Circulation de Mousson, Jet Tropical d'Est et Jet d'Est Africain

Par dénition, un régime de mousson est une réponse dynamique et hydrique à un diérentiel énergétique entre l'océan et le continent. Dans le cas de la MAO, les alizés de l'Atlantique Sud, dirigés par les hautes pressions de l'anticyclone de Sainte-Hélène se chargent en vapeur d'eau et prennent une orientation sud-ouest sous l'eet de la force de Coriolis après avoir passé l'équateur. Le diérentiel est né des forts contrastes qui opposent

les eaux de l'Atlantique (faibles variations thermiques) aux régions désertiques du Sahara (fortes amplitudes diurnes). Concrètement, c'est la dépression thermique du Sahara, ren- forcée par les remontées d'eaux froides sur l'Atlantique Sud et les ondes équatoriales qui se mettent en place en mai sur le Golfe de Guinée, qui produit d'importants gradients nord- sud de pression, d'humidité et de température. Cette situation produit donc un gradient nord-sud d'énergie statique dans les basses couches et une circulation divergente cellu- laire dans toute la troposphère. Elle couple dans les basses couches la divergence des ux d'
humidité de l'Atlantique sud et équatorial à leur convergence au dessus du continent qui alimente la convection humide (Fig.1.7 et Fig.1.8).

Au printemps boréal, ces gradients de ux d'énergie s'intensient, précédant la migra- tion des maxima de convergence du ux d'humidité et donc du ux de mousson (Zheng and Eltahir [1998]). La pénétration du ux d'humidité à l'intérieur du continent correspond à une relaxation des gradients horizontaux et verticaux d'énergie. C'est cette circulation qui pilote les diérents types de temps et les saisons de pluies (mai-juin et septembre-octobre en régions guinéennes, juillet-août en régions sahéliennes) et qui explique la distribution quasi-méridionale des isohyètes annuelles caractérisées par une forte diminution vers le nord (de 1500-2000 mm sur le Golfe de Guinnée à 100 mm vers 20N)(Donheur [1974], Leroux [1983]). Avant AMMA, les études de Sultan and Janicot [2000] et de Le Barbé et al. [2002] ont montré que la mise en place de la saison des pluies sur les régions sahéliennes s'opère par une transition brusque des précipitations vers la n du mois de juin ("saut de mousson" climatologique) passant d'une position 5N à une position 10N. Dans ces études, le mécanisme impliqué dans le "saut de mousson" était encore mal cerné et posait la validité du schéma classique d'une transition méridienne régulière des précipitations liée à la position zénitale du soleil (Hamilton and Archbold [1945]). Plus récemment, Drobinski et al. [2007] ont montré dans le cadre de AMMA l'importance des proccessus d'interaction d'échelles et de l'orographie dans la mise en place du "saut de mousson" ; soit entre autres les positions de l'anticyclone de Libye, de l'AEJ, du FIT et de l'Harmattan par rapport à l'orographie ouest africaine.

En somme, la circulation de mousson est un processus sensible aux états de surfaces océaniques et continentales. Lamb [1978a], Lamb [1978b] et Lough [1986] montraient déjà le rôle joué par les températures de surfaces marines. Par exemple, un réchauement de l'Atlantique Sud associé à un refroidissement de l'Atlantique Nord limite la pénétration continentale de l'humidité et décale la convergence des ux d'humidité vers le sud. Charney [1975] a montré que l'albédo de surface avait une rétroaction positive sur la sécheresse à l'échelle pluri-annuelle. Eltahir [1998] montre que la baisse de l'humidité des sols réduit l'évaporation, donc, limite la convergence des ux d'humidité, et donc, limite les gradients horizontaux et verticaux d'énergie. Xue and Shukla [1993] montre la sensibilié de la cir- culation de mousson à la végétation en concluant que la désertication du Sahel réduit la convergence des ux d'humidité et des précipitations. Zheng and Eltahir [1998] montrent le drame posé par la dégradation des forêts et savanes en zone guinéenne qui réduit l'énergie statique humide dans les basses couches et donc la circulation de mousson. Pour résumer,

la circulation de mousson induite par le diérentiel énergétique entre l'océan et le conti- nent, est sensible aux gradients méridiens d'énergie, eux-mêmes sensibles aux conditions de surfaces, océaniques et continentales (Diongue [2001]).

En outre, ces gradients d'énergie jouent un rôle non seulement dans la circulation de mousson mais également dans la circulation de moyenne troposphère marquée par la pré- sence de l'AEJ et dans celle de la haute troposphère, au dessus de l'AEJ, sur son anc sud, marquée par un jet de plus grande échelle, le TEJ.

Le TEJ est un courant s'étendant de l'Asie à l'Atlantique, lié à l'établissement de la mousson indienne vers le début du mois de juin. Il a pour origine les contrastes thermiques existants dans le sud-est asiatique entre les massifs montagneux du Tibet et les régions océaniques moins chaudes situées près de l'équateur. On peut l'observer sur l'Afrique oc- cidentale entre 100 et 200 hPa autour de 10N avec une intensité maximale de 20 m.s−1_.

Mallet et al. [2000] indiquent que les interactions entre la convection et le TEJ sont mal connues en précisant qu'elles pourraient présenter des similarités avec celles observées aux moyennes latitudes avec les Jets de haute troposphère. Ils montrent par ailleurs qu'il existe un dédoublement du TEJ avec deux maxima de part et d'autre de la zone convective, avec un maxima marqué à l'entrée du jet caractérisé par une forte circulation anticyclonique et un maximum secondaire à la sortie du jet. Burpee [1972] montrait par ailleurs que le TEJ satisfait le critère d'instabilité de Charney and Stern [1962] et pourrait être à l'origine d'une activité synoptique vers 100-200 hPa. En eet, ce critère, indique qu'un renversement du gradient méridien de la vorticité potentielle est une condition nécessaire et susante d'instabilités barotrope et barocline. Ainsi, le fort cisaillement zonal et vertical de part et d'autre de l'axe du jet induirait une forte instabilité barotrope et barocline du jet qui favoriserait une activité ondulatoire synoptique.

L'AEJ est un jet d'échelle régionale observé pendant l'été boréal en moyenne tropo- sphère entre 500 hPa et 700 hPa dont le coeur est situé autour de 15N. Il s'étend du lac Tchad au Cap-Vert, avec des intensités maximales de l'ordre de 15 m.s−1_{. Il résulte du fort}

gradient thermique existant dans les basses couches entre le Sahara et le Golfe de Guinée et du renversement de ce gradient méridien en altitude.

L'origine et le maintien de ce jet jouent un rôle crucial aussi bien sur le développe- ment des ondes d'est que sur l'organisation de la convection humide. C'est Burpee [1972] qui, le premier, a indiqué, en s'appuyant sur une étude statistique de données issues de sondages sur l'Afrique de l'Ouest et de l'Est, que les gradients thermiques discutés plus haut induisent une circulation méridionale agéostrophique thermique directe qui permet de convertir de l'énergie potentielle en énergie cinétique entraînant le maintien du jet. Il a montré que l'AEJ satisfait le critère de Charney and Stern [1962] contribuant à la croissance d'onde d'est d'échelle synoptique tant par des transferts barotropes, liés aux cisaillemnts horizontaux du jet, que baroclines, liés aux cisaillements verticaux du jet. Enn, les études de Cook [1999] et Thorncroft and Blackburn [1999], en réalisant des simulations à l'aide

de modèles de circulation générale (MCGs) pour étudier respectivement la génération et le maintien de l'AEJ, ont montré que la production de l'AEJ dans ces modèles est sensible i) au schéma de surface (i.e. à une représentation réaliste de l'humidité du sol et des ux), ii) au schéma de couche limite et en particulier de la couche limite Saharienne, et iii) au schéma de convection permettant de simuler la convection liée à la ZCIT.