Soutenance mémoire
Le Climat de L’Afrique de l’Ouest et principalement son régime pluviométrique est marqué par une trés grande variabilité sur une large gamme d’échelle d’espace et de temps allant de l’échelle intra-saisonnière à l’échelle décennale. La manisfestation la plus marquante de cette variablitité est l’apparution de la secheresse sous forme d’anomalies négative de précipitations (figure 0.1) au début des années soixante dix (70) après une période humide de près de deux (2) décennies (1950-1968). Les Observations (Nicholson et al, 2000 ; Dai et al, 2004) ont montrées que cette tendance à la baisse de la pluviométrie pendant la saison humide en Afrique de l’Ouest et principalement au Sahel (Juin-Juillet-Aout-Septembre) a commencé vers la fin des années soixante (60) et a continué pendant les années quatre vingt dix (90). Cette sécheresse a eu des conséquences négatives aussi bien sur le plan économique que sur le plan social touchant l’agriculture, les ressources en eau et même la santé des populations et provoquant des famines meurtrières plus particulièrement au Sahel.
Ceci a motivé beaucoup de scientifiques (Folland et al. 1986; Fontaine et al. 1995 ; Lamb 1983; Lamb and Peppler 1992; Nicholson 1997) à s’investir sur les possibles mécanismes qui ont pu conduire à ces événements dramatiques. Le réchauffement de l’Océan Indien (Giannini et al. 2003; Bader and Latif, 2003; Hoerling et al. 2005) et les anomalies de Température de Surface de la Mer (TSM ou SST : Sea Surface Temperature) au niveau de l’Océan Atlantique (Hoerling et al. 2005) semblent avoir joué un rôle principal. Mais les processus de surface peuvent moduler et/ou accentuer ce signal climatique (Zeng et al. 1999). Le climat en Afrique de l’Ouest est donc déterminé par une interaction entre des processus globaux (l’impact des SST) et des processus régionaux (impact du couvert végétal et des zones d’orographie).
Circulation Générale en Afrique de l’Ouest
Les Cellules Tropicales
La circulation générale est le processus par lequel l’équilibre général du système atmosphérique se maintient par transport de masses d’air et d’énergie entre l’équateur et les latitudes plus élevées. Pour la terre entière, la quantité annuelle de rayonnement solaire absorbé et du rayonnement sortant en onde longue sont approximativement en équilibre. Mais ceci n’est pas vrai à une latitude particulère. Le bilan énergetique à la surface de la terre se caractérise par un excédent d’énergie dans les régions tropicales (la quantité moyenne annuelle d’énergie reçue y est supérieure à l’énergie perdue par rayonnement) et un déficit aux latitudes plus élevées (Figure I.1). L’équilibre énergétique est alors entretenu par des transferts d’énergie des zones excédentaires vers les zones déficitaires. Une partie de ces transferts s’effectue sous forme de chaleur sensible par advection méridienne d’air chaud. Une autre partie de ces échanges se fait par libération de chaleur latente associée à l’évaporation de l’eau des océans et des zones humides continentales. Les courants océaniques transportant les eaux chaudes des tropiques vers les latitudes plus élevées contribuent également aux transferts d’énergie.
Ce gradient méridien d’énergie permet de maintenir un gradient de températures de même signe entre les régions tropicales et les latitudes élevées. La circulation qui en découle est appelée circulation de Hadley constituée de deux cellules, chacune dans un hémisphère : ce sont les cellules Nord et Sud de Hadley.
La Cellule de Hadley
L’Afrique de l’Ouest se trouve en zone intertropicale et pour l’étudier dans son contexte le plus général, on se réfère au schéma conceptuel de la circulation méridienne. La circulation de l’air est partagée en un certain nombre de cellules. La plus connue est celle de Hadley. A l’équateur, l’énergie reçue par l’atmosphère est maximale. De là, l’air chaud s’élève. Il est transporté vers le sud et le nord et est remplacé par des masses d’air plus frais au niveau du sol. Au fur et à mesure qu’il s’éloigne de l’équateur, il se refroidit et commence à redescendre à partir des latitudes 30°N et 30°S. Cette cellule de circulation est appelée la cellule de Hadley. La zone équatoriale perd de l’air froid par la branche supérieure venant des régions humides (ascendance équatoriale) et gagne de l’air chaud par la branche inférieure venant des régions désertiques (subsidence subtropicale).
La Cellule de Walker
A ces circulations verticales méridiennes, se superposent des circulations zonales illustrées par la cellule de Walker qui résulte de l’existence de trois régions de convection majeure : Le Pacifique Ouest, l’Amérique du Sud et l’Afrique Centrale. Elle est constituée de plusieurs cellules. La plus importante de ces cellules est celle du Pacifique avec une branche ascendante sur l’Indonésie. Cette région se caractérise par une forte convergence des vents et par des températures de surface océanique (SST) chaudes. La branche subsidente se situe sur le Pacifique Est ou les SST sont plus froides à cause du courant de Humboldt qui longe du Sud au Nord la côte ouest de l’Amérique du Sud. Cette cellule est très sensible aux variations des températures des surfaces océaniques et du sol. En hiver boréal, la faiblesse des vents alizés se traduit par un reflux vers l’Est des eaux chaudes du Pacifique équatoriale et entraîne alors le réchauffement de la température de surface de la mer le long des côtes Ouest de l’Amérique du Sud. Certaines années, ce réchauffement devient plus fort : c’est le phénomène El Nino.
A l’échelle régionale, les contrastes terre-mer, le relief et les hétérogénéités des types de sols et des couverts végétaux, donnent des aspects particuliers à la circulation générale tropicale. Sur l’Afrique de l’Ouest, la circulation régionale moyenne est marquée par l’installation du flux de mousson et du régime des vents en moyenne et haute troposphère. En effet, en été boréal, les vents alizés de l’hémisphère Sud traversent donc l’équateur et sont déviés de leurs sens d’origine Sud-Est (au Sud de l’Equateur) à Sud-Ouest du fait du changement de signe de la force de Coriolis à l’Equateur. En passant au-dessus de l’Océan, les vents alizés se chargent d’humidité et donnent naissance à la mousson.
La Mousson Ouest Africaine
La Mousson Ouest Africaine est un système couplé Terre-Océan-Atmosphère des régions de basses latitudes abritant de zones d’orographie et adjacentes à l’océan. Il peut être considéré comme une circulation thermal directe provoquée par l’exitence d’un gradient méridional horizontal de l’énergie statique sèche et humide dans la couche limite planétaire entre le Golf de Guinée et les régions continentales de l’Afrique de l’Ouest (Plumb and Hou 1992 ; Eltahir and Gong 1996). La circulation de la mousson consiste en quatre grandes axes : le flux des basses couches composé des vents de Sud-Ouest, le Jet d’Est Africaine (JEA) autour de 10°N au niveau de la troposphère moyenne due à l’existence d’un fort gradient thermique du Sud vers le Nord près de la surface et à une circulation transversale contrôlée par la dépression thermique du Sahara, le Jet d’Est Tropical (JET) entre 5 et 10°N dans les hautes couches et le Jet d’Ouest Subtropical entre 30 et 35°N.
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Table des matières
Introduction Générale
Chapitre I: Circulation Générale en Afrique de l’Ouest
I. Les Cellules Tropicales
I.1. La Cellule de Hadley
I.2. La Cellule de Walker
II. La Mousson Ouest Africaine
II.1. Le Flux de Mousson
II.2. Le Jet d’Est Africain
II.3. Le Jet d’Est Tropical
III. Les Ondes d’Est
III.1. Les Ondes d’Est Africaines
III.2. Les Ondes 6-9 jours
Chapitre II: La Modélisation du Climat
I. Généralités sur le Système Climatique et ses Composantes
II. Les Changements Climatiques
III. Les Modèles Climatiques
III.1. La Dynamique des Modèles de Climat
III.2. La Physique des Modèles de Climat
III.2.1. La paramétrisation du Rayonnement ou Transfert Radiatif
III.2.2. La Couche Limite Planétaire
III.3.3. Les Nuages et les Précipitations
III.3. Les Modèles Globaux, Performances et Limites
III.4. La Modélisation Régionale
III.4.1. Le Développement des Modèles Climatiques régionaux
III.4.2. Mise en Œuvre des Modèles Climatiques Régionaux
III.4.3. Avantages et inconvénients de la Modélisation Régionale
Chapitre III: Domaine, Modèle Régional et Simulations
I. Le Domaine d’Etude
II. Description du Modèle Climatique Régional (RegCM3)
II.1. La Structure Verticale et Horizontale du Modèle
II.2. Le Schéma de Rayonnement
II.3. Le Schéma de Couche Limite Planétaire
II.4. Le Modèle de Surface
II.5. Le Schéma de Convection de Grell
III. Les Données
III.1. Les Réanalyses du NCEP
III.2. Les Sorties du ECHAM5
IV. Les Expériences
Chapitre IV: Résultats et Discussions
Partie A : Simulation du Climat Présent
I. Simulation de la Climatologie Moyenne
I.1. Températures Moyennes Saisonnières Simulées
I.2. Précipitations Moyennes Saisonnières Simulées
I.3. Le Cycle Annuel Moyen Simulé
I.4. Le Profil Vertical du Vent Zonal Moyen Simulé
II. Simulation de la Variabilité Climatique
II.1. La Variabilité Intrasaisonnière
II.2. La Variabilité Interannuelle
III. Simulation des Précipitations Extrêmes
III.1. Nombre de Jours Pluvieux et leur Cumul Moyen Simulé
III.2. Nombre de Jours d’Intenses Précipitations Simulé
III.3. Séquence Humide et Sèche Maximale Simulées
Partie B : Scénarios des Changements Climatiques
I. Changements de l’Etat Moyen
II. Changements sur la Variabilité
III. Changements sur les Extrêmes
Conclusion Générale
