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Étude des processus internes à

l’échelle des ondes d’est africaines

quantité de mouvement Q3 ainsi que le puits apparent d’humidité Q2, qui représentent

l’impact de la convection sur la grande échelle. Il est montré en particulier que pour bien représenter les structures verticales des AEW, surtout au-dessus de la couche 600 hPa, il est important d’avoir une bonne représentation des processus diabatiques.

Sommaire

5.1 Résumé de l’article Poan et al. [2013b] . . . 126

5.2 Internal processes within African Easterly Waves . . . 128

5.2.1 introduction . . . 128

5.2.2 datasets and method . . . 128

5.2.3 Latitudinal modulations associated with AEW . . . 128

5.2.4 Temperature and momentum budgets . . . 128

5.2.5 Diagnostic of the vertical circulation . . . 128

5.2.6 Conclusions and future work . . . 128

5.3 Compléments à l’article Poan et al. [2013b] . . . 148

5.3.1 Comparaison des méthodes de composite . . . 148

5.3.2 Diagnostic des vitesses verticales . . . 151

5.1 Résumé de l’article Poan et al. [2013b]

L’étude se base sur l’analyse des bilans de température, d’humidité et de quantité de mouvement composités sur le cycle de vie des événements détectés à partir des ano-malies de PW. A la différence du chapitre 4, la méthode composite utilisée sélectionne désormais des doublets d’évènements "secs et humides", se succédant sur une gamme de temps de 1.5-3 jours. Ce critère permet de ne garder qu’à peu près 50% du total des évènements (figure 11_{). La date centrale du doublet correspond à la date de passage}

du thalweg de 600 hPa de l’AEW associée à ces évènements. Dans les compléments de cet article, une discussion est menée sur l’apport de cette nouvelle méthode.

L’article commence par une description climatologique des structures verticales mé-ridiennes des champs dynamiques (vent) et diabatiques Q1, Q2 (figure 2 ). Q1 aussi

appelé source apparente de chaleur, représente l’effet moyen (sur la température de grande échelle) des processus liés à la convection humide (évaporation – condensation) et sèche (flux de chaleur sensible). Il inclut aussi le chauffage radiatif. Q2, le puits

ap-parent d’humidité, caractérise l’impact de la convection sur l’évolution de l’humidité spécifique à travers également les processus évaporation – condensation, les transports d’humidité par les tourbillons de petites échelles et enfin les flux latents émis près de la surface. La ZCIT moyenne, située entre 8 et 10˚N, est décrite par les fortes ascendances couplées à une libération de chaleur qui réchauffent profondément l’atmosphère. L’ef-fet des flux sensibles et latents près de la surface se traduit par un chauffage dans une couche limite, sous la base des nuages située vers 900 hPa. Le puits d’humidité Q2 qui

inclut les effets de changement de phase (condensation–évaporation) et les transports d’humidité sous-maille des tourbillons convectifs, est cohérent avec la structure de Q1

avec néanmoins un maximum situé un peu plus bas vers 700–600 hPa. En allant vers le Sahel, à partir de 15˚N, les profils de Q1 et Q2 prennent un caractère plus stratiforme

avec, dans les basses couches, un effet "refroidissement–humidification" dû aux évapo-rations des précipitations dans la couche sous-nuageuse et à l’effet de la couche limite. Plus haut, au-dessus de 600 hPa, on a plutôt un effet "réchauffement–assèchement" dû aux condensations de la vapeur d’eau et par suite, la formation de pluies. Les flux de surface sont de plus en plus importants à la fois à cause des chauffages sensible et la-tents liés à la surface. Plus au nord vers 20˚N, la circulation verticale liée au SHL et les forts flux sensibles sont dominants jusqu’à 600 hPa. Les précipitations moyennes ob-servées et modélisées corroborent cette structure méridienne très marquée des champs diabatiques et adiabatiques.

Par la suite, on s’est focalisé sur la modulation à l’échelle synoptique de ces struc-tures moyennes, grâce à une analyse composite des termes diabatiques au cours du cycle de vie des AEW. S’il s’avère que les effets radiatifs sont négligeables à cette échelle, du moins dans la réanalyse, on constate l’importance des processus de condensation-évaporation et des transports turbulents de chaleur et d’humidité. A la propagation est–ouest des AEW, il faut rajouter un déplacement méridien de la zone de convection ou ZCIT (figure 5,6 ) qui explique les phases d’augmentation et de baisse des précipi-tations sur le Sahel. On note par ailleurs, au passage de l’onde, une modulation inverse

(à la structure au Sahel) des précipitions dans les latitudes au sud de 10˚N. Les com-posites des champs de pression et de température suggèrent un rôle important du SHL sur les transports méridiens d’humidité. En effet, le SHL apparaît comme l’élément in-dispensable à la mise en place de "pulsations de mousson" sur le Sahel grâce aux fortes anomalies de circulation méridienne géostrophique qu’elle entraine. Pour comprendre la physique à la base des fluctuations de masse dans le SHL à cette échelle, un bilan composite de chaleur a été réalisé dans la couche allant de la surface à 600 hPa (figure

8 ). L’advection méridienne joue un rôle majeur sur les modulations de la masse dans

le SHL. Le réchauffement de la couche émane d’une advection d’air chaud et sec saha-rien vers le sud alors que sur toute la verticale, un équilibre quasi-systématique entre le transport vertical et le chauffage diabatique existe pendant tout le cycle. Enfin, on montre que les circulations induites par le SHL possèdent en plus de la contribution géostrophique, une composante agéostrophique non-négligeable (figure 9 ) laissant sup-poser la présence d’autres mécanismes dans la mise en place des circulations.

Pour comprendre l’origine de la circulation agéostrophique associée aux AEW, un bilan de quantité de mouvement méridien a été effectué (figure 10 ). Cette analyse du bilan vise en réalité à quantifier les contributions dynamiques (advections et pression) et diabatiques (convection) à l’évolution de la quantité de mouvement. L’impact de la convection se traduit globalement par les transports verticaux de la quantité mou-vement horizontal et est quantifier par un terme vectoriel −Q→3 dit source apparente de

quantité de mouvement. Nous sommes particulièrement intéressés à sa composante mé-ridienne. En surface, l’initiation de l’anomalie positive du vent méridien est expliquée au premier ordre par la circulation géostrophique induite par le SHL. Toutefois, dès lors que ce "monsoon burst" (forte incursion nord du flux de mousson) atteint des am-plitudes importantes, les processus d’échelles convectives entrent en jeu et créent un transport apparent Q3 (méridien) négatif qui s’oppose efficacement à la croissance du

"burst". Physiquement, ce terme peut être vu comme résultant à la fois des effets de friction dans la couche limite et des transports verticaux plus spécifiques à la convec-tion lorsque cette dernière devient importante, à l’approche de la phase humide.

En altitude vers 600 hPa, les échelles convectives contribuent au renforcement des circulations de grande échelle et permettent d’amplifier les circulations cyclonique et anticyclonique associées à l’AEW. En effet, entre 800–600 hPa, la source apparente de quantité de mouvement méridien est en phase avec la structure du vent (et donc en quadrature de phase avec son évolution), ce qui lui permet en fait de créer et de renfor-cer les anomalies vent dans cette couche. Tout se passe comme si les échelles convectives contribuent à extraire de la quantité de mouvement dans les basses couches (effet inhi-biteur sur le "surge") qu’elles déposent dans la moyenne troposphère (effet amplificateur des circulations d’altitude).

Enfin, la comparaison de ce Q3 méridien avec sa composante zonale (peu discutée

dans cet article) montre des ordres de grandeur comparables. On vérifie qu’à cette échelle, la structure du vecteur source apparente de quantité de mouvement est cohé-rente avec celui diagnostiqué dans le cas des systèmes convectifs de méso-échelle.

Enfin, pour fermer la boucle d’interaction convection–dynamique dans ce système d’AEW, la dernière partie de l’article s’intéresse à l’évaluation de l’impact des chauf-fages d’origine diabatique et adiabatique sur la circulation verticale grâce à une

for-mulation quasi-géostrophique de l’équation de la vitesse verticale. Cette forfor-mulation se base sur le calcul d’un vecteur ~Q, permettant de diagnostiquer les circulations

verti-cales à partir des forçages à la fois de la grande échelle, mais aussi des échelles convec-tives. Ici, il s’agit en fait de calculer leur contribution respective à la divergence de ce vecteur ~Q (figure 13 ). Conformément aux travaux antérieurs, le forçage dynamique

(ou adiabatique ~Qa) apparaît comme un précurseur qui active les mouvements

verti-caux de basses couches. Entre la surface et 600 hPa, les ascendances (respectivement subsidences) sont légèrement précédées d’une convergence (divergence) de ce vecteur adiabatique. La contribution du forçage diabatique ~Qdau vecteur ~Qarrive un peu plus

tard avec un phasage plus proche des vitesses verticales. En altitude, la circulation est largement assujettie à la divergence de ce dernier, la divergence du vecteur adiabatique étant quasi-nulle au dessus de 600 hPa.

Pour conclure, ce chapitre contribue à améliorer notre compréhension physique des ondes d’est en explicitant la contribution des processus diabatiques. Pour la première fois, grâce à une analyse des bilans, le rôle du diabatisme a été évalué et quantifié. Aux mécanismes de croissance barocline-barotrope, il faut rajouter l’impact de la convection qui, bien que se produisant sur des échelles de temps et d’espace plus courtes, peut être très fort et efficace pour modifier la structure des ondes et les intensifier. Ces effets diagnostiqués sur les champs de masse (Q1), vapeur (Q2) et vent (Q3) sont par ailleurs

tributaires des paramétrisations physiques des modèles. Ces champs devront donc être examinés avec d’autres modèles. Néanmoins, l’utilisation de la méthode de calcul par résidus permet d’avoir confiance, au moins qualitativement, à la description physique apportée.

5.2 Internal processes within African Easterly Waves

5.2.1 introduction

5.2.2 datasets and method

5.2.3 Latitudinal modulations associated with AEW

5.2.4 Temperature and momentum budgets

5.2.5 Diagnostic of the vertical circulation

5.2.6 Conclusions and future work

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