Etude de la variabilit´e interannuelle avec un AORCM 

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Mod`ele de la mer M´editerran´ee : OPAMED8

Historique de la mod´elisation num´erique en M´editerran´ee

La mise en place du mod`ele OPAMED8 et les objectifs scientifiques de cette th`ese d´ecoulent en grande partie de l’historique de la mod´elisation oc´eanique de la mer M´editerran´ee. Je me propose d’en faire ici un rappel en soulignant les probl`emes qui restent `a r´esoudre.
Avant les mod`eles 3D aux ´equations primitives qui interviennent au d´ebut des ann´ees 90, la mod´elisation en M´editerran´ee se basait sur des mod`eles simplifi´es. Les plus simples sont les mod`eles `a deux et trois couches propos´es par Bryden and Stommel (1984) permettant de mani`ere analytique de comprendre les principaux m´ecanismes `a l’oeuvre en mer M´editerran´ee au niveau du d´etroit de Gibraltar (sur-m´elange, contrˆole hydraulique) mais aussi entre la couche de surface, la couche interm´ediaire et la couche profonde. Des mod`eles `a 2 couches sont ´egalement utilis´es par des auteurs manipulant aussi des OGCMs500 (Myers and Haines, 2002) afin d’expliquer le comportement des mod`eles complexes. En 1989, deux articles jumeaux comparent l’approche analytique `a deux couches (Cr´epon et al., 1989) `a l’approche par mod`ele quasi-g´eostrophique `a deux couches (Barnier et al., 1989).
Ils montrent que le ph´enom`ene de convection profonde du bassin ouest force une partie de la circulation horizontale de ce bassin et que donc le processus de convection doit ˆetre int´egr´e (param´etr´e) dans les mod`eles de mer M´editerran´ee. En parall`ele, l’´etude de la composante barotrope et barocline de la M´editerran´ee Est est r´ealis´ee par Malanotte-Rizzoli and Bergamasco (1989) et Malanotte-Rizzoli and Bergamasco (1991).
Des mod`eles 1D de couche de m´elange sont ´egalement utilis´es pour ´etudier les sites de convection profonde faisant l’hypoth`ese que le coeur du vortex de convection est isol´e de l’advection lat´erale. Lascaratos et al. (1993) pour la formation de la LIW et Mertens and Schott (1998) pour celle de la WMDW en sont de bons exemples. Haines and Wu (1995) utilisent quant `a eux un mod`ele 1D de diffusion verticale pour expliquer l’´evolution des caract´eristiques de la LIW dans leur OGCM.
Des mod`eles en boˆıte (ou box model) servent quant `a eux `a rendre compte de l’´evolution des caract´eristiques des sous-bassins de la M´editerran´ee et `a prendre en compte diff´erentes couches (B´ethoux and Gentili, 1996; B´ethoux et al., 1999). Harzallah et al. (1993) en utilisent pour montrer l’impact des flux oc´ean-atmosph`ere sur le transport d’eau en M´editerran´ee et Ashkenazy and Stone (2003) pour montrer que la circulation thermohaline de mer Eg´ee poss`ede 2 ´etats stables comme l’oc´ean Atlantique (Stommel, 1961) et peut basculer de l’un `a l’autre tr`es rapidement, expliquant ainsi l’EMT (Eastern Mediterranean Transient). Un mod`ele hydraulique par boˆıtes est ´egalement utilis´e par Matthiesen and Haines (2003) pour des applications pal´eoclimatiques.
Madec (1990), compl´et´e par trois articles (Madec et al., 1991a,b, 1996), montre que l’on peut simuler un comportement tr`es r´ealiste du processus de convection profonde du bassin Liguro-Proven¸cal avec un OGCM carr´e et `a fond plat centr´e sur la zone MEDOC ajoutant progressivement le flux de flottabilit´e, le flux de quantit´e de mouvement, la variabilit´e spatiale et la variabilit´e temporelle. Ce type de mod`ele se prˆete bien `a l’´etude de processus avec des possibilit´es d’´etudes de sensibilit´e aux param`etres du mod`ele (diffusion verticale, horizontale, relief sous-marin, …). L’impact d’un relief sous-marin id´ealis´e est repris ´egalement par Herbaut et al. (1998) toujours avec OPA mais pour expliquer la circulation au d´etroit de Sicile.
Les mod`eles aux ´equations primitives avec une bathym´etrie r´ealiste et repr´esentant l’ensemble du bassin m´editerran´een ou au moins un des deux bassins apparaissent avec Roussenov et al. (1995) et Haines and Wu (1995) qui utilisent une version M´editerran´ee du mod`ele GFDL-MOM et avec Zavatarelli and Mellor (1995) avec une version M´editerran´ee du mod`ele POM de Princeton. La r´esolution de MOM est 0.25˚ avec 19 niveaux sur la verticale et une fronti`ere ouverte `a Gibraltar. Roussenov et al. (1995) utilisent des flux calcul´es `a l’aide de la SST du mod`ele et de champs atmosph´eriques climatologiques (vents, temp´erature) et ´etudient le cycle saisonnier. Ils n’arrivent pas `a simuler la MTHC3. Zavatarelli and Mellor (1995) font mieux, avec des flux prescrits de quantit´e de mouvement, de chaleur et d’eau, en simulant la formation de la LIW et de la EMDW mais pas celle de la WMDW. Haines and Wu (1995) (tension de vent climatologique saisonni`ere, rappel en SST et SSS) simulent la LIW (trop chaude) et son trajet vers l’ouest, l’EMDW et son trajet vers le sud-est et une convection interm´ediaire pour la WMDW. Wu and Haines (1996) am´eliorent la formation et la propagation de la LIW en introduisant une relaxation plus contraignante dans le gyre de Rhodes et en diminuant les coefficients de viscosit´e et de diffusivit´e horizontaux afin d’am´eliorer la dispersion de la LIW par les tourbillons. Le trajet de la LIW est bien repr´esent´e ce qui permet `a celle-ci de pr´econditionner la convection profonde en Adriatique. Dans le nord du bassin ouest en hiver, Wu and Haines ajoutent une correction de la salinit´e de surface climatologique vers laquelle un rappel est effectu´e afin de simuler le pr´econditionnement par la LIW au moment du m´elange. Ces corrections (gyre de Rhodes, golfe du Lion) seront reprises par quasiment toutes les ´etudes utilisant MOM par la suite. Leur simulation dure 21 ans dont 1 an de spin-up.
Apr`es les Italiens et les Anglais, une ´equipe fran¸caise d´eveloppe ´egalement un OGCM r´ealiste avec un mod`ele de la M´editerran´ee Ouest (Herbaut et al., 1996, OPA). L’objectif principal est l’´etude de la circulation du bassin Ouest (AW, gyre d’Alboran, LIW, courant Alg´erien, …). Fixer l’arriv´ee de la LIW grˆace `a une zone de rappel `a l’Est du d´etroit de Sicile permet de faciliter le probl`eme de son advection rencontr´e par Wu and Haines (1996). Dans ce mod`ele, la diffusion verticale d´epend du nombre de Richardson et la r´esolution est de 11 km (deux fois mieux qu’avec MOM et POM) avec 20 niveaux-Z maisdes simulations transitoires de 1 an. Ce mod`ele de M´editerran´ee Ouest est repris dans le th`ese de Jan (2001) avec un travail sur l’influence de la r´esolution verticale ainsi que sur l’influence de la variabilit´e du vent `a partir de champs ARPEGE. La premi`ere ´etude prenant en compte un for¸cage interannuel (1980-88) r´ealiste date de Pinardi et al. (1997)4 avec le mod`ele MOM au 1/4˚, 31 niveaux sur la verticale et des am´eliorations dans les formules bulk depuis Roussenov et al. (1995). La description des diff´erentes formules bulk se trouve dans Castellari et al. (1998). Le choix parmi diff´erentes formules est bas´e sur un flux net de chaleur de -7 ± 3 W/m2 et un flux de chaleur latente compris entre 103 et 122 W/m2. Les param`etres atmosph´eriques proviennent du NMC5 (futur NCEP6) pour la temp´erature, le vent et l’humidit´e relative et du COADS7 pour les nuages : 11 ans de spin-up (for¸cage climatologique) puis 9 ans de simulation interannuelle avec for¸cage variable toutes les 12 heures. En revanche, le flux d’eau est param´etr´e par un terme de rappel `a une climatologie (Brasseur et al., 1996) et ne poss`ede donc pas de variabilit´e interannuelle. Leur conclusion : la variabilit´e interannuelle est importante mˆeme si, ici, elle est principalement forc´ee par les vents. Cette ´etude sera compl´et´e par Korres et al. (2000a,b) qui utilisent des EOFs et une analyse des cycles ´energ´etiques pour ´etudier plusieurs simulations avec ´etude de sensibilit´e aux diff´erents for¸cages. En s’appuyant sur le mˆeme mod`ele et sur diverses exp´eriences de sensibilit´e, Castellari et al. (2000) r´ealisent ce qui reste pour le moment la meilleure ´etude (9 ans) de la variabilit´e interannuelle de la convection profonde pour les diff´erentes masses d’eau en M´editerran´ee8, donnant au passage leur taux de formation et une premi`ere id´ee de leur variabilit´e interannuelle. Ils prouvent entre autres qu’avec des formules bulk, on ne peut pas forcer la convection profonde (WMDW, EMDW) avec des moyennes mensuelles mais que les for¸cages quotidiens sont n´ecessaires. La LIW (taux de formation de 1.5 `a 3.5 Sv suivant les tests sur les flux de surface) est form´ee chaque ann´ee avec une variabilit´e interannuelle en volume, la LDW (de 0.9 `a 4.3 Sv), la WMDW (de 0.2 `a 1.6 Sv avec correction ad-hoc de la SSS vers laquelle on rappelle, 0.02 Sv sans correction) et l’EMDW (de 0.16 `a 0.36 Sv) sont form´ees environ une fois tous les 3 ans (pas tr`es significatif sur 9 ans de simulation).
Rappelons cependant que le fait de ne pas forcer le mod`ele avec des flux d’eau variables d’une ann´ee sur l’autre limite fortement la variabilit´e interannuelle de la SSS et donc desprocessus de couches limites (Ferry, 2001). Rappelons ´egalement qu’une correction de la climatologie de sel (Janvier, F´evrier) utilis´ee pour le rappel est n´ecessaire `a la simulation de la formation de la WMDW suivant ainsi les recommandations de Wu and Haines (1996)

Etat de l’art de la mod´elisation num´erique en M´editerran´ee For¸cages

De nombreux types de for¸cages (rappel en SST et SSS, flux issus de mod`eles, flux issus de donn´ees observ´ees, vents ou SST satellitaires, formules bulk interactives avec la SST du mod`ele, m´ethode two-tier) ont ´et´e utilis´es pour les mod`eles de M´editerran´ee sans qu’un tri ne s’effectue r´eellement. Quelques tendances se d´egagent cependant : Il est clair par exemple que les techniques de rappel en surface disparaissent petit `a petit au profit de flux poss´edant une variabilit´e interannuelle. De ce point de vue-l`a, le flux d’eau reste encore probl´ematique avec tr`es peu de donn´ees (mod`ele ou observ´ees) de qualit´e. Le r´ealisme de la variabilit´e interannuelle des mod`eles de M´editerran´ee en souffre sˆurement. L’´equilibre du flux de chaleur moyen autour de la valeur de -7 ± 3 W.m–2 (B´ethoux, 1979) semble ´egalement devenir une condition n´ecessaire. Une autre tendance est l’augmentation de la  ´esolution pour la tension de vent. Sans parler de mod´elisation cˆoti`ere ou par bassin, l’´etat de l’art est une r´esolution spatiale de 50 km et l’objectif semble ˆetre des flux `a une r´esolution de 20 ou 10 km. Concernant la fr´equence de for¸cage, des donn´ees `a variabilit´e quotidienne semblent le minimum et une fr´equence de 6h a d´ej`a ´et´e test´ee. Le for¸cage interannuel n’est pas encore g´en´eralis´e surtout pour des simulations d´epassant les 10 ans. Un jeu de donn´ees tr`es r´ecent pourrait r´evolutionner le for¸cage des mod`eles de M´editerran´ee dans les ann´ees `a venir. En effet, suite aux travaux de Sotillo et al. (2005), il existe maintenant une version haute r´esolution (50 km) de la r´eanalyse du NCEP r´ealis´ee par une m´ethode de descente en ´echelle dynamique sur la p´eriode 1958-2001.

Les simulations num´eriques de la mer M´editerran´ee

Choix des for¸cages en surface
Au cours de cette th`ese, nous avons test´e diff´erents jeux de donn´ees pour les flux de surface. Seuls certains seront r´eellement utilis´es dans ce manuscrit.
CEPMMT 98/99 : chronologiquement, le premier for¸cage utilis´e fut l’ann´ee mars 1998 – mars 1999 du CEPMMT suivant en cela la pratique de B´eranger et du projet MERCATOR. Sa r´esolution de 0.5˚ et son r´ealisme chronologique sont tr`es utiles (B´eranger et al., 2006). Cependant les analyses du CEPMMT ne sont disponibles `a cette r´esolution l`a qu’au maximum sur 6 ans (mars 1998 – juin 2004) et encore avec un for¸cage non-homog`ene (changement de mod`ele, changement dans l’assimilation).
Cet intervalle temporel de 6 ans est trop court pour une ´etude significative de la variabilit´e interannuelle. De plus il ´etait impossible de faire des sc´enarios de changement climatique avec ce mod`ele. Dans le manuscrit, il sera uniquement utilis´e pour fixer la dur´ee du spin-up (cf. ci-dessous).
ERA15 : le for¸cage par la r´eanalyse ERA15 a ´et´e envisag´e. Sa faible r´esolution spatiale (1.125˚) et la mauvaise qualit´e de ses flux nous en a d´etourn´e. En effet, son bilan E-P d’environ -0.60 m/an en moyenne sur 15 ans et sur la surface de la mer M´editerran´ee (Boukthir and Barnier, 2000; Mariotti et al., 2002) et son bilan de chaleur (+0.01 W.m–2) ne conviennent pas au for¸cage d’un mod`ele de mer M´editerran´ee (cf. chap. 1).
ERA40 : la r´eanalyse ERA40 (Simmons and Gibson, 2000), beaucoup plus r´ecente, pr´esente 40 ans de flux homog`enes (pas de changement dans la configuration du mod`ele) dont la chronologie synoptique est de tr`es bonne qualit´e grˆace au sch´ema d’assimilation. Sa r´esolution est toujours faible (1.125˚) mais ses flux nets sont meilleurs : -12.3 W.m–2 pour le flux de chaleur et -0.69 m/an pour le flux d’eau. Ces flux ont ´et´e utilis´es au CNRM au cours de ma th`ese mais aussi dans les ´etudes de Benoit et al. (2004) et Sevault and Somot (2005). Dans ce manuscrit, nous les utiliserons dans le chapitre 3 pour l’´etude de la convection profonde de l’hiver 1986-87 au large du golfe du Lion utilisant ainsi sa chronologie synoptique (exp´erience OM8-15.X ainsi que OM8-17.1 et OM8-17.2). Nous utiliserons ´egalement une simulation de 40 ans forc´ee par les flux ERA40 et d´ebiais´ee en sel (cf. ci-dessus et Ferry (2001)) pour expliquer les d´efauts de ces flux et valider les flux ARPEGE-Climat : le nom de cette simulation de 40 ans est OM8-ERA.
ARPEGE-Climat, Medias : finalement notre ´etude se basera surtout sur lesdonn´ees issues du mod`ele ARPEGE-Climat pr´esent´e ci-dessus dans sa version Medias, c’est-`a-dire zoom´e sur le bassin m´editerran´een. Sa haute r´esolution (50 km), la longueur des simulations (40 ans en climat pr´esent) et la qualit´e de ces flux (-34.3 W.m–2 puis -5.9 W.m–2 corrig´e par le rappel en SST et E-P = -0.90 m/an) en font un outil indispensable de l’´etude de la variabilit´e interannuelle du bassin m´editerran´een. La simulation d’ARPEGE-Climat (1961-1999) utilis´ee dans cette th`ese s’appelle ARP. La simulation correspondante d’OPAMED8 est OM8-ARP. Sc´enario IPCC-A2 : une simulation ARP-SA2 transitoire du 21`eme si`ecle (2000- 2099) suivant le sc´enario IPCC-A2 et r´ealis´ee avec la mˆeme version d’ARPEGEClimat sera utilis´ee afin d’estimer l’´evolution possible de la mer M´editerran´ee sous l’impact du r´echauffement climatique. Les r´esultats peuvent ´egalement ˆetre trouv´es dans Somot and Sevault (2005) et Somot et al. (2005). La simulation d’OPAMED8 correspondante s’appelle OM8-SA2. Une simulation de contrˆole, jumelle de la premi`ere, est ´egalement effectu´ee, son nom est OM8-CTL Sc´enario IPCC-B2 : on a ´egalement utilis´e la simulation atmosph´erique ARP-SB2 (identique `a ARP-SA2 mais suivant le sc´enario IPCC-B2) pour forcer OPAMED8.
Les r´esultats de cette simulation oc´eanique (OM8-SB2) sont d´ecrits dans Sevault et al. (2003) et ne seront pas repris dans ce manuscrit.
Question de spin-up
Toute simulation oc´eanique d´emarre par un spin-up permettant au mod`ele oc´eanique d’atteindre un quasi-´equilibre entre les courants et les masses d’eau que l’on veut ´etudier `apartir d’un ´etat de repos. Pour nous qui voulons ´etudier autant la surface que le fond de la mer M´editerran´ee, un “bon” spin-up sera celui o`u toutes les couches de la mer M´editerran´ee auront atteint un ´equilibre. La longueur de spin-up d´etermine en grande partie la stabilit´e et le biais du mod`ele lors du reste de la simulation. Plus le spin-up est long, plus le mod`ele sera stable ensuite. En revanche, plus il est long et plus le mod`ele a le temps de s’´ecarter des conditions initiales et de pr´esenter des masses d’eau biais´ees. L’objectif de cette th`ese ´etant d’´etudier la variabilit´e interannuelle autour d’un ´etat d’´equilibre et/ou de consid´erer des tendances dues au r´echauffement climatique, nous nous devons de faire un spin-up assez long pour atteindre cet ´equilibre. Ce n’est bien sˆur pas le cas ni des ´etudes en oc´eanographie op´erationnelle o`u le but est de coller aux observations (Drillet et al.,2005, Projet MERCATOR), ni des ´etudes se consacrant `a la surface (B´eranger et al., 2004; Alhammoud et al., 2005).
Le temps de renouvellement des eaux m´editerran´eennes ´etant de l’ordre de 100 ans (Robinson et al., 2001), plusieurs centaines d’ann´ees sont n´ecessaires en th´eorie pour un bon spin-up. Dans notre cas, on part de la climatologie MEDATLAS-II qui poss`ede une structure 3D de temp´erature et de salinit´e repr´esentant toutes les masses d’eau en M´editerran´ee. Par cons´equent, le spin-up sera plus court. Pour les courants, la mise `a l’´equilibre est relativement rapide et l’´energie cin´etique est un bon traceur de l’´etat d’´equilibre du mod`ele.
L’´energie cin´etique au cours du spin-up pour diff´erentes couches de la mer M´editerran´ee est visible sur la figure 2.8 avec 2 for¸cages diff´erents. L’utilisation du for¸cage r´ep´et´e identique `a lui-mˆeme d’une ann´ee `a l’autre permet de d´eterminer que la stabilisation en ´energie cin´etique a lieu au bout de 2 `a 3 ans. L’´energie cin´etique s’att´enue avec la profondeur mais son cycle saisonnier avec un maximum en hiver est tout de mˆeme visible dans les couches inter ´ediaires et profondes. L’amplitude du cycle saisonnier est plus marqu´ee avec un for¸cage ARPEGE-Climat qu’avec un for¸cage CEPMMT ce qui tend `a prouver que les vents sont plus forts dans ARPEGE-Climat. La variabilit´e interannuelle de l’´energie cin´etique est plus marqu´ee avec le for¸cage interannuel et est surtout visible en hiver.

Table des matières

1 Introduction g´en´erale 
1.1 Mare Nostrum
1.2 Machine thermodynamique
1.2.1 Flux d’eau, de sel et de chaleur
1.2.2 Masses d’eau et circulation thermohaline
1.3 Influences climatiques de la Mer M´editerran´ee
1.4 Influences du climat sur la mer M´editerran´ee
1.4.1 T´el´econnexions
1.4.2 Syst`emes d´epressionnaires
1.4.3 Le relief et les vents
1.4.4 Les fleuves
1.4.5 La mer Noire
1.5 Variabilit´e et tendances en M´editerran´ee
1.5.1 Au dessus de la surface de l’eau
1.5.2 Sous la surface de l’eau
1.6 Organisation de la th`ese
1.6.1 Th´ematiques scientifiques
1.6.2 Outils
1.6.3 Plan de la th`ese
2 Pr´esentation des mod`eles num´eriques et des simulations 
2.1 Entre AGCM et RCM : ARPEGE-Climat `a maille variable
2.1.1 Besoin de mod`eles climatiques r´egionaux
2.1.2 Etat de l’art
2.1.3 Caract´eristiques d’ARPEGE-Climat, Medias, Version 3
2.2 Mod`ele de la mer M´editerran´ee : OPAMED8
2.2.1 Historique de la mod´elisation num´erique en M´editerran´ee
2.2.2 Etat de l’art de la mod´elisation num´erique en M´editerran´ee
2.2.3 Le mod`ele OPAMED8
2.2.4 Les simulations num´eriques de la mer M´editerran´ee
2.3 Mod`ele coupl´e r´egional AORCM : SAMM
2.3.1 Motivation pour les mod`eles coupl´es r´egionaux
2.3.2 Couplage ARPEGE-Climat / OPAMED8
2.3.3 Pr´esentation des simulations coupl´ees
2.4 R´ecapitulatif des simulations climatiques
3 Formation de la WMDW : hiver 1987 et flux ERA40 
3.1 Etude de cas : l’hiver 1986-87
3.1.1 Pr´esentation du cas observ´e
3.1.2 Pr´esentation des simulations
3.1.3 Validation de la simulation de r´ef´erence OM8-15.7
3.1.4 M´ecanismes
3.1.5 Etude de sensibilit´e
3.1.6 Discussion
3.1.7 Conclusion sur l’´etude de cas de l’hiver 1986-87
3.2 Validit´e des flux ERA40 `a l’´echelle climatique
3.2.1 La convection profonde
3.2.2 Les flux oc´ean-atmosph`ere
3.3 Conclusion et validation d’OM8-ARP
4 Etude de la variabilit´e interannuelle avec un AORCM 
4.1 Mise en place du AORCM
4.2 Etude du spin-up
4.3 Etude du bassin m´editerran´een
4.3.1 Flux de surface
4.3.2 Topographie dynamique et circulation de surface
4.3.3 Temp´erature et salinit´e
4.3.4 Densit´e en surface et profondeur de la couche de m´elange
4.3.5 Formation des masses d’eau et circulation thermohaline
4.4 Etude de la formation de la WMDW
4.4.1 Pr´eambule concernant les corr´elations
4.4.2 Flux de surface
4.4.3 Temp´erature et salinit´e
4.4.4 Profondeur de couche de m´elange
4.4.5 Stratification en novembre
4.4.6 Formation d’eau dense par les flux de surface
4.4.7 Taux de formation de la WMDW
4.4.8 Caract´eristiques θ-S-ρ de la WMDW form´ee
4.4.9 Fonction de retournement
4.4.10 Restratification
4.4.11 Export de la WMDW nouvellement form´ee
4.4.12 Synth`ese concernant les corr´elations temporelles
4.4.13 T´el´econnexions
4.5 Conclusion
4.6 Perspectives
4.6.1 Id´ees pour tester les r´etroactions
4.6.2 Probl`eme de chronologie
4.6.3 Id´ees de correction des d´erives
4.6.4 Vers un sc´enario coupl´e r´egional corrig´e
5 Cyclog´en`ese en M´editerran´ee 
5.1 Cadre de l’´etude
5.2 La cyclog´en`ese en M´editerran´ee
5.3 M´ethode de suivi automatique des d´epressions
v5.3.1 Diff´erentes m´ethodes de suivi automatique
5.3.2 La m´ethode de suivi automatique utilis´ee
5.3.3 Application aux simulations d’ARPEGE-Climat
5.4 Le domaine m´editerran´een
5.4.1 Statistiques g´en´erales
5.4.2 Validation g´eographique
5.4.3 Cyclog´en`eses et cyclolyses des d´epressions en M´editerran´ee
5.4.4 Variabilit´e interannuelle
5.4.5 Impact du couplage r´egional et de la SST
5.4.6 Sc´enario de changement climatique
5.5 La cyclog´en`ese du golfe de Gˆenes
5.5.1 Validation par rapport `a ERA40
5.5.2 Composites : m´ethodologie
5.5.3 Description de la d´epression type dans ARPEGE-Climat
5.5.4 Comparaison forc´e/coupl´e
5.5.5 Impact du couplage et/ou du biais en SST
5.5.6 Sc´enario de changement climatique
5.6 De l’importance d’un sc´enario coupl´e
5.7 D´epressions et convection oc´eanique profonde
6 Conclusion 
6.1 Conclusions num´eriques
6.2 Conclusions scientifiques
6.2.1 Convection profonde et circulation thermohaline : stabilit´e, variabilit´e et impact du changement climatique
6.2.2 Cyclog´en`ese et d´epressions m´editerran´eennes
6.3 Perspectives
6.3.1 Flux oc´ean-atmosph`ere et variabilit´e
6.3.2 Convection profonde et MTHC
6.3.3 Cyclog´en`ese
Bibliographie 

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