacts globaux des cumulus de couche limite

La circulation de Hadley 

A l’échelle globale, des nuages bas persistants sont observés entre 40˚S et 40˚N, dans la région des vents alizés (fig. 1.4). Ces vents réguliers soufflent de 20 à 30 km h−1 dans les basses couches de l’atmosphère et sont dirigés du nord-est vers le sud-ouest dans l’hémisphère nord et du sud-est vers le nord-ouest dans l’hémisphère sud. La zone vers laquelle les alizés convergent est nommée zone de convergence inter-tropicale (ITCZ). Elle est formée de nuages convectifs profonds, qui constituent la branche ascendante de la circulation de Hadley-Walker, dont les zones de subsidence se situent vers 30˚ de latitude. Une coupe verticale schématique de cette circulation est représentée fig. 1.5 (figure du haut). Dans la zone de subsidence de la cellule, les nuages sont plutôt de type stratocumulus et constituent souvent un plafond nuageux persistant. Puis, les stratocumulus se déchirent et laissent place à des cumulus de plus en plus épais jusqu’à l’ITCZ où les cumulonimbus prennent le relais. Le rôle des cumulus d’alizé sur la circulation grande-échelle est le sujet de nombreuses études (Tiedtke, 1989; Neggers et al., 2007b, entre autres). Les cumulus et les cellules convectives associées redistribuent chaleur et humidité dans la couche limite, où ils sont tranportés par les vents alizés vers l’ITCZ, où ils alimentent finalement la convection profonde. Les effets de la subsidence contre-balancent localement ceux des cumulus, ce qui permet le maintien d’un équilibre dans la région d’alizé.

Le bilan radiatif 

Les nuages en général ont un impact important sur le bilan radiatif terrestre. En réfléchissant une partie du rayonnement solaire incident (effet parasol), et en en absorbant une part, ils réduisent le flux solaire incident qui atteint la surface. En même temps, en absorbant le rayonnement infrarouge émis par la Terre (effet de serre), ils réduisent le flux radiatif qui s’échappe directement vers l’espace. L’impact relatif de ces deux effets dépend des propriétés microphysiques et macrophysiques des nuages. Les nuages bas comme les stratocumulus ou les cumulus ont un effet parasol fort et un effet de serre faible. En revanche, les nuages hauts comme les cirrus ont un effet parasol faible et un effet de serre fort. Les nuages bas à extension verticale importante, comme les cumulonimbus, ont un impact important dans les deux domaines de longueur d’onde. Ainsi, le refroidissement induit par l’effet parasol des cumulus est supérieur au réchauffement induit par leur effet de serre. Les cumulus ont un effet net refroidissant. L’importance des cumulus dans le bilan radiatif est surtout due au poids statistique fort des cumulus sur le globe, notamment dans les Tropiques (Bony et al., 2004). Mais elle est aussi liée à leurs effets sur la circulation grande-échelle, et notamment à leur rôle sur la couverture nuageuse associée à la convection profonde au niveau de l’ITCZ.

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Table des matières

1 Introduction
1.1 Les cumulus dans le système climatique
1.1.1 Les nuages convectifs
1.1.2 Impacts locaux des cumulus de couche limite
1.1.3 Impacts globaux des cumulus de couche limite
1.2 Enjeux de la modélisation
1.2.1 Etudes de processus
1.2.2 Simulation du changement climatique
1.2.3 Le développement d’un modèle de climat
1.3 Organisation de la thèse
2 Moyens d’étude
2.1 Les observations disponibles
2.1.1 Campagnes d’observations des nuages de couche limite et des systèmes précipitants
2.1.2 L’observation de la couche limite et des nuages au SIRTA
2.1.3 Les satellites
2.2 Thermodynamique et équations d’évolution
2.2.1 Caractéristiques d’une particule d’air
2.2.2 Stabilité locale de l’atmosphère
2.2.3 Les équations d’évolution
2.3 Les modèles numériques
2.3.1 Les simulations des grands tourbillons
2.3.2 Les modèles explicites de nuages
2.3.3 Modèles de Circulation Générale
2.4 Evaluation des GCMs
2.4.1 Climatologies
2.4.2 Configuration 1D
2.4.3 Etudes régionales
3 La couche limite atmosphérique convective et sa paramétrisation dans les GCMs : Le modèle du thermique nuageux
3.1 La couche limite atmosphérique convective
3.1.1 La couche limite atmosphérique
3.1.2 Les structures organisées de la couche limite
3.1.3 Formation des nuages en sommet de couche limite
3.1.4 Caractérisation des thermiques de couche limite
3.2 Paramétrisation de la couche limite convective
3.2.1 Approche classique : La diffusion turbulente
3.2.2 Vers la prise en compte des structures cohérentes de la couche limite
3.2.3 Combinaison des approches diffusive et en flux de masse
3.3 Le modèle du thermique nuageux : Représentation de la couche limite convective nuageuse
3.3.1 Présentation de l’article
3.3.2 Article
3.3.3 Développements futurs
3.4 Bilan
4 Entraînement et détraînement dans les cumulus
4.1 Observations et modélisation
4.1.1 Que nous apprennent les observations ?
4.1.2 La représentation des processus de mélange dans les paramétrisations
4.1.3 Quels taux de mélange pour les paramétrisations ?
4.2 Etude LES de cumulus individuels
4.2.1 Présentation des nuages isolés
4.2.2 Calcul direct des taux de mélange pour chaque cumulus individuel
4.2.3 Ensemble de cumulus
4.3 Des LES à la paramétrisation
4.3.1 Analyse conditionnelle des thermiques de couche limite dans les LES
4.3.2 Calcul de l’entraînement et du détraînement à partir de l’état moyen dans les LES
4.3.3 Amélioration du modèle du thermique
4.4 Bilan
5 La transition vers la convection profonde
5.1 Co-existence des cumulus et cumulonimbus
5.1.1 Paramètres clés de la transition
5.1.2 Lien entre convection peu profonde et profonde dans les GCMs
5.1.3 La convection profonde dans LMDZ
5.2 Couplage entre le modèle du thermique et le schéma de KE sur le cas EUROCS
5.2.1 Le cas EUROCS
5.2.2 Interactions entre le modèle du thermique et le schéma de convection profonde
5.2.3 Couplage des deux schémas
5.3 Validations à l’aide du CRM MESO-NH
5.3.1 Thermique et convection profonde
5.3.2 Thermique, convection profonde et poches froides
5.4 Bilan
6 Application du modèle du thermique à la convection induite par les feux de biomasse
7 Conclusions et perspectives

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