Convection

Convection

Spécificités de la convection profonde sur l’Afrique

La prévision des événements précipitants associés à la convection est un défi majeur pour les prévisionnistes avec des conséquences pouvant être dramatiques pour les événements extrêmes. D’une part les prévisions des précipitations des modèles numériques actuels sont peu fiables aussi bien pour les modèles globaux paramétrant ces phénomènes de très fine échelle et fortement aléatoires, que les modèles à haute résolution tentant de résoudre explicitement chaque cellule orageuse.

Par ailleurs, la difficulté est accrue sur le Sahel où la convection a des propriétés différentes des autres régions tropicales. Notons ainsi:

  • Une variabilité temporelle des pluies sur le Sahel très forte d’un jour à l’autre, la persistance des pluies sur l’Afrique est donc très faible.
  • La variabilité spatiale est également très forte, si bien que des stations proches peuvent avoir des cumuls du simple au double même à l’échelle d’une saison.
  • L’inhibition convective (CIN) est également très forte et les reliefs faibles, si bien que le déclenchement de la convection est difficile à prévoir.
  • En altitude l’Afrique est sous l’influence de la branche subsidente de la cellule zonale de Walker (branche ascendante sur l’Inde et l’Asie) ce qui assèche fortement l’atmosphère libre. Ainsi en dehors des basses couche en présence du flux de mousson, l’atmosphère est très sèche.
  • Malgré ces forts freins à l’activité convective, celle-ci arrive à se développer, constituant un paradoxe, illustré ci-dessous.

Neelin et al. (2009) mirent en évidence un lien robuste dans les observations pour les zones océaniques tropicales entre le taux de pluies (P) et l’eau précipitable (PW pour Precipitable Water). Comme illustré par la Figure ci-contre, une loi de puissance est obtenue au-dessus d’un seuil critique de PW, qui croît avec la température moyenne de la troposphère ˆT.

La même analyse appliquée aux données observées sur le Sénégal, est superposée (points rouges). Comme attendu, cette zone Sahélienne apparaît beaucoup plus chaude et sèche ( ˆT ≥ 273 °K, PW ≤ 60 mm) que la zone Pacifique Est. Plus surprenant, la convection semble plus efficace sur le Sahel, puisque le seuil critique en PW pour espérer des précipitations est seulement de 36 mm, comparé à de l’ordre de 55 mm sur le Pacifique pour des températures équivalentes, ˆT . Cependant, l’analyse des distributions de probabilité des pluies sur le Sahel montre des distributions non gaussiennes avec une forte variabilité. Pour un PW de 50 mm, le taux de pluie est de 5 mm jour–1, mais la majorité des précipitations est concentrée sur moins de 20 % de la surface avec une intensité beaucoup plus forte, ce qui représente un défi pour la prévision de ces événements de pluie.

Taux moyen de précipitation observé 〈P〉 (mm h−1) en fonction de l’eau précipitable (PW, mm), pour le Pacifique est pour des tranches de 1°K de la température ˆT moyennée verticalement de la troposphère. Pour comparaison avec le Sahel, les points rouges correspondent aux précipitations journalières 〈P〉 (mm jour−1) observées par le réseau de pluviomètres du Sénégal sur la période 2000-2011. Source : Figure 3.5 du Handbook.

Une explication à ce paradoxe est le rôle joué par les ondes d’Est africaines pour organiser la convection. L’objet de ce chapitre est d’expliquer les caractéristiques uniques de la convection sur le Sahel pour comprendre son fonctionnement et proposer une méthode de prévision (WASA-F chapitre 11 du Handbook) s’appuyant sur les paramètres que les modèles de prévision maitrisent mieux que les précipitations.

Processus et facteurs contrôlant la Convection

La convection dépend d’une multiplicité de facteurs à différentes échelles. Pour comprendre et prévoir la convection il est indispensable de considérer l’ensemble de ces facteurs qui peuvent être classé en 4 types (Schéma ci-dessous).

  1. Les ascendances : Souvent la convection n’est vue qu’à travers l’ascendance convective, en considérant essentiellement des indices d’instabilité convective comme la CAPE (énergie potentielle convective disponible) et la CIN (énergie d’inhibition convective). Il faut y rajouter d’autres paramètre comme PW.
  2. Les subsidences : Comme toute ascendance doit être compensée pour conserver la masse, la capacité de l’atmosphère à favoriser les subsidences doit être considérée. De plus l’évaporation des pluies dans celles-ci est à l’origine de poches froides s’écrasant en surface appelées « courant de densité » (CD) et permettant de déclencher de nouvelles cellules orageuses.
  3. Le cisaillement vertical de vent : dans l’environnement aide à organiser la convection. c’est le cas du Jet d’Est Africain (JEA) essentiel pour organiser les lignes de grains sur le Sahel.
  4. Autres forçages : ces facteurs extérieures à la convection sont multiples et à différentes échelles, de grande échelles comme les ondes d’Est, de surface, cycle diurne de la couche limite…

Représentation schématique des quatre types de processus et indices correspondants qui gouvernent l‘activité convective. Source : Figure 3.7 du Handbook.

1. Ascendances

La convection humide est caractérisée par des mouvements ascendants dans les nuages, résultant de l’instabilité convective conditionnelle. La théorie de la parcelle qui néglige les accélérations dues au terme de pression et le mélange turbulent avec l’environnement, réduit l’accélération verticale de la parcelle d’air au terme de flottabilité B

où g est l’accélération gravitationnelle, et Ɵ′v est la déviation de température potentielle virtuelle par rapport à celle de l’environnement Ɵv0 en prenant en compte la masse de la vapeur d’eau exprimée en rapport de mélange q’v0. Les parcelles ayant une anomalie chaude Ɵ′v seront plus flottantes que leur environnement et seront accélérées vers le haut. Le poids des hydrométéores liquides et solides (rapports de mélange respectifs ql et qs) réduira l’ascendance de la parcelle d’air (charge des hydrométéores).

Dans le cadre de cette théorie, l’ascension d’une parcelle issue des basses couches (Figure ci-contre) suit l’adiabatique sèche jusqu’à la base du nuage zlcl , puis l’adiabatique humide jusqu’au sommet de la convection ztopbis. L’évolution de la flottabilité B au cours de cette ascension définit 3 couches :

  • 0<z< zlfc (niveau de convection libre) B<0 son intégrale correspond à la CIN (pour Convective Inhibition Energy) soit une barrière à la convection.
  • zlfc<z< ztop Couche de convection libre : B>0 son intégrale verticale correspond à l’énergie potentielle convective disponible (CAPE pour Convective Available Potential Energy).
  • ztop<z<ztopbis Zone d’overshoot : B<0. La parcelle est freinée par sa flottabilité B devenue négative, et peut atteindre en théorie le niveau ztopbis défini tel que l’intégrale verticale de B soit égale à CAPE.
Illustration de la théorie de la parcelle, pour une masse d’air soulevée depuis la surface. Source : Figure 3.8 du Handbook.

Pour analyser les facteurs pilotant les ascendances convectives (tableau ci-dessous), il est nécessaire de considérer trois paramètres : CAPE et PW sont favorables et nécessaires mais non suffisants, tandis que CIN tend à supprimer le développement de la convection. Notons que la barrière CIN retarde le déclenchement de la convection et permet par contre de stocker plus d’énergie dans la couche sous-nuageuse. Ceci est favorable à l’augmentation de CAPE et PW et au déclenchement d’orages plus intenses plus tard dans la journée, ou les jours suivants. Quoique ces trois paramètres soient indispensables pour comprendre l’occurrence et l’intensité des ascendances convectives, à eux seuls ils sont insuffisants pour prévoir l’activité convective.

FavorableDéfavorable
CAPEOui – mais fort cycle diurne
PWOui – si PW>40 mm pour l’Afrique de l’Ouest
CINOui – augmentation de CAPE et PWOui – fort sur le Sahel – retarde la convection
EntrainementOui – réduit CAPE surtout si environnement sec
Charge en eauOui si cisaillementOui – réduit la flottabilité
Paramètres favorables ou défavorable aux ascendances convectives

2. Subsidences et CD

Pour maintenir la conservation de la masse, le développement d’ascendances convectives impose la formation de subsidences de compensation quelque part dans l’environnement. Celles-ci peuvent se produire à différentes échelles.

  1. À l’échelle du nuage et du système convectif :
    • Subsidences intenses à micro-échelle (vitesse subsidente > 15 m s –1, échelles horizontales < 1 km), générant de puissantes micro-rafales (microbursts) lors de leur impact à la surface. Ces événements sont extrêmement dangereux pour l’aviation, et peuvent être initiés par de petits nuages convectifs.
    • subsidences convectives (1 à 15 m–1, sur quelques km) sont associées aux précipitations et ascendances convectives
    • subsidences de méso-échelle (quelques dizaines de cm s–1, sur 10-100 km), associées aux traînées de précipitations sous les enclumes stratiformes. Leur signature sur un radiosondage est caractéristique avec une forme en « oignon ou diamant » telle qu’observée à l’arrière des lignes de grains par Zipser (1977), et fréquemment sur l’Afrique de l’Ouest.
  2. À méso-échelle : À proximité de la convection, la subsidence de compensation est forcée par les ondes de gravité se propageant dans l’environnement, permettant ainsi de redistribuer la chaleur autour de la source convective.
  3. Aux échelles synoptique et planétaire : Sur des zones étendues, et éloignées de la zone convective, des subsidences de grande échelle de quelques cm s–1 se forment, comme au sein de la branche subsidente de la cellule de Hadley. Le refroidissement radiatif est alors un processus clé pour équilibrer le chauffage adiabatique induit par ces subsidences de grande échelle.

La théorie de la parcelle développée pour une ascendance permettant de définir la CAPE, peut être appliquée pour une subsidence comme illustré par la Figure ci-contre. Par contre la trajectoire de la parcelle nécessite de faire des hypothèses fortes correspondant à un cas extrême et théorique où l’évaporation des précipitations est assez forte pour atteindre l’adiabatique humide en restant à pression constante, puis suivre l’adiabatique humide jusqu’à la surface.

On définit ainsi l’indice DCAPE (pour Downdraught Convective Available Potential Energy) proposé par Emanuel (1994). correspondant à la surface comprise entre la trajectoire de la parcelle et le profil de son environnement.

Dans ce cas extrême la parcelle atteint la surface (flèche bleue) avec la température Ɵ′w (du thermomètre mouillée) au niveau d’origine de la parcelle. Si l’évaporation n’est pas suffisante la trajectoire sera intermédiaire (flèche verte) entre cette dernière et l’adiabatique sèche (flèche rouge). L’incertitude est donc forte sur la trajectoire des subsidences par rapport à celle des ascendances convectives. C’est une caractéristique importante qui complexifie la prévision de la convection.

Illustration du calcul de l’indice DCAPE sur l’émagramme, pour une parcelle subsidente issue du niveau 800 hPa. La flèche bleue correspond à la trajectoire d’une parcelle atteignant la surface complètement saturée, la rouge montre une descente adiabatique sèche, alors que la verte illustre la trajectoire la plus fréquente, se situant entre celles des configurations extrêmes des adiabatiques sèche et saturée. Il y a donc une incertitude importante dans la détermination des températures des subsidences. Source : Figure 3.10 du Handbook.

L’analyse de la trajectoire thermodynamique de la subsidence de la Figure ci-dessus permet d’identifier les paramètres favorables, soient:

  • Des couches moyennes (et au-dessus de la base des nuages) les plus sèches possible (Ɵ’w minimum) pour favoriser l’évaporation des précipitations refroidissant la parcelle subsidente pour compenser son réchauffement adiabatique
  • Précipitations suffisantes
  • Un profil sous nuageux le plus proche possible de l’adiabatique sèche, conditions atteintes l’après midi.
  • Une hauteur de nuage la plus haute possible

Cette analyse ne prend pas en compte d’autres facteurs comme les subsidences forcées dynamiquement (via forces de pression) qui peuvent avoir des flottabilités positives.

Courant de densité (CD)

L’évaporation des précipitations au sein des subsidences génère des masses d’air froides appelées « poches froides » qui s’étalent à la surface comme des courants de densité. La Figure ci-contre donne une vue schématique d’un courant de densité.

  • Sa tête est plus épaisse et associée à un rotor pour sa circulation. Sa propagation (10-20 ms-1 au Sahel) soulève l’air ambiant plus chaud, formant ainsi un nuage en forme de rouleau pouvant déclencher de nouvelles cellules convectives.
  • Cette discontinuité entre les deux masses d’air est étroite (~ 500 m), comme confirmé par la signature du passage du CD couramment observée en surface, soient :
    • chute brusque de la température et de l’humidité spécifique (l’humidité relative pouvant augmenter ou diminuer, suivant les cas),
    • rotation du vent, d’intenses rafales, un saut de pression (~1 hPa) et l’arrivée de la pluie un peu plus tard.
  • Derrière la tête, la queue du CD est plus fine, les vents diminuent, et retournent en quelques heures vers ceux de l’environnement.
  • La partie supérieure du courant de densité est turbulente associée à une zone de fort cisaillement, surtout dans la région de la tête.
Vue schématique d’un courant de densité, et photo de l’arrivée un courant de densité soulevant des poussières, phénomène dénommé haboob. Source : © CNRS Photothèque, F. Guichard et L. Kergoat, Mali, août 2004. Source: extrait figure 3.11 du Handbook.

En Afrique, les CD peuvent être intenses (chute de température à la surface supérieure à 10 °C) et épais (1-2 km), constituant ainsi une source importante de soulèvement des poussières au-dessus des sols nus et permettant également leur visualisation (Photo ci-dessus). Les CD sont un phénomène clé permettant le déclenchement de nouvelles cellules convectives en présence de forte inhibition convective (CIN), situation fréquente sur le Sahel. Ce processus de déclenchement secondaire aide à organiser la convection, à la propager et à augmenter sa durée de vie

3. Cisaillement

La variation du vent horizontal (i.e. cisaillement) sur la verticale, aussi bien en intensité et qu’en direction, est le troisième facteur à considérer pour comprendre et prévoir l’activité convective. Dès les années 1960, Ludlam identifia le cisaillement fort comme un facteur clé pour les orages sévères (Ludlam, 1980). L’inclinaison des ascendances convectives permet aux précipitations de tomber à l’extérieur de celles-ci – réduisant ainsi leur charge en eau – et de refroidir les subsidences par l’évaporation des pluies et ainsi de les renforcer. Le couple composé d’une ascendance inclinée et d’une forte subsidence peut collaborer pour générer un système convectif de longue durée de vie.

La Figure ci-contre illustre l’impact du cisaillement sur CD.

  • En l’absence de cisaillement (a), la circulation est symétrique à l’échelle convective (terme de Coriolis négligeable), et le CD (en bleu) généré par la convection s’étale dans toutes les directions, prenant une forme circulaire. Les ascendances forcées sont réparties tout le long du bord d’attaque du CD, et sont donc faibles (cercle rouge pointillé).
  • Au contraire, avec un cisaillement linéaire (b) (ici cisaillement d’est, comme sur l’Afrique de l’Ouest), la couche d’air sec à mi-niveau alimentant le CD transporte vers la surface une quantité de mouvement d’est, si bien que l’étalement du CD ne sera plus symétrique. Il est plus rapide et épais sur son bord (ouest ici) en aval du cisaillement (d’est ici), où la convergence se concentre et devient plus forte permettant le déclenchement de nouvelles cellules convectives (en rouge).
Vue schématique (en coupe verticale, et de dessus respectivement en haut et en bas) de l’impact du cisaillement sur le courant de densité (en bleu) et son efficacité à déclencher de nouvelles cellules convectives (en rouge) : (à gauche) en l’absence de cisaillement et (à droite) en présence d’un cisaillement uni-directionnel. Les profils de vent de l’environnement sont relatifs à la propagation du CD. Source : Figure 3.12a et b du Handbook.

La règle générale est donc : en présence de cisaillement, le CD tend à déclencher de nouvelles cellules convectives sur son bord en aval du cisaillement.

Les mouvements verticaux dans un écoulement cisaillé induisent des variations de pression non hydrostatiques (~ 1 hPa). En termes simples, un courant convectif (ascendant ou subsident) se comporte comme un « obstacle mou ». Un bipôle horizontal de pression s’opposant à la variation de vent horizontal ambiant s’établit pour réduire la différence de mouvement entre le courant convectif et son environnement. De telles fluctuations de pression générées à différentes altitudes induisent des accélérations qui favorisent de nouvelles ascendances en aval du cisaillement. Sur l’Afrique de l’Ouest le cisaillement est modéré, comparé aux moyennes latitudes, mais plus fort qu’au-dessus des océans tropicaux, ce qui contribue aux différences d’organisation de la convection notées dans les tropiques.

Pour être complet, le cisaillement par rotation du vent doit être pris en compte, pour comprendre des types d’organisation spécifiques comme les super-cellules, comme développé par Weisman and Klemp (1982-1984). Le cisaillement par rotation étant faible sur l’Afrique de l’Ouest, les orages super-cellulaires ne sont pas fréquents, ce qui explique pourquoi aucune tornade n’a été enregistrée en Afrique de l’Ouest.

4. Autres forçages

Les forçages externes représentent le dernier type de processus qui gouvernent la convection et qui sont une source de prévisibilité importants pour la convection sur l’Afrique de l’Ouest.

  • Les forçages par l’écoulement synoptique et en particulier ceux associés aux ondes d’Est (AEW) sont essentiels pour prévoir la convection et sont développés dans le Chapitre 2 : Systèmes synoptiques. Ainsi le schéma conceptuel des AEW Ondes d’Est Africaines et Jet d’Est Africain (AEW et JEA) permet de localiser les zones préférentielles de développement des système convectifs (MCS) au sein de l’onde.
  • Les autres forçages externes à considérer sont à petite échelle et sont brièvement présentés ci-dessous. La section 3.1.4.1 (pages 190-199) du chapitre 3 du Handbook détaille ces forçages jouant sur le cycle de vie de la convection et plus particulièrement sur son déclenchement.
    • Forçage orographique : Joue un rôle important pour déclencher la convection sur les terrains au-dessus de 600 m plus par effet thermique que dynamique. Les massifs les plus favorables sont le Plateau de Jos, le Darfour, l’Aïr, les montagnes du Cameroun et le Fouta Djalon.
    • Circulations côtières : Les déclenchements des MCS se produisent fréquemment dans les zones côtières, dus aux brises résultant du contraste de température entre l’océan et le continent.
    • Le couplage surface atmosphère : Les hétérogénéités de surface (température, humidité des sols, végétation) génèrent des brises dans la couche limite dont les convergences au niveau des zones de contraste favorise le déclenchement de la convection.
    • Lignes de convergence : Les circulations de méso-échelles génèrent des lignes de convergence près de la surface favorisant le déclenchement de cellules orageuses. Elles peuvent avoir de multiples causes (résidu d’un courant de densité… et forçages ci-dessus), mais la difficulté est le manque d’observations pour les détecter. L’imagerie satellitaire VIS permet dans certain cas de visualiser les cumulus forcées par ces lignes de convergence.
    • Régénération des orages : Typiquement la dissipation de la convection génère des hétérogénéités de température, humidité et circulation dans la couche limite qui le lendemain favorise le déclenchement d’orages.
    • Ondes de gravité : La stratification stable de la troposphère permet l’occurrence d’ondes de gravité déclenchées par les mouvements verticaux convectifs. En Afrique, les puissants et profonds cumulonimbus sont d’importantes sources d’ondes de gravité se propageant sur longues distances et qui jouent un rôle dans le déclenchement de nouvelles cellules convectives. L’absence d’observations de routine de ces ondes (radars en ciel clair) ne permet pas de les détecter, mais leur rôle ne peut être négligé.
    • Cycle diurne : Le fort cycle de la surface continentale et de la couche limite – plus particulièrement en zone sèche – force le déclenchement de la convection en début d’après-midi.

Organisation de la convection profonde

Pour discuter de l’organisation de la convection, nous utilisons le concept de « cellule convective », vue comme une région ascendante d’une taille de quelques kilomètres à une dizaine de kilomètres, s’étendant verticalement sur une partie significative de la troposphère. Chaque cellule ascendante est associée à une zone de précipitation identifiable par un radar. On distingue ainsi 3 types d’organisation de la convection.

1. Différents types d’organisation

1.a L’orage isolé (schéma ci-contre)

  • une seule « cellule convective »
  • faible durée (30-50 min)
  • 3 phases :
    1. Formation d’une bulle chaude ascendante Cu → congestus
    2. Mature: glaciation → Cb profond précipitations → chute, évaporation, initialisation subsidences et CD
    3. Dissipation: subsidences à bas et mi-niveaux, CD s’étale à la surface, ascendance résiduelle dans les hautes couches alimentant une enclume
  • Environnement typique: faible cisaillement → ascendance verticale → les précipitations restent dans l’ascendance et coupent ainsi son alimentation.
Orage isolé. Source : Chapitre 3 du Handbook.
  • Orage commun sur l’Afrique de l’Ouest, en particulier au sud du JEA en été, où le cisaillement est faible.
  • Pas associé à des phénomènes dangereux, à l’exception occasionnellement de micro-rafales.
  • Propagation à la vitesse moyenne de la couche convectée.

1.b L’orage multi-cellulaire (schéma ci-contre)

Définition: groupe de cellules orageuses de courte durée de vie à différents stades de leur cycle de vie, qui peut persister plusieurs heures à un jour, voire plus.

Ingrédient clé = cisaillement modéré à fort dans une direction (un hodographe linéaire).

Le fonctionnement schématique de cet orage est le suivant.

  1. Une cellule « bleue » en phase de croissance commence à produire des précipitations chutant à l’extérieur de l’ascendance (suite au cisaillement) ce qui initie une subsidence.
  2. Une nouvelle cellule « rouge » est déclenchée en aval du cisaillement.
  3. Environ 20 mn plus tard, la cellule « bleue » atteint sa phase mature avec une subsidence intense et un CD s’étalant vers l’aval du cisaillement.
  4. Ce dernier renforce la cellule « rouge », et favorise le déclenchement d’une nouvelle cellule « verte » au bord d’attaque du CD.
  5. La dissipation de la première cellule « bleue » se produit 20 mn plus tard, contribuant ainsi à alimenter le CD qui force le développement de la cellule « rouge »
  6. qui atteint alors sa phase mature et va interagir avec la nouvelle cellule « verte » selon le même scénario de la cellule « rouge » qui l’a précédé.
  7. La boucle est ainsi fermée. Le système convectif multi-cellulaire va pouvoir se maintenir via ces interactions entre les cellules et atteindre une longue durée de vie.
Orage multi-cellulaire. Source : Chapitre 3 du Handbook.

La propagation de l’orage multicellulaire (équivalent d’une vitesse de groupe) résulte de la combinaison de la vitesse de chaque cellule (vent moyen dans la couche convectée) et de la vitesse discrète de déclenchement des nouvelles cellules. Ainsi la vitesse du système convectif dans son ensemble peut différer en vitesse et direction de celle du vent moyen.

Les orages multicellulaires sont fréquents sur le Sahel où le cisaillement sous le JEA fournit des conditions favorables. Leur structure et climatologie sont présentées dans les sections suivantes.

Ils peuvent occasionner des phénomènes dangereux, en termes de fortes précipitations et rafales.

1.c Orage super-cellulaire

C’est le type de système orageux potentiellement le plus dangereux. Il peut être associé à de la grêle, des tornades et des vents violents. Cependant ce type d’orage étant rarement observé en Afrique de l’Ouest, nous n’en parlerons ici que brièvement. Le super-cellulaire est composé d’une puissante ascendance unique, quasi stationnaire et en rotation.

Outre la forte instabilité (CAPE) requise, un ingrédient favorable clé pour ces orages est un cisaillement fort avec de plus une rotation dans les basses couches. Avec cette configuration, la propagation du super-cellulaire diffère de celle du vent moyen, dans la direction de la courbure de l’hodographe dans les basses couches (côté concave). Cette configuration de rotation dans les basses couches étant peu fréquente sur l’Afrique de l’Ouest, les orages multicellulaires y sont rarement observés. Cependant, dans certaines régions comme dans le sillage de montagnes ou le flanc d’une ligne de grains, cette rotation du cisaillement peut se produire localement, si bien que ces orages ne sont pas à exclure, bien que beaucoup moins puissants que ceux des grandes plaines américaines. Il est donc recommandé aux prévisionnistes d’examiner avec attention les hodographes pour prévoir le type d’orage, sa propagation… et évaluer les risques.

2. Le schéma conceptuel de la ligne de grains

La ligne de grains (SL pour Squall Line) à propagation rapide est le type dominant de système convectif de méso-échelle (MCS pour Mesoscale Convective System) sur l’Afrique de l’Ouest. C’est un système multicellulaire, auto-entretenu, possédant trois composantes principales (Figure ci-dessous).

1. Une ligne plus ou moins incurvée de puissants cumulonimbus forme la partie convective, de quelques dizaines de kilomètres de large, qui peut s’étendre sur plusieurs centaines à un millier de kilomètres en longueur. La partie convective est associée à de fortes ascendances sur toute la profondeur de la troposphère, pénétrant dans la basse stratosphère (phénomène d’overshooting en anglais), telle que détectée par des températures de brillance froides dans l’imagerie IR satellitaire. Suite au fort dégagement de chaleur latente dans les cumulonimbus, une dépression (L ~ 1 hPa) se développe à mi-niveau (~3 km), et d’intenses précipitations sont formées, alimentant d’intenses subsidences convectives. L’isotherme 0 °C étant très élevée sur l’Afrique de l’Ouest (~4,5 km), une grande part des précipitations sont liquides et chutent rapidement (~ 7 m s–1) sous la partie convective.

2. Une grande quantité d’hydrométéores solides (glacés) est formée dans la partie convective. Chutant plus lentement (~1-2 m s–1) que les précipitations liquides, elles alimentent une enclume épaisse et étendue dénommée partie stratiforme caractérisée par de faibles ascendances et subsidences de méso-échelle (quelques dizaines de cm s–1) respectivement dans l’enclume et sous la base inclinée de l’enclume. Cette inclinaison combinée à la dépression L à mi-niveau dans la partie convective, génère un gradient de pression horizontal vers l’extérieur de la SL. Celui-ci favorise la formation d’une circulation à mi-niveau sous l’enclume vers l’intérieur du système (rear inflow en anglais) correspondant au renforcement du JEA derrière les SL ouest-africaines, apportant de l’air sec sous l’enclume stratiforme (flèche bleue). Le renforcement du JEA peut atteindre 40 nœuds.

(a) Vue tri-dimensionnelle schématique d’une ligne de grains à propagation rapide avec la circulation associée, la masse d’air froide formant le courant de densité (DC) coloré en bleue, et quelques trajectoires des hydrométéores. (b) Modèle conceptuel bi-dimensionnel de ligne de grains. (c) Représentation sous forme de boîtes. Source : Figure 3.14 du Handbook.

3. La subsidence de méso-échelle est forcée par le rear inflow sec, et est maintenue par l’évaporation des précipitations et la fonte des particules de glace, contribuant ainsi à alimenter le courant de densité CD, constituant la 3ème composante de la SL. La tête du CD se propage en aval du cisaillement, en soulevant les basses couches de l’environnement au-dessus d’elle, permettant ainsi de franchir la forte barrière d’inhibition convective CIN caractéristique du Sahel et de déclencher de nouvelles cellules convectives dans la partie convective.

3. Climatologie et classification des MCS

Une climatologie des MCS ouest-africains sur une période de 25 ans (1986-2010) a été produite à partir de l’imagerie IR de Météosat à l’aide de l’algorithme de Fiolleau et Roca (2013). Les paramètres de vitesse Vp et durée D ont été utilisés pour décomposer les MCS en quatre classes :

  1. La classe C1 [D < 9 h ; Vp < 10 m s–1] correspond aux petits (entre 5 000 km² et 10 000 km²) et nombreux MCS à caractère diurne se propageant lentement.
  2. La classe C2 [D > 9 h ; Vp < 10 m s–1] correspond aux MCS se propageant lentement à longue durée de vie, qui persistent la nuit. Ils sont plus gros (jusqu’à 20 000 km²) que ceux de la classe C1.
  3. La classe C3 [D < 9 h ; Vp > 10 m s–1] correspond aux MCS à caractère diurne se propageant rapidement et se dissipent en soirée.
  4. La classe C4 [D > 9 h ; Vp > 10 m s–1] correspond aux MCS à longue durée de vie se propageant rapidement. Ce sont en général des lignes de grains. Ils sont les moins nombreux mais les plus larges (typiquement 30 000 km²).

La Figure ci-contre présente la distribution spatiale climatologique de la couverture nuageuse en JJAS des quatre classes de MCS. La couverture de ces nuages de la troposphère supérieure (exprimée en h/mois) est indicative des précipitations convectives.

  1. Les systèmes C1 sont les plus nombreux mais, tout comme les systèmes C3, ont la plus faible contribution au total des précipitations. Ils sont localisés à proximité des zones de terrain élevé (Fouta Djalon, Plateau de Jos, montagnes du Cameroun et Afrique centrale).
  2. À l’opposé, les systèmes C2 contribuent fortement aux précipitations totales, particulièrement dans la ZCIT sur l’Atlantique, dans la zone côtière avec des maxima à proximité de Conakry et du delta du Niger, et en Afrique centrale.
  3. La contribution des systèmes C3 est également significative, particulièrement dans la bande sahélienne et sur l’Afrique centrale.
  4. Les systèmes C4 à longue durée de vie et à propagation rapide sont concentrés dans la bande sahélienne et leur localisation coïncide avec celle du JEA, zone pour laquelle ils expliquent l’essentiel des précipitations. Ils correspondent aux lignes de grains à propagation rapide.
Distribution spatiale de la couverture nuageuse des MCS en JJAS. La climatologie a été obtenue à l’aide de l’algorithme de suivi de Fiolleau et Roca (2013) appliqué à 25 années des données IR de Météosat pour les quatre classes de MCS : C1, C2, C3 et C4. La résolution est de 1° et l’unité en heures par mois. Les isolignes épaisses correspondent aux altitudes 600 et 1 200 m du relief. Source : Figure 3.16 du Handbook.

Due au caractère conditionnel de l’instabilité convective et à la forte inhibition convective CIN caractérisant l’Afrique de l’Ouest, tout particulièrement au Sahel, la mise en œuvre de forçages externes est nécessaire pour déclencher la convection. La climatologie de la localisation du déclenchement des MCS (Figure ci-contre) éclaire les mécanismes en jeu. Tout d’abord, les systèmes convectifs à courte durée de vie sont plus nombreux que ceux à longue durée de vie (et les mieux organisés) ; le nombre de déclenchements des systèmes des classes C1 et C3 est plus important (maximum de ~ 700) que celui des classes C2 et C4 (maximum ~ 300).

Les principaux types de forçage mis en valeur par cette climatologie sont :

Comme pour la Figure précédente pour la localisation du déclenchement des MCS. L’unité est le nombre total de déclenchements par degré carré sur les 25 années de la climatologie. Source : Figure 3.17 du Handbook.
  • Forçage orographique : Joue un rôle important pour déclencher la convection sur les terrains au-dessus de 600 m plus par effet thermique que dynamique. Les massifs les plus favorables sont le Plateau de Jos, le Darfour, l’Aïr, les montagnes du Cameroun et le Fouta Djalon.
  • Circulations côtières : Les côtes de la Guinée au Liberia et du Nigeria sont propices au déclenchement des MCS des classes C1, C2 et C3.
  • La combinaison de ces deux zones de forçage côtier, avec le forçage orographique du Fouta Djalon et des montagnes du Cameroun (telle qu’analysée par Vondou et al., 2010) conduit au déclenchement de nombreux MCS de tous types (à l’exception de la classe C4 pour le sud du Nigeria et du Cameroun), expliquant les maxima de couverture nuageuse et de précipitation dans ces deux régions.
  • Le couplage surface atmosphère : Bien que moins fréquent, le déclenchement se produit également sur des surfaces plates d’élévation inférieure à 600 m sur le Sahel ouest, comme sur le Mali pour les MCS des classes C3 et C4. Pour expliquer ce type de déclenchement, Taylor et al. (2011) analysèrent l’initialisation de plus de 3 000 MCS à l’aide de données satellites et trouvèrent une claire préférence de l’initialisation des premières cellules convectives profondes sur les zones de forts gradients d’humidité des sols résultant des pluies des jours précédents. La Figure ci-contre fournit un modèle conceptuel de ce mécanisme de couplage.
Schéma représentant l’impact des hétérogénéités d’humidité de surface sur le déclenchement de la convective. La circulation induite (flèches bleues) pour des conditions de vent synoptique faible (flèche noire) génère une ascendance (large flèche rouge) là où le fort et mince courant de surface s’oppose au vent synoptique. La localisation préférentielle de l’initiation de la convection coïncide avec la zone d’ascendance induite par le gradient de chauffage sur le bord aval, due à la plage sèche (surface rouge). La convergence additionnelle au-dessus de la plage sèche est fournie par un courant faible mais épais sur son bord amont, et par le gradient d’humidité. Source : Figure 3.19 du Handbook.

Les produits adaptés

1. Observations

Etant donné la forte variabilité spatio-temporelle de la convection l’observation satellitaire et en particulier Meteosat avec sa haute fréquence (10 min) est l’outil le mieux adapté pour observer l’activité convective, tout en étant conscient des limites de la mesure par télédétection en fonction des canaux utilisés. Il est donc conseillé de se reporter au Chapitre 9 « Télédétection » du Handbook pour maitriser son utilisation. La figure ci-dessous illustre la capacité du canal IR à suivre un MCS et le déclenchement par son courant de densité d’un nouveau MCS.

Séquence d’images IR de Météosat illustrant le déclenchement d’un MCS par un courant de densité généré par un MCS précédant le 27 septembre Les flèches jaunes indiquent les limites du bord d’attaque du courant de densité en forme d’arc tel que visualisé par les nuages peu profonds. Source: Extrait de la Figure 3.27 du Handbook.

Des algorithmes automatiques de détection et de suivi des cellules convectives (MCS Tracking) ont été développés et facilitent l’analyse de l’imagerie satellitaire pour déterminer le cycle de vie, les caractéristiques (intensité, profondeur, taille…) et la trajectoire de ces éléments convectifs. A cette fin nous conseillons l’utilisation du produit opérationnel du SAF ‘Nowcasting » d’EUMETSAT (NWCSAF/EUMETSAT).

De son côté le site MISVA propose pour monitorer l’activité convective:

2. Prévision

A courte échéance (0-6h) seuls les outils de prévision immédiate utilisant des observations (satellites, radars, surface…) peuvent aider le prévisionniste à établir une prévision. Le Chapitre 6 « Prévision immédiate » du Handbook présente l’essentiel des approches utilisées avec de nombreuses illustrations.

Au-delà, la prévision numérique des précipitations est mauvaise, même à quelques jours d’échéance, et le recours au traitement des ensembles de prévisions ne donne des résultats que légèrement supérieurs à la climatologie. C’est pourquoi la méthode WASA/F proposée par MISVA est de s’appuyer sur des variables qui sont mieux prévues, comme PW Paramètre Eau Précipitable – Misva (aeris-data.fr) parmi d’autres paramètres.

La méthode de prévision WASA – ANASYG – Misva (aeris-data.fr) est détaillée dans le Chapitre 11: Cartes synthétiques d’analyse et prévision sur l’Afrique de l’Ouest : WASA/ du Handbook.

Elle consiste à examiner les analyses et prévisions de 9 objets caractérisant la situation météorologique pour qu’ensuite le prévisionniste en déduise l’activité convective attendue ainsi que son type d’organisation, en s’appuyant sur les modèles conceptuels reliant la convection à ces 9 objets et sur son expérience. Il est donc conseillé d’examiner les variables ci-dessous disponibles quotidiennement sur le site MISVA.

Références

Handbook

  • Chapitre 3        Convection profonde          pages 161-223
  • Section 11.12       Méthode WASA-F: Convection          pages 732-740
  • Section 6.2.3 Prévision Immédiate: Cisaillement et microbursts pages 404-408
  • Section 9.1.4.4.4 Composite RGB convection: pages 568-569
  • Section 9.1.4.4.5 Composite RGB microphysique de jour: pages 570

Illustrations et cas d’études

  • Handbook 
    • Section 3.2.1 Cycle de vie de la convection du 12 au 16 août 2012 (CS02): pages 203-208
    • Section 3.2.2 Courant de densité du 27 septembre 2014 (CS14): pages 208-210
    • Figure 5.21 Tempête de poussières associée à la convection (Haboob):  pages 350
  • Site bilingue handbook case study (umr-cnrm.fr)
    • CS01: 1-10 août 2012 – Train d’Ondes d’Est Africaines avec déferlement – Partie 3. Activité convective sur les 10 jours
    • CS02: 13-16 août 2012 – Archétype d’un Onde d’Est Africaine – Partie 3. Activité convective sur les 10 jours

Articles

Emanuel KA 1994. Atmospheric Convection. Oxford University Press: New York.

Fiolleau T, Roca R. 2013. Composite life cycle of tropical mesoscale convective systems from geostationary and low Earth orbit satellite observations : method and sampling considerations. Q. J. R. Meteorol. Soc. 139: 941-953. doi : 10.1002/qj.2174

Lafore J‐P, Moncrieff MW. 1989. A numerical investigation of the organization and interaction of the convective and stratiform regions of tropical squall lines. J. Atmos. Sci. 46: 521–544.

Ludlam FH. 1980. Clouds and Storms: The Behavior and Effect of Water in the Atmosphere. Pennsylvania State University Press: University Park, PA ; 405 pp.

Neelin JD, Peters O, Hales K. 2009. The transition to strong convection. J. Atmos. Sci. 66: 2367-2384. doi: 10.1175/2009JAS2962.1.

Taylor CM, Gounou A, Guichard F, et al. 2011. Frequency of Sahelian storm initiation enhanced over mesoscale soil-moisture patterns. Nat. Geosci. 4(7): 430-433. doi :10.1038/ngeo1173.

Weisman ML, Klemp JB. 1986. Characteristics of Isolated Storms. In: Mesoscale meteorology and forecasting, PS Ray (ed.). American Meteorological Society ; pp. 331-358.

Zipser EJ. 1977. Mesoscale and convective-scale downdrafts as distinct components of squall-line structure. Mont. Weather Rev. 105: 1568-1589. doi: http://dx.doi. org/10.1175/1520-0493(1977)105<1568:MACDAD>2.0.CO;2.

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