Pendant l’été boréal, le continent africain se réchauffe rapidement et devient plus chaud que les eaux de l’Atlantique Est équatorial dans le Golfe de Guinée. Ce contraste thermique entre deux surfaces aux inerties très différentes induit une réponse de l’atmosphère à grande échelle.  Une « brise de mer » d’échelle régionale se forme, permettant la pénétration sur le continent africain d’un flux d’air océanique frais et humide de sud-ouest appelé flux de mousson. Ce dernier, en remontant vers le nord-est, rencontre  au nord du Sahel un flux d’air au contraire chaud et sec, en provenance du Sahara, comme schématisé sur la figure ci-contre. Les pluies de mousson se produisent sur le continent dans la zone (grise) d’interaction entre ces deux masses d’air.

Au printemps, le renforcement des Alizés de sud-est en provenance de l’hémisphère sud et associés à l’anticyclone de St Hélène, favorise par mélange vertical et transport horizontal la formation d’une langue d’eau froide dans le Golfe de Guinée (zone océanique en bleue), près de l’équateur. Sous l’effet du contraste thermique océan-continent, les Alizés de sud-est peuvent traverser l’équateur (flèches bleues), et deviennent un vent de sud-ouest sous l’action de la rotation terrestre. Ils pénètrent sur le continent où ils alimentent alors le flux de mousson dans les basses couches de l’atmosphère (1-2 km). Le réchauffement continental est maximal sur le Sahara, où s’installe un immense dôme d’air chaud, pouvant atteindre une épaisseur de 4-5 km, et appelé Dépression Thermique Saharienne (HL par la suite pour Heat Low). Cette dépression de surface permet, au niveau du Front Inter Tropical (FIT vers 20°N), la convergence entre le flux de mousson frais et humide et les Alizés de nord, chaud et sec (Harmattan – flèches rouges), en provenance de la Méditerranée et de l’Atlantique Nord.

Le fort contraste thermique entre ces deux masses d’air dans la bande sahélienne est responsable de la formation du Jet d’Est Africain (JEA) vers 4 km d’altitude. Il s’agit d’un schéma moyen, mais en réalité ce Jet d’Est Africain ne peut rester rectiligne et constant. Faiblement instable et sous l’effet de forçages extérieures comme la convection, il oscille autour de sa position moyenne tout en se propageant vers l’ouest à des vitesses de  l’ordre de 800 km/jour formant ainsi les ondes d’est africaines (AEW par la suite). De longueur d’onde de 2000 à 3000 km, leur passage est associé à des oscillations du temps de l’ordre de 4-5 jours.

Le schéma ci-contre rappelle la structure méridienne moyenne de la mousson caractérisée par une forte baroclinie dans les basses couches diminuant avec l’altitude cohérente avec les variations nord-sud de la convection : la convection humide est prédominante au sud du JEA, et la convection sèche au nord. La convection humide la plus profonde a lieu juste au sud du pic du JEA, et la convection sèche dans la couche d’air saharien (SAL pour Saharan air layer, en jaune) a lieu au nord du JEA. Elles sont séparées par une importante zone de transition, dans laquelle le flux de mousson se glisse sous l’air saharien. L’air saharien relativement chaud qui surplombe le flux de mousson crée une inhibition convective significative (CIN), et conduit à l’augmentation de l’énergie potentielle convective disponible (CAPE) dans la couche limite. À ceci s’ajoutent le fort cisaillement de vent du JEA et le fait que la couche d’air saharien est très sèche, éléments qui favorisent la formation de subsidences convectives intenses. La région située juste au nord du JEA est donc très favorable au développement de lignes de grains tropicales bien que plus rares.

Le diagramme de Hovmöller de la Figure ci-contre documente la migration méridienne des pluies au cours de l’année sur l’Afrique de l’Ouest. Les éléments suivants peuvent être soulignés :

• la pénétration assez lente des pluies sur le continent avant août , contrastant avec un retrait bien plus rapide
• dans la région de la côte guinéenne, une première saison des pluies en mai/juin plus arrosée que la seconde ;
• un saut de mousson (onset) autour du 24 juin suivi de la petite saison sèche dans les régions guinéennes.

La figure ci-contre illustre la variabilité intra-saisonnière de la mousson en terme de précipitations pour une année particulière 2009 correspondant à l’occurrence d’un événement extrême à Ouagadougou le 1er septembre. Outre une forte variabilité journalière caractéristique du Sahel, l’analyse en ondelettes met en évidence 4 bandes de variabilité aux échelles synoptiques (3–5 jours) et intra-saisonnières courtes (10-15 jours), moyennes (20-30 jours) et longues (40-90 jours).

La pause fin juillet 2009 correspond à une faible variabilité aux échelles inférieures à 25 jours, alors que l’évènement extrême de Ouagadougou coïncide avec une forte variabilité à toutes les échelles, une condition favorable à l’occurrence d’extrêmes. La comparaison avec la climatologie montre que le retard du début de la mousson (Onset) en 2009 correspond à une faible variabilité intra-saisonnière jusqu’à l’échelle de 60 jours, alors que lors de la fin de saison très pluvieuse la variabilité est forte à toutes les échelles.

Cette variabilité à différentes échelles spatio-temporelles modulent fortement les pauses et phases actives de la mousson et est associée à des ondes équatoriales et des latitudes tempérées présentant un caractère plus ou moins prévisible. Il est donc essentiel pour les prévisionnistes de suivre et prévoir ces modes de variabilité intra-saisonnière augmentant la prédictibilité du système de la mousson africaine. Ces variabilités sont documentés par ailleurs sur ce site MISVA.