Intérêt de l’intégration verticale
Outre l’avantage de ne garder qu’une seule information pour la couche considérée, cette approche dite barotrope présente plusieurs intérêts :
- Les petites structures non significatives présentes que sur quelques niveaux de pression sont atténuées, comme des tourbillons près de la surface que l’on ne retrouve pas à 700 hPa.
- A l’inverse les structures présentes sur une bonne partie de la colonne d’air considérée seront mises en évidence. C’est par exemple le cas d’un tourbillon profond (marqué entre 950 et 600 hPa) et peu incliné qui sera donc bien organisé et puissant, souvent associé à un déferlement d’une onde d’est africaine et parfois à un événement extrême de précipitation.
- Cette intégrale donne une information quantitative sur l’ensemble de la couche, de son énergie, ou de son humidité, ou de son flux de masse… suivant la variable considérée.
Structure verticale
Avant d’effectuer une intégration verticale, il faut avoir en tête la structure verticale de la mousson telle que résumée ci-dessous par l’analyse composite de Poan et al. (2013) lors du passage des ondes d’est sur l’Afrique de l’Ouest. L’instant t0 correspond au passage de la phase humide de l’onde (maximum d’humidité). Le composite est effectué de 5 jours avant à 5 jours après t0 , permettant de documenter toute la période de l’onde égale à 5 jours. Les principaux enseignements de ce composite vertical–temps sont :
- Les anomalies d’humidité (a et c) ont une structure verticale assez homogène, justifiant une intégration verticale sur toute la troposphère comme fait pour PW ou jusqu’à 600 hPa concentrant le maximum des anomalies d’humidité spécifique (a).
- Les anomalies de température (b) ont aussi une structure verticale homogène et marquées en dessous de 600 hPa. Il est pertinent de moyenner ce champ sur cette couche ce qui permet d’expliquer les oscillations de pression en surface (d), en particulier le gonflement de la dépression thermique dans la zone sèche précédent le passage du thalweg. Dans la pratique l’anomalie de température au niveau 850 hPa suffit à caractériser la dépression thermique comme effectué sur ce site.
- Les anomalies de vent méridien (a) permettent d’identifier les thalwegs et dorsales (changement de direction méridienne du vent), et leur pente sur la verticale : vers l’est sous l’AEJ associée à la baroclinie méridienne et inversement au-dessus. L’intégration du vent méridien dans la couche sous l’AEJ va donc permettre d’identifier les caractéristiques d’une onde d’est Africaine (thalwegs, dorsales) moyennes sur la couche. Du fait de l’inclinaison sur la verticale de la structure d’une onde d’est Africaine, le thalweg moyen est situé entre le thalweg de surface et celui à 700-600 hPa. Le décalage est d’environ 2° de longitude entre le thalweg moyen et le thalweg à 700-600 hPa.
Pour quelles variables?
1. Humidité (rapport de mélange)
- Intégrale sur toute l’atmosphère : Il s’agit de l’eau précipitable PW, dont les propriétés sont largement détaillées sous Paramètre Eau Précipitable
- Intégrale sur la couche de mousson : permet de définir une épaisseur équivalente de la couche de mousson (MD pour Monsoon Depth).
Ce diagnostic (Figure ci-dessous en bas), est calculé à partir de PW (Figure du haut) suivant la formule :
MD = [zs q (T850) + PW] / qs (T850) = zs RH850 + PW / qs (T850)
où zs est l’altitude de la surface, qs(T850) le rapport de mélange à la saturation à 850 hPa, et RH850 l’humidité relative à ce niveau. Ce dernier est choisi pour s’affranchir du cycle diurne maximum en surface. L’avantage de cette formule empirique est que sur les zones chaudes comme au sein de la dépression thermique, la MD décroît rapidement.
Pour aller plus loin: Pour éviter une décroissance artificielle de la MD sur les montagnes due à la décroissance du PW (cf. diminution sur les massifs du Cameroun, de l’Aïr, du Fouta Djalon sur la fig. du haut), PW est corrigé en ajoutant une partie virtuelle dans la couche entre le niveau de la mer et la surface (à l’intérieur des montagnes) en supposant une valeur moyenne de q(T850) extrapolée jusqu’au niveau moyen de la mer (le premier terme dans l’équation de MD), pour calculer sa contribution au PW.
En Pratique: Comme définie ici, la MD est une mesure thermodynamique de l’épaisseur de l’air humide dans la couche de mousson, et représente un champ plus lissé que les mesures dynamiques de l’épaisseur de mousson, basées sur les champs de vents. Comme la MD est un champ relativement lissé, il peut aider à repérer les pénétrations et les retraits de la mousson, ainsi que les positions du Thalweg de mousson (MT) où le MD est le plus épais et du front inter-tropical (FIT) où le gradient de MD est le plus fort. L’ajout du vecteur de cisaillement de vent dans la couche 600-950 hPa fournit également une information utile pour la prévision de l’organisation de la convection.
Sur cet exemple la MD atteint un maximum d’épaisseur de plus de 4000 m sur le nord du Ghana, Togo et Bénin.
2. Vent méridien (Mean-Vwind)
Etant donné le fort gradient méridien d’humidité (vers le sud) et de température (vers le nord – baroclinie) jusqu’à l’altitude de l’AEJ (700-600 hPa), tout mouvement vers le nord dans cette couche va humidifier et rafraichir l’atmosphère, et inversement vers le sud. La moyenne verticale du flux de masse méridien (proche du vent méridien en pratique) dans la couche 925-600 hPa va donc être un indicateur de l’intensité et de l’épaisseur du flux de mousson (vers le nord) ou de l’Harmattan (vers le sud) qui vont alimenter les oscillations des ondes d’Est. Il s’agit dans la pratique de l’intégrale du vent méridien pondérée par la masse. Les produits correspondants sont repérés sur le site MISVA par le paramètre Mean-Vwind.
Ces transports de masse d’air associés au vent méridien moyen dans la couche étant à l’origine des modifications du champ d’humidité, il est important d’analyser en même temps les champs de PW et de leurs anomalies PW* qui sont précédées de 1-2 jours par le champ de vent méridien intégré, comme illustré par la figure ci-contre.
L’exploitation combinée de ces 2 diagnostics est très riche et est détaillée dans la rubrique produit sous le lien Carte d’eau précipitable et vent méridien moyen 925-600 hPa. Notons cependant quelques commentaires :
- L’alternance de zones bleues (flux de sud) et rouges (flux de nord) permet de visualiser un puissant train d’ondes d’Est, connecté pour ce cas à des circulations aux latitudes moyennes et équatoriales (Fig. b).
- Ces oscillation du vent méridien sur la couche 925-600 hPa induisent de fortes anomalie de PW* (Fig. a) correspondant à la signature du train d’ondes d’Est situé 1/4 de longueur d’onde à l’est de la signature des ondes en vent méridien intégré.
3. Ligne de flux et tourbillon vertical (LowLev-Diag)
Ligne de flux
La moyenne verticale du vent horizontal dans la couche 950-600 hPa permet de tracer les lignes de flux moyennes (Fig. ci-contre en bleu). Elle ne correspondent pas à une trajectoire effective puisque la couche présente des cisaillements de vent sur la verticale aussi bien en vitesse qu’en direction. Cependant ce diagnostic barotrope (moyen sur la couche) est utile pour le prévisionniste en complément des autres diagnostics (vent méridien intégré en particulier) pour :
- Tracer les axes de thalwegs et dorsales « moyens » (lignes rouges respectivement continues et pointillées).
- Les maxima d’intensité de cet écoulement moyen (isoligne noires) correspondent à des accélérations de l’AEJ ou à de fortes poussées de mousson ou forçages depuis les moyennes latitudes.
- Les circulations fermées cycloniques permettant de détecter la genèse d’une AEW, ou une zone favorable au développement de la convection.
600 hPa, avec l’intensité du vent horizontal moyen (isolignes noires au-dessus de 7,5 m s–1) et tourbillon (en couleur, 10–5 s–1). Les positions de l’axe moyen du thalweg et de la dorsale détectées par la circulation moyenne dans cette couche sont superposées avec respectivement des lignes rouges pleines et pointillées. Source : Fig. 11.13c du Handbook.
Tourbillon vertical
A partir du diagnostic barotrope précédent il est possible de calculer un tourbillon vertical moyen dans la couche 925-600 hPa, superposé en couleur à la carte précédente. Les tourbillons cycloniques les plus intenses (en couleurs chaudes) sont associés à un déferlement d’une AEW et à des événements précipitants intenses voire extrêmes. Inversement les couleurs froides permettent d’identifier les zones anticycloniques les plus fortes peu propices au développement de la convection.