Soutenance mémoire
Jet d’Est Africain (JEA au AEJ, African Easterly Jet en anglais)
C’est un vent thermique d’est principalement lié à la différence de température entre l’air chaud du Sahara, siège d’une importante dépression thermique, et l’air plus frais venant du golfee de Guinée (Océan Atlantique). Ce vent migre vers le nord en période de mousson. Il souffle dans la moyenne troposphère entre 700 et 500 hPa (3-5 km) (Charney, 1962 ; Burpee, 1972, 1974). Des études plus récentes (Pytharoulis and Thorncroft, 1999 ; Hsieh and Cook 2008) ont montré des relations entre les caractéristiques de l’AEJ, le gradient thermique et hydrique entre le nord et le sud, les ondes d’est dont on parlera plus loin et la convection sèche au nord de la ZCIT et humide au sud. Le JEA est un élément important du climat sahélien. Lafore et Moncrief (1989) ont montré par le biais de simulations que l’organisation de la convection et l’apparition de lignes de grains sont favorisées par le cisaillement du vent associé à la présence du JEA dans les couches moyennes et du flux de mousson dans les basses couches. Le JEA a une intensité variable avec un maximum de 15 m/s et une forte variabilité en altitude. Cadet et Nnoli (1987) pensent que le JEA a pour effet de transporter l’humidité au-dessus des régions sahéliennes et on note par ailleurs qu’il s’intensifie pendant les années sèches (Kanamitsu et Krisnamurti 1978). Sur la figure 1.2 on voit la coupe verticale moyenne en août du vent zonal (mis) à la longitude 0°W montrant le flux de mousson dans les basses couches, le Jet d’Est Africain et le Jet d’Est tropical (JET ou TEJ, en anglais).
L’orage multicellulaire ou multi cellule
C’est un regroupement de cellules individuelles contiguës se déplaçant ensemble comme une seule entité et liées à un même processus de convection. Chacune des cellules se trouve à une phase donnée du cycle de vie de l’orage, passant tour à tour aux phases de formation, de maturité et de dissipation. Ce type d’orage a la particularité d’avoir une durée de vie plus longue que celle des deux types précédents. Il peut durer quelques heures voire un ou plusieurs jours. Il peut parcourir des centaines de kilomètres et son activité pluvioorageuse va intéresser ainsi de vastes territoires. Cette remarquable longévité de l’orage multicellulaire est associée à un renouvellement des cellules qui se dissipent alors que de nouvelles se forment. Nous reviendrons plus loin sur les organisations les plus fréquemment observées dans notre domaine d’étude. Nous retenons ici l’orage multicellulaire organisé sous forme d’alignement de cellules individuelles pour expliquer le processus de renouvellement des cellules à l’origine de la longévité de ce type d’orage. Le schéma conceptuel de cette organisation consiste en une disposition dans laquelle les cellules en formation sont à l’avant, celles en maturité au centre et celles en dissipation en arrière. Nous considérons le côté où se produit le renouvellement des cellules comme le front du système dans le sens du déplacement de l’orage. De nombreuses conceptualisations de régénération de nouvelles cellules et de propagation de ce type d’orage, faites à partir soit d’observation, soit de modélisation, existent. Lin et al. (1998) en ont fait une revue. Ces études mettent presque toutes en avant un mécanisme périodique auto-entretenu de déclenchement de la convection lié à un environnement favorable (conditions d’instabilité, humidité suffisante, CAPE, cisaillement vertical de vent, etc .). En outre elles font appel à une circulation de méso-échelle issue des interactions entre circulations convectives des cellules individuelles et circulation de plus grande échelle. La circulation de méso-échelle contrôle l’évolution du cycle de vie des cellules de l’orage et leur disposition. En effet, on peut retenir, en simplifiant, que ce type d’orage est associé à un courant ascendant assurant l’apport d’air humide et chaud situé à l’avant et un courant subsident d’air froid à l’arrière. Nous les désignerons dans la suite respectivement par flux entrant et flux sortant de l’orage. Le flux sortant subsident, alimente et maintient une masse d’air froid, donc dense, en dessous de l’orage (cold pool (en anglais) ou source froide (en français)) qui s’étale vers l’avant. Cet air froid et dense rencontre l’air plus chaud et humide du flux entrant convoyé par le vent des basses couches. La limite de ces deux courants d’air est un véritable front froid dont la trace au sol correspond au front de rafales qui s’observe au passage de l’orage. La turbulence dynamique créée dans ce front constitue un mécanisme de soulèvement convectif de l’air humide moins dense à l’avant qui initie ainsi de nouvelles cellules. Elles se forment à l’avant de l’orage, sont poussées progressivement au centre de l’orage lorsqu’elles sont en phase de maturité puis à l’arrière, au moment de leur dissipation par le flux entrant qui s’incline au fur et à mesure qu’il s’élève. Cette inclinaison est due au cisaillement vertical du vent de grande échelle. En plus de l’affaiblissement de l’apport d’humidité par les courants ascendants des cellules en phase de dissipation et de maturité, la source froide en dessous de celles-ci est un facteur supplémentaire à l’extinction progressive de la convection dans les régions restées plus longtemps sous son influence. Le cycle de vie de chaque cellule individuelle dépend essentiellement de la nature et de l’intensité de la circulation convective à laquelle elle est associée. Comme les cellules interagissent, la dynamique propre ne se maintient pas. Il se développe plutôt une circulation d’ensemble dite de méso-échelle qui intègre toutes les dynamiques propres ainsi que celle de l’environnement immédiat. C’est cette circulation de méso-échelle qui répartit les propriétés dynamiques et thermodynamiques en fonction de la phase du cycle de vie à l’échelle de l’orage en entier. Certains modèles de nuages 2D avec une paramétrisation relativement simple restituent de façon cohérente les distributions de pression, de température potentielle équivalente, de vitesses verticales, d’humidité, etc.., pour différentes phases de l’orage multicellulaire (Houze 1993, Redelsperger et al. 1999). On déduit de ce qui précède, que la cellule individuelle a un mouvement relatif d’avant en arrière par rapport à l’orage; la vitesse de ce mouvement est quasi égale à celle du flux entrant à l’avant de l’orage. Le front de rafales, dont le déplacement détermine en partie celui de la multicellule, a une vitesse égale à celle du courant de densité créé entre le flux d’air froid de la source froide et l’air humide ambiant opposé (Houze, 1993).
Les Lignes de Grains Tropicales
Le grain est une variation violente du vent qui se produit le long d’une ligne étroite et mobile. Cette ligne est très souvent accompagnée d’averses ou d’orages. Elle se développe fréquemment à l’avant d’un front froid dans de l’air humide et instable, mais elle peut également se développer dans l’air instable, très loin de tout front. Lorsque des orages isolés se rassemblent en une ligne et que cette ligne se déplace avec le vent moyen dans l’atmosphère, on a affaire à une ligne de grains. Ce sont des perturbations mobiles propres aux régions tropicales de l’Afrique de l’ouest et centrale. Elles se déplacent d’est en ouest avec une vitesse d’environ 15 m/s. Les lignes de grains évoluent entre les 2 courants d’est (le Jet d’Est Africain et le Jet d’Est Tropical). Elles sont considérées comme un alignement plus ou mois homogène de cumulonimbus. Les lignes de grains sont importantes en juillet — août quand la mousson est épaisse. C’est donc de la convection avec des formations nuageuses, qui peut avoir pour origine la situation synoptique (JEA et JET) ou des particularités géographiques comme le relief (sur la boucle du fleuve Niger, l’Oshogbo Hills et le mont Adamaoua). Près de 75% des précipitations sont dues aux lignes de grains dans la zone sahélienne (Aspliden, 1977; Fortune, 1980 ; Mathon et al. 2002) et à peu près la moitié dans la zone soudanienne, plus humide (Fink et al., 2006). Les lignes de grains sont à classer parmi les MCC constituant les systèmes convectifs organisés en ligne pouvant atteindre sous les tropiques 500 à 1000 km de long sur quelques centaines de km de large. Leur durée de vie est de 12 à 36 heures. Certains systèmes sont à propagation lente, d’autres à propagation rapide (10-20 m/s). Ces systèmes sont associés à d’importants transferts énergétiques et à d’importantes précipitations. Comme dans tous les systèmes convectifs, on y distingue une partie convective de quelques dizaines de km de large et une partie stratiforme de quelques centaines de km de long. La figure 1.14 montre une série de systèmes convectifs sur l’Afrique de l’Ouest le 17 juin 1997. Elles sont caractérisées par leur grande vitesse de propagation entre 10-15 ms-1 et la forme plus ou moins convexe de leur bordure avant. Elles sont le phénomène météorologique le plus violent de l’Afrique de l’Ouest et d’après de nombreux auteurs, elles apportent une proportion importante, environ 80%, des précipitations au Sahel. La convection locale d’échelle limitée se produit généralement sur le continent mais aussi sur l’océan, en zone côtière.
Formation des Lignes de Grains (LG)
Une ligne de grain se forme rapidement; elle atteint son intensité maximale en aprèsmidi et durant les premières heures de la tombée de la nuit. Des chercheurs comme Aspliden et al. 1976, Payne and Mc Gary 1977, Rowell and Milford 1993 proposent plusieurs facteurs qui expliquent l’origine possible des lignes de grains africaines. Ils s’accordent sur le fait que tout mécanisme pouvant contribué au déclenchement de la convection est un bon candidat pour la génération de LG : forçage thermique par le cycle diurne solaire, effets orographiques, phénomènes dynamiques liés à la convergence dans les basses couches ou aux sources d’humidité de surface. Cependant Hodges and Thomcroft (1997), Rowell and Milfort (1993), Mathon and Laurent (2001) trouvent une faible génération sur l’Aïr. Dans les zones où le relief ne dépasse pas 400 mètres, Mathon et Laurent (2001) suggèrent alors l’existence d’autres mécanismes d’initiation après avoir estimé à 55% le nombre d’initiations en région centrale sahélienne. La convergence de grande échelle dans les basses couches associée aux ondes d’Est peut influencer le déclenchement de nuages convectifs. L’existence de basses couches humides et d’air sec dans les couches moyennes est un autre paramètre essentiel au développement des LG. Certaines LG peuvent occuper de grandes aires et avoir de longues durées de vie. Hodges and Thomcroft (1997) trouvent les LG les plus rapides et de plus longues durées de vie dans les zones où l’AEJ est le plus intense. Laing and Fritsch (2000) ont décrit, à l’aide d’analyses du CEPMMT, l’environnement moyen dans lequel les Complexes Convectifs de Méso-échelle (MCC) se développent dans 5 régions du monde dont l’Afrique de l’Ouest. Ils trouvent des environnements similaires de méso-échelle et à l’échelle synoptique qui présentent la plupart des structures dynamiques et thermodynamiques trouvées sur les Etats Unis par Maddox (1983), Cotton et al. (1989), c’est-à-dire :
1- localement une zone fortement barocline avec de fortes valeurs de CAPE (Convective Available Potential Energy) et le cisaillement vertical du vent dans les basses couches (à cause de jets.
2- Un maximum local d’humidité et un minimum local de stabilité ;
3- Une convergence dans les basses couches associée à la divergence des couches élevées ;
4- Un maximum de vorticité des couches moyennes.
Diongue (2001) a simulé le déclenchement de la convection en l’initialisant à partir des champs atmosphériques de grande échelle (analyses du CEPMMT) et des propriétés de surface. Elle montre que la structuration de la LG sur l’Aïr résulte de deux modes d’initiation de la convection. D’abord un forçage thermique local sur les sommets de la montagne (effet orographique et effet diurne) puis une ascendance résultant de la progression de la mousson dans la plaine (forçage de grande échelle).
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Table des matières
Introduction
Chapitre 1 : Généralités sur les systèmes précipitant en Afrique de l’Ouest
1.1. Circulation générale et mousson en Afrique de l’ouest
1.1.1 Circulation générale
1.1.2 La mousson ouest africaine et sa variabilité
1.2. Processus de formation des systèmes précipitants
1.2.1 L’orage ordinaire
1.2.2 L’orage supercellulaire ou supercellule
1.2.3. L’orage multicellulaire ou multi cellule
1.3. Les systèmes convectifs de méso-échelle (MCS)
1.3.1. Les Lignes de Grains Tropicales
1.3.2. Formation des Lignes de Grains (LG)
1.3.3. Cycles de vie des LG
1.3.4. Structure interne des LG
Chapitre 2 : Présentation de la zone d’étude et données utilisées
I. Présentation de la zone d’étude
1. 1 Relief et régions climatiques
1. 2 Végétation
1. 3 Hydrographie
2. Données et méthodes utilisées
2.1 Données
2.2 Méthodologie
Chapitre 3 : Rappel des caractéristiques du climat Guinéen
3.1 La température
3.2 : L’amplitude de température
3.3 L’insolation
3.4 L’humidité relative
Chapitre 4 : Climatologie des précipitations en Guinée
4.1. Les mécanismes de la pluviométrie
4.2. Les types de précipitations observées en Guinée
4.3 Evolution des précipitations moyennes annuelles
4.4 Evolution des écarts à la normale pluviométrique
4.5 Pluviométrie moyenne mensuelle
4.6 Les jours de pluies et les cumuls annuels de pluies
4.7 Quantité et fréquence diurne ou nocturne des précipitations à N’Zérékoré
4.8 Précipitations maximales durant la saison sèche
4.9 Classes de précipitations durant la saison sèche (1931-2000)
4.10 Nombre d’années pendant lesquelles il n’y a eu aucune précipitation durant la saison sèche de 1931 à 2000
4.11 Précipitations maximales mensuelles par décennie
4.12 Comparaison de l’évolution pluviométrique mensuelle de l’année la plus sèche, de l’année la plus humide et de la moyenne de la série
4.13 Excédent et déficit pluviométrique de la normale 1961-1990 par rapport à celle de 1931- 1960
Chapitre 5 : Variabilité spatio-temporelle des pluies en Guinée
5.1 Indice pluviométrique
5.2 Variation moyenne mensuelle de la pluviométrie entre les périodes 1931-1960 et 1961-1990
5.3 Glissement des isohyètes
5.3.1 Glissement des isohyètes entre les normales 1931-1960 et 1961-1990
5.3.2 Glissement des isohyètes 1500 mm, 2000 mm et 2500 mm
5.3.3 Glissement de l’isohyète 1500 par décennie
5. 4 Phase d’installation et de retrait de la mousson
5. 4.1 Phase d’installation de la mousson en Guinée (1931-2000)
5.4.2 Phase de retrait de la mousson en Guinée (1931-2000)
5.4.3 Phase d’installation et de retrait de la mousson durant la période 1931-1960
5.4.4 Phase d’installation et de retrait de la mousson durant la période 1961-1990
5.4.5 Phase d’installation et de retrait de la mousson durant la décennie la plus humide (1951- 1960)
5.4.6 Phase d’installation et de retrait de la mousson durant la décennie la plus sèche (1981- 1990)
5.5 Comparaison des données d’observation à celles de l’IRD et les prévisions du NCEP
5.5.1 Comparaison entre la variation interannuelle de la pluviométrie observée et celle de l’IRD
5.5.2 Comparaison des indices pluviométriques des observations (stations, IRD) et de la prévision NCEP
Chapitre 6 : Approche climatologique des phénomènes pluvio-orageux en Guinée
6.1 Occurrence annuelle de jours orageux et pluvieux
6. 2. Variations du nombre moyen mensuel de jours orageux et pluvieux
6. 3 Variation diurne des orages
6. 4 Rapport hauteur de pluie/nombre de jours orageux (RTR)
Conclusion et perspectives
Références bibliographiques
Annexes
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