Climatologie de l’Afrique de l’Ouest

5. Climatologie de l’Afrique de l’Ouest

En Afrique de l’Ouest et au Sahel, l’alternance de deux masses d’air qui s’opposent par leur humidité détermine le cycle saisonnier du climat.

La saison sèche, d’octobre-novembre à mai, est soumise aux influences des masses d’air boréal en provenance des régions continentales de l’hémisphère nord. Deux anticyclones caractérisent ces masses d’air :

− l'anticyclone des Açores, essentiellement localisé dans les basses couches de l’atmosphère, est à l'origine des vents frais et riches en vapeur d'eau venant du nord : les alizés,

− l'anticyclone maghrébin ou l'anticyclone du Sahara donnant naissance à l'Harmattan, vent chaud et sec de direction nord-est à est, chargé de sable et de poussière.

Durant la saison humide (de juin à septembre), les basses pressions pelliculaires liées à l’énorme apport radiatif que reçoit le Sahara laissent pénétrer les masses d’air austral issues de l’anticyclone Sainte-Hélène. Ce sont des vents maritimes très humides et tièdes de direction sud-ouest appelés moussons.

Les deux masses d’air boréal (Harmattan) et austral (mousson) convergent vers une ceinture dépressionnaire d’environ 200 km de large, appelée Zone de Convergence InterTropicale (ZCIT). Cette zone de convergence dessine l’équateur météorologique dont la trace au sol est connue sous le nom de Front Intertropical (FIT). Le FIT est situé en moyenne vers la latitude 8° N en janvier-février et atteint 20° N en juillet-août qui sont ses positions extrêmes méridionale et septentrionale. Différentes zones de temps sont définies selon la position du front au cours du cycle annuel des oscillations du FIT.

5.1. La circulation en Saison sèche

La saison sèche, d’octobre-novembre à mai, est soumise aux influences des masses d’air boréal en provenance des régions continentales de l’hémisphère nord. Deux anticyclones caractérisent ces masses d’air : l'anticyclone des Açores (essentiellement localisé dans les basses couches de l’atmosphère, étant à l'origine des vents frais et riches en vapeurs d'eau venant du nord : les alizés) et l’anticyclone maghrébin ou l'anticyclone du Sahara donnant naissance à l’Harmattan. Ce sont d’ailleurs ces vents de basses couches appelés Harmattan qui dominent la circulation atmosphérique. Ces vents sont la réponse au fort gradient de pression méridien résultant de la

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présence de l’anticyclone du Sahara et de la zone de basses pressions au niveau de l’équateur. L’Harmattan de l’Afrique du Nord a donc une origine continentale et parcourt une longue surface désertique où les températures sont élevées et la quantité de vapeurs d’eau est extrêmement faible. Ainsi, l’Harmattan est un vent extrêmement sec, chaud la journée, froid durant la nuit et souvent chargé de poussières (HAMILTON et ARCHIBALD, 1945). La saison hivernale, en Afrique au nord de l’Equateur, est également marquée par la formation, durant la nuit, de jets de basses couches (Low Level Jets, LLJs) dans la circulation d’Harmattan. Les LLJs se forment au-dessus du continent Africain tout au long de l’année mais leur fréquence d’occurrence est plus importante en hiver qu’en été. Ainsi, d’après BOU KARAM (2008) 50% des nuits hivernales connaissent la formation de LLJs contre 30% en été (on reviendra sur les LLJs dans les pages qui suivent). De plus, la fréquence d’occurrence et l’intensité des LLJs sont accentuées par la présence d’orographie qui influence le flux général d’Harmattan. C’est typiquement le cas au-dessus de la dépression de Bodélé au Tchad, du centre du Niger et de l’Est du Soudan (BOU KARAM, 2008).

5.2. La dynamique de la « mousson » ou saison des pluies

D’une durée beaucoup plus courte que la saison sèche, la mousson est un terme venant de “Mausam” ou “mawsin” en arabe, signifiant saison et qui sous-entend saison des pluies. Le système de mousson, essentiellement continental, est généralement décrit comme un changement de direction des vents de surface au passage de l’équateur et par conséquent de la présence des pluies. Par extension et abus de langage, les régions terrestres subissant une alternance entre saison sèche et saison humide sont appelées « zones de mousson » (PEYRILLE, 2006). Or toutes les régions possédant une saison des pluies ne sont pas des zones de mousson. Pour être définie comme tel, une saison des pluies doit strictement respecter les critères établis par RAMAGE (1971) qui sont un changement de la direction du vent entre Janvier et Juillet d'au moins 120° (inversion des alizés), une fréquence moyenne d'occurrence de chaque régime de vent supérieure à 40% en Juillet et Janvier, et un vent moyen supérieur à 3 m/s pendant au moins un mois. Les principales zones de mousson en accord avec ces critères sont l’Asie du Sud-Est avec la Mousson Indienne, l’Afrique de l’Ouest et la partie sud du continent Africain, mais aussi le Nord-Ouest de l’Australie. Ces dernières correspondent aux régions localisées là où se réalise la plus grande oscillation saisonnière de la zone de convergence inter-tropicale (ZCIT) qui est la signature principale de cette mousson (REDELSPERGER et al., 2002) et qui constitue la surface de rencontre en moyenne troposphère entre l’Harmattan (vents de nord-est provenant du Sahara

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et transportant de l’air chaud et sec) et les alizés (vents de sud-ouest provenant de l’océan Atlantique et transportant de l’air plus froid et humide) comme représenté sur la figure 3.

Figure 3 : Schéma représentatif de la mousson tiré du site AMMA International

La mousson est caractérisée par des systèmes pluviogènes divers, isolés, organisés en amas ou

structurés en lignes (appelés « lignes de grains »).

Pour l’Afrique de l’Ouest, la mousson a lieu lors de l’été boréal (de Juin à Septembre) passant d’une position côtière, le long du Golfe de Guinée (5°N), à une position plus au Nord, loin dans les terres, sur le Sahel (10°N), à la limite Sud du Sahara. Ce décalage vers le Nord de la convection permet le développement des précipitations intenses vers la zone sahélienne très dépendante de ces apports puisque ce sont les seules sources d’eau de cette région. La Mousson Africaine n’est pas d’une intensité régulière d’une année à l’autre comme le montre GRIST et NICHOLSON (2001), ce qui explique parfois des sécheresses très importantes. Les sécheresses provoquées par ces irrégularités dans le régime pluviométrique ne sont pas seulement limitées au Sahel, mais sont aussi observées sur les côtes du Golfe de Guinée (LEBEL et al., 2000). Le déficit hydrique de ces régions a un fort impact sur la croissance et sur le développement économique notamment sur l’agriculture, principale ressource des pays de l’Afrique de l'Ouest. Ces

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sécheresses sont la signature de la variabilité du climat en Afrique de l’Ouest. Or, cette variabilité temporelle est toujours difficile à évaluer même en connaissant l’un de ses facteurs climatiques dominant qu’est la Mousson de l’Afrique de l’Ouest (MAO). Ces difficultés sont principalement dues aux interactions complexes entre l’atmosphère, la biosphère et l’hydrosphère qui semblent contrôler la dynamique de la Mousson de l’Afrique de l'Ouest et le cycle de vie des systèmes pluviométriques.

Dans le but de comprendre ces interactions et ces variations, la communauté internationale a mis en place un programme d'Analyses Multidisciplinaires de la Mousson Africaine (AMMA), s'échelonnant sur la période 2001-2012, dont les deux principaux buts sont :

- Améliorer la compréhension de la Mousson Africaine de l'Ouest et de son influence sur l'environnement physique, chimique et de la biosphère aux échelles régionale et globale,

- Produire les connaissances qui permettront de relier la variabilité du climat aux problèmes de santé, de ressources en eau et de sécurité alimentaire pour les nations de l'Afrique de l'Ouest et de définir ainsi les stratégies de surveillance appropriées.

Le déclenchement de la mousson (Onset) est classiquement défini (voir par exemple SULTAN et JANICOT, 2003) comme une migration subite (en quelques jours) des précipitations vers le nord, sans critère dynamique ou thermodynamique encore clairement identifié qui permettrait de caractériser cette mise en place même si pas mal d’auteurs ont tenté d’en donner des explications.

5.3. La circulation de Mousson

La circulation de mousson africaine de façon générale s’organise en effet à l’échelle régionale (figure 9) autour d’éléments clés du mouvement zonal en haute et moyenne troposphère (le Jet d’est tropical, le Jet d’est africain et le Jet d’Ouest subtropical), ainsi qu’en basses troposphère (le flux de mousson et l’Harmattan). La circulation de mousson africaine implique également à l’échelle régionale une zone de convergence en basses couches connus sous le nom de Front intertropicale ainsi que deux principales structures convectives : la ZCIT, caractérisée par un maximum de température potentielle équivalente (θe), et la dépression thermique saharienne associée à un maximum de température potentielle θ. Le cycle saisonnier de la mousson africaine, qui revêt une importance cruciale pour les populations locales, fait l’objet d’une description détaillée et enfin de cette partie sur la mousson, un accent est mis sur son cycle diurne.

40 5.3.1. La circulation dans les basses couches

5.3.1.1. Le flux de mousson

Le flux de mousson est un vent de sud-ouest dans les basses couches dirigé de l’océan Atlantique vers le continent. Son épaisseur varie de 3000 m sur la mer à moins de 1000 m vers 15-20°N.

L’origine de ce flux est liée au gradient méridien de température (et donc de pression existant entre l’océan au sud et le continent au nord) qui s’oriente, à partir du printemps, du sud vers le nord, avec des températures de surface autour de 26°c dans le golfe de Guinée (0°N) et proche de 40-45°c sur le Sahel (15°N). Ce gradient thermique permet à l’alizé sud et à l’équateur météorologique de traverser l’équateur géographique. Cet alizé de direction initiale Sud-est se retrouve au nord de l’équateur dévié vers l’ouest par la force de Coriolis passant ainsi à une direction Sud-ouest générant le flux de Mousson.

Entre mars et mai, la vitesse moyenne du flux de mousson reste de faible intensité (3 à 5 m/s). Vers fin-juin ou début juillet, le flux s’accélère et peut atteindre une force moyenne de 10 m/s car le gradient thermique océan-continent se renforce avec la mise en place d’une langue d’eau froide équatoriale qui fait chuter la température de surface de la mer de 26 à 24°c. Ce mécanisme est lié à la divergence du transport d’Ekman.

Le flux de mousson apporte l’humidité nécessaire à la formation des zones de convection profonde. L’intensité du flux de mousson et son contenu énergétique sont alors déterminants pour le positionnement de la convection nuageuse sur le continent du fait qu’il constitue le principal moyen de transport de l’humidité depuis l’océan (de la vapeur d’eau issue de l’évaporation de la surface océanique) vers les terres.

Le flux de mousson est bien marqué durant la nuit du fait de l’absence du mélange turbulent (BLACKADAR, 1957). Son intensité atteint un maximum durant les premières heures de la matinée avec des vents de l’ordre de 20m/s aux alentours de 500m d’altitude (LOTHON et al., 2008). Sur la verticale et au nord de 14°N, la couche d’air humide et relativement froid associée au flux de mousson durant la nuit, s’étend sur 1500 à 2000 m d’altitude depuis la surface (BOU KARAM et al., 2008)

BEUCHER souligne que la taille du continent dans l’hémisphère d’été joue un rôle clé dans l’établissement ou non du flux de mousson. Il soutient qu’en effet, un flux de mousson ne peut pas s’établir si le continent n’est pas suffisamment étendu pour favoriser le creusement d’une

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dépression thermique en surface ; c’est d’ailleurs pour cette raison, poursuit-il que la zone de mousson sur l’Amérique centrale n’est pas étendue spatialement. L’épaisseur du flux de mousson dépend avant tout de sa localisation : sur mer, il est proche de l’épaisseur du flux d’alizés (2 à 3 km), sur continent, il dépend avant tout de la distance qui le sépare de la côte

5.3.1.2. L’Harmattan

L’Harmattan est un vent de basses couches et de secteur NE, chaud et sec, en provenance du Sahara. Il est présent toute l’année sur l’Afrique du nord, à l’est du méridien de Greenwich. Il est particulièrement intense en hiver (5-8 m/s en moyenne mensuelle). Son intensité, variable au cours de l’année, est en partie liée à la circulation cyclonique au niveau du Sahara. En été, il est associé à une dorsale anticyclonique localisée sur le bassin méditerranéen, et présente alors une intensité beaucoup plus faible (3-5 m/s en moyenne mensuelle). L’Harmattan est contrôlé par le gradient de pression qui existe entre le Heat Low et les anticyclones Libyen et des Açores (SULTAN et JANICOT, 2003).

5.3.1.3. Le front Intertropical (FIT)/ Inter Tropical Discontinuity (ITD)

La rencontre entre le flux d’Harmattan et le flux de mousson crée une zone de convergence en basses couches appelée Front intertropical (FIT). Il faut remonter à la fin des années 40, après la seconde guerre mondiale, pour trouver l’origine du mot FIT : les prévisionnistes de l’époque avaient trouvé une similitude entre la structure pensée du front de mousson et les fronts des moyennes latitudes. La comparaison n’a plus lieu d’exister, mais la terminologie de FIT est restée. Dans le monde anglo-saxon, on préfère toutefois parler de discontinuité intertropicale (Inter Tropical Discontinuity ou ITD). Le FIT marque donc la limite entre les masses d’air sec sahariennes et les masses d’air humide océaniques. L’Harmattan chaud et sec, surmonte le flux de mousson dans la ZCIT.

D’après BESSON (2009) le FIT peut-être défini comme la configuration isobarique formée d’un anticyclone (celui de Sainte-Hélène dans le cas présent), auquel fait face, dans l’autre hémisphère, une dépression (Dépression Saharienne-Heat Low). Le gradient trans-équatorial ainsi créé dirige les vents vers la dépression, à travers les isobares (puisque composante horizontale de la force de Coriolis est nulle)

Le matin, la trace du FIT en surface correspond à la position du minimum de pression et devient alors le centre de la dépression thermique saharienne.

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La trace du FIT en surface suit la position apparente du soleil, avec un décalage de 6 à 8 semaines. Il se déplace du sud au nord de mars à août, et de nord au sud de fin août à fin février. Au cœur de la mousson d’été, lorsque le flux de mousson est le plus intense, la trace en surface du FIT se positionne en moyenne vers 20°N sur l’Afrique de l’Ouest. En hiver, le FIT se positionne le long de la côte vers 5°N : sa trace en surface se confond alors avec celle de la ZCIT. Au cœur de la mousson d’été, le FIT présente une structure penchée, en hiver, le FIT, qui se retire vers la côte, présente au contraire une structure verticale.

L’analyse de la structure verticale du FIT réalisée par de nombreux auteurs (ex. LE VOURC’H et al., 2002) a permis de définir une structure quasi-permanente qui détermine les différents types de temps qui peuvent être observés en Afrique de l’Ouest :

- Zone A : située au Nord de la trace au sol du FIT, elle correspond au climat sec de type

saharien. Les lithométéores associés sont généralement les brumes sèches, les brumes de sable, les vents de sable. Dans certains cas, des pluies liées aux invasions d’air froid boréal peuvent se produire (« pluie des mangues »),

- Zone B : située au Sud de la trace au sol du FIT, elle est caractérisée par une faible épaisseur de flux de mousson. Au-dessus règne l’Harmattan. Les formations nuageuses présentent de fortes évolutions diurnes et peuvent provoquer des orages isolés en cours d’après-midi,

- Zone C : elle correspond à la zone où l’impact du flux de mousson est maximal, et où se

trouve la plus forte convergence. Cette région est divisée en deux zones. Le régime perturbé de la zone C1 située au nord est à dominante orageuse. Les perturbations mobiles de l’Afrique y circulent qu’ils s’agissent des ondes d’Est ou des lignes de grains (LG). La zone C2 est caractérisée par des précipitations abondantes et régulières, mais avec un caractère moins instable,

- Zone D : zone où l’alizé de l’hémisphère Sud est dévié par l’équateur, elle ne présente pas

encore de composante Ouest. Cette zone de divergence est à l’origine d’une saison sèche particulière au Sud de 5°N.

43 5.3.2. Circulation en moyenne et haute altitude (troposphère)

5.3.2.1. Le jet d’est tropical

Le jet d’est tropical (TEJ), jet de haute troposphère situé entre 0 et 5° Nord constitue la branche horizontale d’altitude de la cellule de type Walker. Ce courant jet, de plus grande extension spatiale que le Jet d’est africain (JEA, voir ci-dessous), doit son existence au gradient thermique établi entre l’océan Indien et les hauts plateaux de l’Himalaya, qui introduit une source de chaleur dans les couches moyennes et élevées de la troposphère pendant l’été boréal. Il n’entre en pleine activité que lorsque la Mousson Africaine est pleinement établie (SULTAN, 2002). Entre fin juin et début septembre, il se positionne sur l’Afrique de l’Ouest vers 10°N et atteint une force moyenne de 15-18m/s. A grande échelle, la mousson indienne alimente le TEJ via la cellule de Walker appelée également mousson transverse. Cette cellule permet de transporter de l’énergie potentielle sur de grandes distances et participe ainsi au maintien du TEJ jusqu’en Afrique de l’est (ici leur maintien est dû par le dégagement de chaleur latente au sein de la ZCIT). Le TEJ se renforce à nouveau sur l’Afrique de l’Ouest grâce aux hauts géopotentiels qui se développent en été vers 200 hPa au niveau du Sahara en réponse au chauffage thermique de surface et, dans une moindre mesure, à la chaleur latente par les systèmes convectifs de méso-échelle (autrement dit en raison du gradient thermique entre zones continentale et océanique). Il disparaît ensuite sur l’océan Atlantique à cause de la relative uniformité des températures.

Figure 4 : Ligne de flux (trait noir continu) à 200 hPa le 25/07/55.

Le Jet d’est tropical (TEJ) présente deux maxima (flèches rouges) : le premier sur l’Asie du sud-est, le second sur l’Afrique de l’ouest. Source : KOTESWARAM, 1958

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Le jet d’est tropical est situé entre les deux Jet Sub-Tropicaux (STJ) au nord et au sud. L’évolution de ce jet montre comme pour l’AEJ une variation d’intensité et de localisation (entre Juillet et Août) durant la saison et entre une année sèche et une année humide. Lors d’une année sèche le TEJ est plus faible et près de l’équateur. Pour une année humide il est plus fort et plus au nord.

Ce comportement apparaît donc opposé à celui de l’AEJ et suggère une anticorrélation tout au moins concernant l’intensité (FONTAINE et JANICOT, 1992).

L’évolution du TEJ signe particulièrement bien la mise en place de la mousson (SULTAN, 2002 ; FONTAINE et JANICOT, 1992). En effet, l’installation du TEJ se réalise juste après l’Onset. Cette caractéristique est observée quelle que soit l’intensité de la Mousson Ouest Africaine.

Les courants jet peuvent présenter des noyaux de vent intense (renforcement local du vent), communément appelé « Jet Streak » en altitude.

Figure 5 : Coupe horizontale de la Composante U du vent à 200 hPa (m.s-1) sur l'Afrique de l'Ouest.

Les zones grises représentent les précipitations au sol (Nicholson et Grist, 2003)

Le principal jet streak du TEJ, zone de vent plus fort, est localisé en moyenne à 25°E-10°N (zone A sur Figure 4), et correspond au 1^ier maximum de convection en Afrique centrale. Le second streak est localisé au sud du 2^ième maximum de convection (Zone B sur Figure 5), situé sur la côte de l’Afrique de l’ouest (15°O – 10°N).

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Deux processus peuvent expliquer ces streaks :

- l’injection de masse d’air par l’activité convective située à l’Est, - une réponse géostrophique au dégagement de la chaleur latente associé.

Ces deux zones se distinguent par les propriétés suivantes (voir également la Figure 5) :

- Zone A : Cette zone de l’Afrique centrale se trouve en sortie de la principale branche asiatique

du TEJ. Elle est associée à une augmentation de la divergence des niveaux supérieurs qui pourrait favoriser les développements convectifs (REITER, 1969). Ceci suggère que la variabilité du TEJ contrôle en partie la variabilité des précipitations en Afrique Equatoriale,

- Zone B : Cette zone, principale région d’activité convective de l’Afrique de l’Ouest, se trouve

au Nord de l’axe du TEJ. THORNCROFT et BLACKBURN (1999) attribuent la formation du