Etude du lien entre cycle diurne de la convection et circulation de

Laboratoire de Météorologie Dynamique
STAGE MASTER 2 OACOS
Etude du lien entre cycle diurne de la
convection et circulation de mousson en
Afrique de l’ouest à l’aide d’un modèle
de circulation générale
Encadrants :
Stagiaire :
Catherine RIO
Frédéric HOURDIN
Jérôme DREANO
Année 2013-2014
Remerciements
Je remercie tout d’abord mes deux encadrants Catherine RIO et Frédéric HOURDIN de m’avoir
permis d’effectuer ce stage au sein du LMD et de m’apprendre énormément de choses sur la modélisation du climat. Merci à Catherine pour sa présence et son implication tout au long du stage,
sa bonne humeur et sa passion pour la recherche. Merci à Frédéric pour ses conseils précieux, son
expérience et sa rigueur.
Je tiens également à remercier Jean-Yves GRANDPEIX pour ses explications sur le fonctionnement des paramétrisations de LMDZ.
Je remercie Abderrahmane IDELKADI de m’avoir fourni et permis d’analyser les simulations
climatiques du programme AMIP.
Je remercie Alexandre SUPPLY pour son soutien quotidien. Merci aux autres stagiaires et à
Binta DIALLO pour la bonne ambiance durant ces 4 mois de stage. Merci aussi à Julien MEISTER
et Thomas VERNAUDON pour les moments de détente le midi et les pauses café.
1
Sommaire
1 Introduction
3
2 Impact des paramétrisations physiques sur la distribution spatio-temporelle des
pluies dans les simulations climatiques
5
2.1 Les différents jeux de paramétrisations physiques de LMDZ . . . . . . . . . . . . . .
5
2.1.1 Physique Standard . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
5
2.1.2 Nouvelle physique . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
6
2.1.3 Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection . . . . .
8
2.2 Influences des paramétrisations sur la distribution spatio-temporelle des pluies . . .
9
2.2.1 Cycle diurne moyen en juillet . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
9
2.2.2 Répercussions sur les moyennes annuelles de précipitations . . . . . . . . . . 12
3 Lien entre cycle diurne de la convection continentale et représentation de la
mousson en Afrique de l’Ouest
3.1 Cycle diurne de la convection et circulation de mousson . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1.1 La mousson Ouest-Africaine . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.1.2 Liens entre le phasage du cycle diurne de la convection et le flux de mousson
3.1.3 La mousson Ouest-Africaine dans les différentes versions de LMDZ . . . . .
3.1.4 Mise en place d’une configuration régionale . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.2 Evolution diurne du flux de mousson . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
3.3 Effet des biais moyens sur le flux de mousson . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
14
14
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21
25
4 Effet relatif du forçage de la couche limite, la convection et les poches
la représentation de la mousson en Afrique de l’Ouest
4.1 Mise en place d’une configuration idéalisée de la physique . . . . . . . . .
4.2 Effet du phasage de la pluie . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.3 Effet du mélange dans la couche limite . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.4 Effet du mélange convectif . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . . .
4.5 Effet de l’évaporation des pluies et des poches froides . . . . . . . . . . .
28
28
29
31
34
35
5 Conclusion
froides sur
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38
Chapitre 1
Introduction
Les modèles de circulation générale (GCM) utilisés pour l’étude du climat peinent à représenter
correctement la distribution spatio-temporelle des précipitations. En particulier aux tropiques, au
niveau de la Zone de Convergence Intertropicale (ZCIT), où la convection, généralement intense, est
responsable de la majorité des précipitations. La représentation de la variabilité intra-saisonnière
comme la MJO ou les pluies de mousson doivent encore être améliorés. La plupart des GCMs ont
encore des difficultés à simuler le cycle diurne de la convection observée. Or, une grande majorité
des pluies tropicales est produite par des systèmes convectifs locaux ou organisés à méso-échelle.
Dans les GCMs destinés au climat, ces processus sont sous-maille et doivent être résolus par les
paramétrisations.
Ce stage vise à caractériser comment les améliorations récentes des paramétrisations du modèle
de climat LMDZ se projettent sur la représentation des pluies de mousson en Afrique de l’Ouest.
Le modèle de circulation générale LMDZ est développé au Laboratoire de Météorologie dynamique.
LMDZ est aussi bien utilisé pour des études climatiques terrestres que pour l’étude de la circulation
générale atmosphérique sur d’autres planètes. LMDZ est la composante atmosphérique du «Modèle
intégré de climat» de l’Institut Pierre Simon Laplace (IPSL) contribuant aux précédents rapports
du GIEC.
Comme tous les GCM existants, il consiste tout d’abord à intégrer dans le temps et l’espace les
équations de Navier Stockes. Avec des tailles de maille de modèle de plusieurs dizaines à plusieurs
centaines de kilomètres, l’hypothèse hydrostatique peut être appliquée. Cette caractéristique a cependant un inconvénient : de nombreux processus atmosphériques de plus petite échelle dits «sous
maille» comme la diffusion turbulente dans la couche limite, la convection ou encore la distribution
des nuages ne peuvent pas être représentés directement par la résolution des équations primitives
de l’atmosphère. Pour y remédier, le modèle prend en compte tous ces processus par le moyen des
paramétrisations physiques. Ces paramétrisations sont en général fondées sur un mélange de descriptions de la phénoménologie des processus et de principes théoriques de la thermodynamique
et de la mécanique des fluides. Le GCM se décompose ainsi en deux noyaux : le noyau «dynamique» intégrant les équations de Navier Stockes, et le noyau «physique» prenant en charge les
paramétrisations physiques. Les paramétrisations calculent l’effet moyen des processus physiques
sur chaque maille et en déduisent l’impact sur les variables de température, humidité ou de vent calculées par la dynamique. Les paramétrisations influencent alors la circulation générale et jouent un
rôle déterminant dans les performances des simulations climatiques. Elles sont aujourd’hui au cœur
des recherches du LMD. Un gros travail a été mené ces dernières années au LMD pour améliorer la
représentation des processus physiques impliqués dans le cycle diurne de la convection afin de pou3
voir la décaler en fin d’après-midi en meilleur accord avec les observations. Les développements ont
été réalisés principalement sur des cas d’étude particuliers en utilisant le modèle en mode unicolonne.
Au cours de ce stage, nous chercherons à caractériser le comportement de ces derniers développements dans la version 3D du modèle, dans leur interaction avec la dynamique et la circulation à
grande échelle. Dans un premier temps, nous analyserons l’impact des paramétrisations physiques
sur la distribution spatio-temporelle des pluies à différentes échelles. Nous utiliserons pour cela des
simulations climatiques de 10 ans mises en place pour le programme AMIP (Atmospheric Model
Intercomparison Project) avec les différentes versions de LMDZ.
Nous verrons que malgré l’amélioration progressive des paramétrisations physiques et notamment
du cycle diurne de la convection, un biais bien connu des utilisateurs de LMDZ persiste sur l’Afrique
de l’Ouest : les pluies de mousson se positionnent toujours trop en retrait au Sud par rapport à la
réalité. Pourtant des études ont montré que l’amélioration du cycle diurne aurait un effet positif
sur la montée du flux de mousson vers le Nord (Birch et al, 2014). Dans un deuxième temps, nous
étudierons donc le lien entre la décalage du cycle diurne et la représentation de la circulation de
mousson et de la montée du flux de mousson vers le nord à l’aide de simulations zoomées guidées.
Enfin, nous configurerons et lancerons des simulations idéalisées pour identifier le rôle respectif des
différents processus sous-maille impliqués.
4
Chapitre 2
Impact des paramétrisations physiques
sur la distribution spatio-temporelle des
pluies dans les simulations climatiques
Dans cette première partie, nous étudierons l’influence des différentes versions de la physique de
LMDZ sur la distribution spatio-temporelle des pluies dans des simulations climatiques de 10 ans
réalisées par Abderrahmane Idelkadi dans le cadre du programme AMIP. Le modèle est configuré
avec une grille comportant 96 mailles sur la longitude, 96 sur la latitude et 39 niveaux verticaux.
LMDZ est couplé au modèle de sol et de végétation Orchidée développé au LSCE (Laboratoire des
Sciences du Climat et de l’Environnement). La température de surface de la mer est forcée par des
climatologies imposées par l’exercice AMIP. Les simulations diffèrent par la paramétrisation des
processus de couche limite, convection peu profonde et profonde et des nuages.
Après avoir présenté les différentes versions de la physique de LMDZ, nous montrerons les influences des paramétrisations physiques sur le cycle diurne et la moyenne annuelle des précipitations.
Ces résultats seront comparés aux données du projet GPCP (Global Precipitation Project). Les produits GPCP fournissent une estimation journalière des précipitations sur tout le globe à partir des
données satellitaires mais aussi des observations au sol.
2.1
2.1.1
Les différents jeux de paramétrisations physiques de
LMDZ
Physique Standard
Cette version de la physique du modèle correspond à celle utilisée lors de l’exercice CMIP3
(Coupled Model Intercomparison Project) et à la version 5A de l’exercice CMIP5. Elle est décrite
de façon extensive dans Hourdin et al. (2006).
Le transport vertical turbulent dans la couche limite est traité comme une diffusion. Le coefficient de diffusion tient compte de la stabilité statique au sein de la couche limite par le biais du
nombre de Richardson.
Ce coefficient est calculé de cette manière :
5

→
− q
∂
V
k 1 − Ri /Ric , Kmin 
KZ = max l k
∂Z

2
(2.1)
Avec l : la longueur de mélange, Ri : le nombre de Richardson, Ric : le nombre de Ridchardson
critique (Ric = 0.4), Kmin : la valeur minimale de KZ .
Le schéma de convection de la Physique Standard intègre le schéma d’Emmanuel (1991,1993).
Ce schéma est basé sur une représentation «en flux de masse» convectifs ascendants et subsidents
induits dans l’air ambiant. Il tient compte du mélange de l’air saturé en ascendance adiabatique
(dans lequel une fraction de l’eau a été transformée en précipitation) avec l’air ambiant à chaque
niveau de l’atmosphère. Après avoir supprimé les précipitations et évaporé l’eau nuageuse, ce mélange est ensuite adiabatiquement déplacé vers le haut ou le bas en fonction de sa flottabilité.
Le «déclenchement« de la convection définit la condition pour laquelle le schéma de convection est
actif. Cette condition est testée à chaque pas de temps. La «fermeture» de la convection ferme le
système d’équations du schéma de convection en donnant une expression du flux de masse à la base
de la colonne convective. Déclenchement et fermeture tiennent compte de l’instabilité de toute la
troposphère par la CAPE (Convective Available Potential Energy) et la CIN (Convective Inhibition).
Ainsi le flux de masse à la base du nuage convectif est définit comme :
PB
α Z
MB =
P0
PLN B
max(Bmin(p) , 0
B0
!2
q
ρ CAP Ep dp
(2.2)
Où Pb = PLCL − 40hP a, LCL (Lifting Condensation Level) étant le niveau de condensation
par ascendance adiabatique, LNB (Level of Neutral Buoyancy) est le niveau de flottabilité nulle au
sommet de la colonne convective, Bmin est le minimum de flotabillité entre Pb et P , B0 = 1K et
P0 = 105 P a, α est un coefficient d’échelle. La CIN est prise en compte dans le terme Bmin .
Les processus de condensation dite grande-échelle et les pluies associées sont basées sur le schéma
de nuages de Bony et Emanuel (2001) et la microphysique de Sundqvist (1978).
2.1.2
Nouvelle physique
De nombreuses modifications ont été apportées aux paramétrisations de LMDZ, dans le but d’obtenir une représentation des processus sous-maille plus réaliste, notamment en améliorant le cycle
diurne de la convection peu profonde et profonde. Une échelle intermédiaire a été ajoutée entre diffusion turbulente et convection profonde : celle des structures cohérentes de la couche limite, encore
appelées thermiques, et au sommet desquelles les cumulus se forment.
Le schéma de couche limite a été revu et intègre un nouveau schéma de diffusion turbulente.
La diffusion turbulente est à présent calculée à partir d’une équation pronostique pour l’énergie
cinétique turbulente (Yamada, 1983).
Le schéma de convection peu profonde (Rio et Hourdin, 2008) a été pensé sur le même principe
que le schéma de convection d’Emmanuel, c’est-à-dire à partir des flux de masses verticaux visant à
représenter les panaches thermiques. Il permet une représentation plus cohérente des cumulus mais
6
aussi un mélange plus efficace dans la couche limite. Chaque maille est séparée en deux parties,
correspondant pour la première aux panaches thermiques et pour la seconde à l’environnement. Le
flux de masse vertical s’exprime par :
f = αu ρwu
(2.3)
où ρ est la densité de l’air, αu la fraction de maille couverte par le panache, wu la vitesse verticale
du panache.Ce flux varie verticalement en fonction de l’entrainement horizontal e de l’air ambiant
vers le panache et du détrainement d de l’air du panache vers l’environnement à chaque niveau :
∂f
=e−d
∂z
(2.4)
La nouvelle physique intègre également un nouveau schéma qui représente les courants de densités froids encore appelés «wakes »ou « poches froides » formés par l’évaporation sous les orages des
précipitations convectives (Grandpeix et Lafore, 2010). Ces poches froides peuvent être visualisées
dans les cas réels par les fronts de rafales à l’avant des cellules convectives.
Le schéma de convection d’Emmanuel est conservé mais certains aspects ont été modifiés. Le
mélange de l’air du panache convectif et de l’environnement a été revu par Grandpeix et al. (2004) ;
l’efficacité de précipitation n’est plus fixée arbitrairement mais calculée en fonction de la température dans l’ascendance (Emmanuel et Zivkovic-Rothman, 1999).
Les principaux changements concernent le déclenchement et la fermeture de la convection qui
dépendent à présent des processus sous-jacents (thermiques et wakes). Cette nouvelle vision permet
d’établir un lien direct entre les processus de couche limite et la convection profonde. Le principe
est de déclencher la convection seulement lorsque les thermiques ont assez d’énergie pour dépasser
facilement la couche d’inversion au sommet de la couche limite. Une fois la convection profonde
mise en place, la durée de vie de la convection dépend directement de l’énergie des poches froides.
L’intensité de la convection n’est plus modulée par la CAPE comme dans la Physique Standard
mais par la puissance fournie par les thermiques et les poches froides.
Ainsi deux nouvelles variables ont été introduites : la ALE (Available Lifting Energy) et la ALP
(Available Lifting Power).
La ALE se définit comme :
ALE = max(ALEth , ALEwk )
(2.5)
2
où ALEth dépend de la vitesse verticale des thermiques au carré wth
et ALEwk dépend aussi de
2
la vitesse d’expansion des poches froides au carré C∗ .
La ALP correspond quant à elle à la somme des ALPth et ALPwk qui elles dépendent des moments
0
0
d’ordre 3 des vitesses des thermiques et des wakes (wth3 et C∗ 3 ).
7
Le déclenchement de la convection a lieu lorsque cette relation est vérifiée :
ALE > |CIN |
(2.6)
La fermeture tenant compte de la ALP , le flux de masse à la base du nuage est définit comme :
Mb =
ALP
+ CIN
2wb2
(2.7)
où wb est la vitesse verticale au niveau de convection libre (LFC).
Le traitement des nuages et des pluies de grande-échelle se fait de la même façon que dans la
physique standard.
2.1.3
Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection
La Nouvelle Physique avec déclenchement stochastique de la convection conserve les principales
caractéristiques de la Nouvelle Physique. Cette nouvelle paramétrisation modifie le déclenchement
du schéma de convection.
La condition déterministe ALE>CIN devient une condition nécessaire mais non suffisante pour
déclencher la convection. A partir des caractéristiques du thermique moyen, les propriétés d’un
ensemble de thermiques de tailles et de vitesses différentes sont calculées. Il en est déduit une probabilité d’avoir un thermique dépassant un seuil critique dans une maille de taille donnée. Au lieu
de prendre une valeur fixe que la probabilité doit dépasser pour déclencher, on effectue un tirage
aléatoire compris entre 0 et 1 que l’on compare à la probabilité de non-déclenchement. Ce nouveau
déclenchement a été développé et testé sur un cas d’orage local à Niamey par Rochetin et al. (2013).
8
2.2
Influences des paramétrisations sur la distribution spatiotemporelle des pluies
Les paramétrisations de LMDZ ont été considérablement modifiées entre la physique standard
et les deux nouvelles physiques. Elles prennent par ailleurs généralement ces appellations : AR4.0 :
Physique Standard ; NPv6.trig0 : Nouvelle physique ; NPv6.trig3 ou NPv6.trig4 : Nouvelle physique
avec déclenchement stochastique. Ces modifications sont susceptibles d’influencer le cycle diurne des
précipitations mais aussi leur intensité de jour à jour et donc la moyenne annuelle.
2.2.1
Cycle diurne moyen en juillet
Les nouvelles paramétrisations ont été développées et testées sur des cas d’étude particuliers dans
la version unicolonne de LMDZ. Sur les cas étudiés, il a été montré que le jeu de paramétrisations
de la nouvelle physique permettait de décaler le cycle diurne des précipitations continentales de
l’ancienne physique en meilleur accord avec les observations, en décalant le maximum de pluies de
12h à 17h et en les prolongeant plus tard dans la soirée. Ce décalage obtenu sur des cas particuliers
se retrouve-t-il dans la version globale de LMDZ et sur différentes régions du globe ? Quel est l’effet
des nouvelles paramétrisations sur le cycle diurne de la pluie océanique ?
Nous nous focalisons sur un mois de juillet. Sur la figure 2.1, nous présentons le cycle diurne des
précipitations sur 3 régions du globes, dont 3 sur continents et 1 sur océan : Europe (45 :50N, 0 :10E) ;
Asie (50 :60N, 50 :70E) ; Afrique de l’Ouest (5 :15N, -15 :20E) ; Nord Atlantique (45 :55N, 20 :40W).
Les paramétrisations semblent bel et bien causer de réels impacts sur le cycle diurne des pluies,
notamment sur le continent. Avec la physique standard, l’heure du maximum des précipitations a
lieu en milieu de journée vers 12h-13h sur continent, c’est à dire à l’heure du maximum d’ensoleillement. Ce maximum de pluie est systématiquement supérieur à celui produit avec les autres versions
et il s’agit surtout de pluies convectives.
Avec les différentes versions de la nouvelle physique, le maximum de pluie intervient vers 17-18h avec
la nouvelle physique et plutôt 15-16h avec la nouvelle physique avec déclenchement stochastique.
La partition entre pluie convective et pluie à grande échelle est plus équilibrée avec en majorité des
pluies convectives l’après-midi et des pluies à grande échelle la nuit. La part de pluie à grande échelle
est assez importante la nuit en Europe.
La nouvelle physique avec déclenchement stochastique augmente les quantités de pluie à grande
échelle. Cela peut s’expliquer par le fait que la variabilité jour à jour des pluies est plus forte et la
masse d’air reste plus humide les jours où la convection profonde n’a pas été déclenchée. Le schéma
à grande échelle peut alors s’activer plus facilement.
Ces résulats sont cohérents avec les nouveaux schémas de couche limite et de convection. Pour déclencher la convection profonde, on a vu que les panaches thermiques doivent être assez énergiques
pour atteindre le seuil de déclenchement de la convection profonde. Quelques heures sont nécessaires
pour cela à partir de la fin de matinée.
Sur l’océan, le cycle diurne des pluies est beaucoup moins marqué que sur continent, notamment
en raison du faible cycle diurne de la température de surface. Seule la nouvelle physique produit des
pluies convectives. Le déclenchement stochastique de la convection semble inhiber la convection. Le
9
maximum des pluies a lieu plutôt dans la nuit avec les trois physiques.
Figure 2.1 – Cycle diurne moyen des précipitations en Juillet avec les 3 physiques : En Noir :
Physique Standard ; En rouge : Nouvelle Physique ; En vert : Nouvelle Physique avec déclenchement
stochastique de la convection. En trait plein : précipitation totale ; En tireté : Pluie convective ; En
pointillé : Pluie à grande échelle. Dans l’ordre de lecture : Europe, Asie, Afrique de l’Ouest, Nord
Atlantique.
10
Le décalage du cycle diurne des précipitations sur continent est associé à une modification du
cycle diurne des nuages simulés par le modèle. Cela se répercute directement sur l’effet radiatif des
nuages simulés comme illustré sur la figure 2.2.
Sur continent, l’effet radiatif des nuages est renforcé avec les nouvelles physiques (Figure 2.2).
Il s’explique surtout par l’effet en courte longueur d’onde. Cela peut être dû à une présence de
nuages bas plus importante, réfléchissant davantage le flux solaire entrant. Sur l’Afrique de l’Ouest,
en plus d’un renforcement, le cycle diurne est décalé en milieu de journée et l’après-midi. Ceci est
dû à l’apparition de nuages bas en milieu de journée. L’effet en courte longueur d’onde est un peu
compensé par l’effet sur l’infra-rouge thermique (non montré).
Sur l’Océan Atlantique, les nouvelles physiques affectent peu l’effet radiatif des nuages. En effet,
si les nuages réchauffent plus en courtes longueurs d’ondes, cela est compensé par une refroidissement dans l’infrarouge (non montré).
Figure 2.2 – Cycle diurne moyen de l’impact radiatif des nuages au sommet de l’atmosphère en
Juillet avec les 3 physiques : En Noir : Physique Standard ; En rouge : Nouvelle Physique ; En
vert : Nouvelle Physique avec déclenchement stochastique de la convection. Dans l’ordre de lecture :
Europe, Asie, Afrique de l’Ouest, Nord Atlantique.
11
En modifiant le contenu en vapeur d’eau de l’atmosphère ainsi que le cycle diurne des nuages,
les nouvelles paramétrisations impactent donc le bilan radiatif au sommet de l’atmosphère. C’est
pourquoi certains paramètres du modèle ont dû être re-réglés entre les différentes versions afin de
ré-ajuster les flux radiatifs au sommet de l’atmosphère, carburant principal de la circulation générale. C’est ce qu’on appelle la phase de «tuning» du modèle. Ainsi, il faut garder en tête que les
différentes versions de LMDZ diffèrent à la fois par leurs paramétrisations physiques mais aussi par
différentes valeurs de paramètres ajustables, notamment nuageux.
2.2.2
Répercussions sur les moyennes annuelles de précipitations
Les paramétrisations physiques de LMDZ changent le cycle diurne des pluies en décalant l’heure
des précipitations mais jouent également sur leur intensité et leur variabilité jour à jour. A quel
point ces modifications répercute-t-elle la moyenne annuelle des précipitations ?
Les améliorations ou détériorations induites par les paramétrisations sont illustrées sur la figure
2.6 par des cartes d’anomalies des précipitations moyennes.
Sur les trois versions du modèle, les anomalies les plus marquées se situent au niveau des régions
tropicales. On constate que l’amélioration ou l’amplification des biais entre les trois simulations se
situent aussi aux Tropiques. La région tropicale étant la région la plus soumise à la convection, ces
résultats ne sont pas surprenants. Ils mettent en revanche l’accent sur le fait que de nombreux efforts
restent à fournir pour simuler une distribution des précipitations conformes aux observations.
En effet, les trois versions surestiment assez nettement la quantité de pluie (de 1 à 4 mm/j) sur
l’Océan Indien, la région de mousson indienne mais aussi plus largement encore autour des îles indonésiennes (plus de 5 mm/j).
Les nouvelles physiques diminuent les pluies sur les continents de manière générale. Ceci grâce à
un maximum journalier plus faible. Ainsi, le fort biais positif (+5 mm/j) sur le Centre Afrique est
globalement corrigé. Les trois physiques donnent un déficit de pluie au Sahel, renforcé jusqu’à la
côte Sud avec les nouvelles physiques.
Par contre, alors que la moyenne pluviométrique était proche des estimations GPCP sur l’Amazonie, une sous-estimations des pluies apparaît. A noter que les deux nouvelles physiques offrent des
résulats très similaires.
Aux tropiques, les nouvelles physiques produisent des pluies sur les déserts océaniques (à l’Ouest de
l’Amérique du Sud et de l’Afrique) alors qu’elles ne devraient pas.
Aux moyennes et hautes latitudes, les trois simulations conservent les mêmes anomalies. Généralement, elles sous-estiment légèrement les pluies sur : l’Amérique du Sud, l’Est de l’Amérique du Nord,
l’Asie de l’Ouest et sur l’Europe. Les trois simulations semblent néanmoins sur-estimer les précipitations aux niveaux des zones montagneuses (Alpes, Himalaya, Cordillère des Andes, Rocheuses).
Sur les océans, aux hautes latitudes, les précipitations moyennes sont également légèrement sousestimées et ce biais est conservé avec les trois physiques. Les pluies moyennes sont un peu trop
faibles (jusqu’à -2 mm/j) sur l’Atlantique Nord et à la limite Nord de l’Océan Austral (à 60S) sur
toutes les longitudes.
Le déficit de pluie de la physique standard au niveau de la SPCZ (South Pacific Convergence Zone)
est corrigé avec les nouvelles physiques.
Pour résumer, la nouvelle physique a surtout comme impact majeur de réduire les quantités de
12
pluies au niveau de la ZICT sur les continents. Elle permet de corriger un excédent de pluie sur le
centre de l’Afrique mais crée un déficit non négligeable sur l’Amazonie. Au niveau des îles indonésiennes, à la l’Est de cette région, la nouvelle physique renforce encore le biais positif déjà présent
avec la physique standard tandis à l’Ouest le biais positif est quelques peu amélioré.
Figure 2.3 – Anomalie des précipitations moyennes annuelles en mm/jour avec les données GPCP
en référence. En haut à gauche : Ancienne physique-GPCP ; En haut à droite : Nouvelle Physique
- GPCP ; En bas à gauche : Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection ;
En bas à droite : Nouvelle physique - Physique Standard.
Les nouvelles paramétrisations modifient le cycle diurne des pluies, surtout sur le continent. Sans
l’illustrer ici, nous avons également constasté au cours du stage que la fréquence d’occurence des
pluies mais également la répartition pluie convective/pluie de grande-échelle sont impactées. Ces
modifications se répercutent sur les moyennes annuelles de précipitation avec notamment un déficit
de pluie renforcé sur les continents dans les Tropiques, notamment en Afrique de l’Ouest où la physique standard du modèle était déjà connue pour sous-estimer les pluies au Sahel.
Dans la suite de ce rapport, nous allons étudier plus en avant le lien entre la représentation du cycle
diurne de la convection et la variabilité des pluies en nous focalisant sur la mousson de l’Afrique de
l’Ouest.
13
Chapitre 3
Lien entre cycle diurne de la convection
continentale et représentation de la
mousson en Afrique de l’Ouest
De part des paramétrisations différentes, le cycle diurne, la variabilité et donc les moyennes des
précipitations diffèrent dans les versions de LMDZ. Les améliorations ou détériorations du modèle
se concentrent par ailleurs en grande partie aux tropiques où la convection, partie intégrante des
paramétrisations physiques, est un acteur majeur du climat.
En Afrique de l’Ouest, le climat est fortement contrasté du Nord au Sud. Un climat désertique
domine la région Saharienne au Nord alors qu’au Sud, sur la région soudanienne, le climat est beaucoup plus humide et subit une période de mousson sur la saison estivale. Entre les deux, réside une
région intermédiaire, le Sahel, affectée à la fois par le climat saharien et soudanien.
Une bonne représentation des pluies de mousson dans les modèles de climat est un enjeu majeur
pour tout un ensemble d’études liées aux ressources en eau ou à la production agricole.
3.1
3.1.1
Cycle diurne de la convection et circulation de mousson
La mousson Ouest-Africaine
La mousson de l’Afrique de l’Ouest (MAO) peut être résumée comme la remontée vers le Nord
de la ZCIT entre l’hiver et l’été boréal (de 5°S en janvier à 10°N en juillet) jusqu’au niveau du Sahel.
Les pluies se produisent essentiellement sous forme de systèmes convectifs de méso-échelle (MCS) :
par des lignes de grains ou associées à des ondes d’Est. Une partie des pluies sont produites aussi
par des orages diurnes. Dans tous les cas, il s’agit de systèmes convectifs.
La mousson Ouest-Africaine se divise en 3 périodes :
– la période «pré-onset» entre mai et juin où la ZCIT se positionne entre 2 et 5°N. Les pluies
se limitent entre 2 et 8°N.
– la période «active» de fin juin à août correspondant à la période où la mousson est bien
installée. La ZCIT remonte soudainement de 5°N à 10°N à la fin juin. La zone de pluie monte
progressivement vers le Sahel jusqu’à environ 20°N avec un maximum entre 10 et 15°N.
14
– la période «retrait» où la ZCIT et les pluies se retirent vers le Sud. Le flux de mousson faiblit
progressivement.
La mise en place du flux de mousson est cependant plus complexe. Elle dépend de facteurs régionaux mettant en jeu des intéractions entre l’océan, le continent et l’atmosphère. Elle résulte en
effet d’un important gradient de température de surface entre le Golfe de Guinée et le Sahara.
L’entrée rapide dans la période «active» est en grande partie due à un refroidissement brutal (de
2°C) des eaux de surface du Golfe de Guinée. Ce refroidissement augmente les hautes pressions sur
le Golfe de Guinée. En même temps, la température de surface sur le Sahara continue d’augmenter. Cet air chaud et sec permet la formation d’une dépression thermique sur le Sahara. Ces deux
caractéristiques entrainent d’une part un renforcement des gradients de température et d’humidité
entre le Sahara et le Golfe de Guinée mais aussi un renforcement des gradients de pression. Il en
découle un renforcement des vents de mousson (de Sud-ouest) de l’Océan Atlantique vers le Sahara.
La circulation qui en résulte est illustrée sur la figure 3.1.
Le flux de mousson fait alors un saut de plusieurs degrés vers le Nord, jusqu’à une position
moyenne entre 18 et 22°N où il rencontre un flux de surface chaud et sec de Nord-Est appelé «Harmattan ». La convergence de ces deux flux est appelé le front intertropical (FIT). Ce front délimite
ainsi la latitude la plus au Nord où les pluies convectives sont possibles.
Le flux de mousson, près de la surface, s’avère essentiel pour la convection entre le FIT et le Golfe
de Guinée puisqu’il apporte l’humidité nécessaire à la convection.
En altitude, la troposphère est dominée par des circulations principalement zonales d’Est vers
l’Ouest. On retrouve vers 10°N entre 100 et 200 hPa le Jet d’Est Tropical (TEJ) d’abord initié par
la mousson indienne via la cellule de Walker. Il est entrenu sur l’Afrique de l’Ouest par les hauts
géopotentiels du Sahara avec des valeurs moyennes entre 15 et 18 m/s en juillet.
En moyenne altitude, entre 600 et 700 hPa, le Jet d’Est Africain est directement lié au gradient de
température entre le Golfe de Guinée et le Sahara par la relation du vent thermique. Il s’étend sur
10 000 km entre la mer Rouge et l’Atlantique de l’Est. Sa position laitudinale varie en fonction de
la période de mousson. Il se situe vers 10°N en période de «pré-onset» et de «retrait», entre 13 et
15°N en période «active».
Le JEA tient un rôle important dans la formation des ondes d’Est par le fait qu’il présente des
caractéristiques d’instabilités barotropes et baroclines. Il entretient également un cisaillement de
vent vertical important qui est très favorable à la formation et à la propagation de lignes de grains.
15
Figure 3.1 – Schéma synthétique de la mousson Ouest-Africaine. Source : Manuel de Météorologie
tropicale - Florent Beucher - Météo-France
3.1.2
Liens entre le phasage du cycle diurne de la convection et le flux
de mousson
La mousson Ouest-Africaine présente un fort cycle diurne où les systèmes convectifs naissent et
croissent dans l’après-midi. Il perdurent parfois tard dans la nuit lorsque le système à méso-échelle
est bien établi ou lorsqu’il est entretenu par les ondes d’Est. Le flux de mousson varie fortement
aussi, il accèlère nettement la nuit. Il est freiné en journée à cause de la convection sèche importante.
Plusieurs études suggèrent un lien entre le cycle diurne de la convection et le cycle diurne du
flux de mousson (Taylor, 2001 ; Birch, 2014). Or la majorité des modèles de climat produisent une
convection à midi alors qu’en réalité, les orages se déclenchent généralement en fin d’après-midi.
Birch et al. (2014) ont cherché à déterminer l’importance de ce biais du cycle diurne de la convection sur les biais de la position des pluies et sur les bilans d’eau en Afrique de l’Ouest.
Pour cela, des simulations régionalisées ont été configurées sur l’Afrique de l’Ouest sur le mois de
juillet 2006 à partir du modèle anglais de circulation générale, non hydrostatique, MetUM de Met
Office. Deux versions ont été mises en place : l’une avec des résolutions de 12 à 40 km et les paramétrisations habituelles du modèle, dans lesquelles la convection est maximum à midi ; l’autre
avec des résolutions de 1.5 à 12 km dans lesquelles la convection est explicitement représentée et le
schéma de convection est désactivé. Dans ces dernières simulations, la convection est maximale en
fin d’après-midi, en meilleur accord avec les observations.
Birch et al. montrent que produire une convection plus en accord avec les observations a un réel
impact sur la position septentrionale des précipitations. Avec une convection en fin de journée, le
flux méridien de mousson est affaibli entre le Sahel et le Sahara et renforcé entre la côte guinéenne
et le Sahel. Ceci entraîne un apport d’eau par le flux de mousson plus conséquent sur le Sahel alors
16
que sinon cette eau est advectée plus au Nord sur le Sahara où les pluies convectives ne se produisent pas. En conséquence, la ceinture de pluie se décale davantage sur le Sahel et les quantités
de précipipations sont augmentées.
3.1.3
La mousson Ouest-Africaine dans les différentes versions de LMDZ
LMDZ permet quant à lui de décaler la convection à une heure plus tardive directement avec
ses nouvelles paramétrisations. Il est à ce propos l’un des premiers modèles à avoir mis en place de
telles paramétrisations. Dans ses dernières versions, LMDZ impacte-t-il la distribution latitudinale
des précipitations ?
A partir des simulations climatiques de 10 ans précédentes, nous nous concentrons sur l’état
moyen en juillet, milieu de période de mousson Ouest-Africaine.
La distribution latitudinale moyenne des pluies en juillet est illustrée sur la figure 3.2.
Malgré une amélioration du cycle diurne dans les nouvelles paramétrisations de LMDZ, cette
distribution des précipitations ne révèle pas d’évolutions évidentes, en contradiction apparente avec
l’étude de Birch et al. Les précipitations sont moins intenses avec les nouvelles physiques comme
nous l’avions remarqué dans la partie précédente. La sous-estimation des pluies au Sahel remarquée
sur la moyenne annuelle se confirme au mois de juillet. Dans ses trois versions, LMDZ produit une
mousson trop en retrait par rapport aux observations GPCP.
Nous devons néanmoins garder une certaine prudence face à la comparaison avec les données GPCP.
Ce sont des estimations par satellites qui se basent en partie sur les température de brillance au
sommet des nuages, elles peuvent donc surestimer la pluie au sol dans une certaine mesure. De plus,
le réseau d’observation au sol est peu dense dans la région du Sahel, ces estimations ne peuvent être
corrigées ou validées facilement.
Pour essayer de comprendre le lien entre la physique du modèle et la montée du flux de mousson
vers le nord, nous avons mis en place dans une seconde partie du stage des simulations régionales
comparables à celle de Birch et al.
17
Figure 3.2 – Distribution latitudinale des précipitations moyennée entre -8 et 6E. Simulations
AMIP de 10 ans sur juillet. En noir : Physique Standard ; En rouge : Nouvelle physique ; En vert :
Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection. En bleu : observations GPCP
3.1.4
Mise en place d’une configuration régionale
La mise en place de simulations régionales sur l’Afrique de l’Ouest va nous permettre d’aborder
le rôle des paramétrisations sur la montée du flux de mousson dans un cadre moins lourd et plus
contraint que les simulations climatiques. Nous nous intéresserons au mois de juillet 2006, même
mois d’étude que celui de Birch et al (2014).
Le modèle LMDZ permet en effet d’être configuré en mode régionnalisé grâce à ses possibilités
de zoom sur une région donnée et de guidage par des analyses ou réanalyses.
Nos simulations sont configurées avec une résolution de 96x92x39. La grille est zoomée sur l’Afrique
de l’Ouest de telle sorte à avoir des mailles de 100 km par 100 km sur cette région (Figure 3.2).
Le modèle est guidé en vent à l’extérieur du zoom par les réanalyses ERA-Interim de l’ECMWF,
permettant ainsi d’imposer la circulation à grande échelle de juillet 2006 aux bords de la fenêtre
d’étude. Le guidage du modèle est calculé de cette manière :
∂X
Xreanalyse − X
∂X
+
=
∂t
∂t |GCM
τ
(3.1)
où τ est la constante de rappel en jour, X la variable vent méridien et zonal, température, pression
ou humidité spécifique.
La constante de rappel est fixé à 30 min à l’extérieur du zoom dans nos simulations. Nous ne
guidons que le vent. A l’intérieur, aucun guidage n’est mis en place. Les simulations sont couplées
avec le modèle de sol Orchidée.
Les simulations sont initialisées pendant 18 mois avant juillet 2006 avec un guidage à la fois à l’ex18
Figure 3.3 – Zoom mis en place sur l’Afrique de l’Ouest.
térieur et à l’intérieur du zoom pour obtenir des conditions de sols représentatives de début juillet
2006. Afin de pouvoir étudier les différents cycles diurnes, des sorties hautes fréquences horaires sont
configurées.
Ces nouvelles simulations confirment le retrait trop important de la mousson au Sud (Figure
3.4). Si les écarts entre les simulations AMIP n’étaient pas évidents, ils le sont plus sur ces nouvelles
simulations. Avec l’ancienne physique, les pluies s’étendent au moins 2° plus loin vers le Nord qu’avec
les autres versions. La nouvelle physique avec déclenchement stochastique produit une maximum de
précipitation plus élevé que les autres physiques à 10°N.
A noter que les données satellitaires TRMM ont été ajoutées ici afin d’ajouter une deuxième source
d’estimation des précipitations. Les données TRMM permettent d’obtenir une estimation plus fine
des pluies à la fois spatialement et temporellement. Elles fournissent notamment des données trihoraires qui nous permettrons de calculer le véritable cycle diurne moyen des pluies sur l’Afrique de
l’Ouest.
Les coupes latitudinales du vent moyen et des tendances physiques moyennes pour la température confirment quelques différences entre les simulations (Figures 3.5 et 3.6). Les résultats de la
nouvelle physique avec déclenchement stochastique sont assez proches de ceux de la nouvelle physique et ne sont pas montrés ici. Le flux de mousson et le flux d’Harmattan sont en moyenne un peu
plus forts avec les nouvelles physiques. Le JEA placé à 12N avec la physique standard est plus étalé
vers le Sud et un peu plus fort avec les nouvelles physiques.
Les tendances physiques de température mettent bien en avant le réchauffement induit par la convec19
Figure 3.4 – Distribution latitudinale des précipitations moyennée entre -8 et 6E. Simulations
idéalisées sur juillet 2006. En noir : Physique Standard ; En rouge : Nouvelle physique ; En vert :
Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection ; En bleu : observations GPCP ;
En rose : observations TRMM ; En tireté : Nouvelle physique avec albédo modifié
tion profonde en altitude entre 8 et 12N. En surface, les physiques réchauffent aussi fortement en
basse couche, notamment au Sud jusqu’au niveau du FIT. Ce réchauffement est notamment dû au
mélange dans la couche limite à partir de la fin de matinée. A noter que ce réchauffement est plus
fort avec la nouvelle physique.
Figure 3.5 – Coupe latitudinale du module du vent (m/s, couleurs) et de l’humidité spécifique
(g/kg, contours) en moyenne sur juillet 2006 et en moyenne zonale entre -8 et 6E. Les flèches
représentent le vent selon les vitesses méridiennes et verticales. A gauche, Physique Standard ; A
droite, Nouvelle physique.
20
Figure 3.6 – Coupe latitudinale des tendances physiques de la température (K/jour, couleurs)
résultant de l’ensemble des paramétrisations et de l’humidité spécifique (g/kg, contours) en moyenne
sur juillet 2006 et en moyenne zonale entre -8 et 6E. Les flèches représentent le vent selon les vitesses
méridiennes et verticales. A gauche, Physique Standard ; A droite, Nouvelle physique.
3.2
Evolution diurne du flux de mousson
Si la distribution des pluies sur le Sahel n’est pas améliorée par les nouvelles physiques, des
disparités sont tout de même visibles sur l’état moyen de la circulation. Les physiques impactent
différemment la circulation comme en témoignent les tendances moyennes de celles-ci.
Le décalage de la convection n’impacte pas la distribution des pluies comme pouvait l’entendre
l’étude de Birch et al. Les paramétrisations impactent-elles néanmoins le cycle diurne de la montée
du flux de mousson ?
On retrouve dans nos simulations le décalage du cycle diurne des précipitations avec les deux
versions de la nouvelle physique. La nouvelle physique avec déclenchement stochastique permet d’obtenir des quantités plus importantes la nuit et ainsi concorde davantage avec les données TRMM
(Figure 3.7).
Le cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité à 950 hPa (Figure 3.8) est gouverné en
grande partie par la dépression thermique, située à environ 18°N pour les trois physiques et ayant
son creusement maximal en milieu d’après-midi. La position du FIT correspond plus ou moins à
la position de la dépression thermique. Au Sud, nous retrouvons le flux de mousson, au nord, le
flux d’Harmattan. Le flux de mousson varie au cours d’une journée, tout comme la dépression thermique. Il est plus fort et monte plus au Nord la nuit lorsque la dépression thermique se comble. En
fin de matinée, le chauffage radiatif permet aux schémas de couche limite de s’activer. La dépression
thermique se creuse grâce à la convection sèche. Elle empêche alors la remonté du flux de mousson
qui reste bloqué au Sud de 12°N. En fin de journée, le flux de mousson peut à nouveau monter plus
au Nord.
Les différentes physiques de LMDZ impactent le cycle diurne du flux de mousson. Avec la physique standard, un maximum du flux méridien d’humidité est observé vers 5°N à 16h alors que
ce maximum est plutôt observé en fin de journée vers 21h sur les nouvelles physiques. En 10 et
21
Figure 3.7 – Cycle diurne moyen des pluies sur l’Afrique de l’Ouest (Entre 7.5 et 20N, et -8
et 6E) avec les 3 physiques de LMDZ en juillet 2006. En noir : Physique Standard ; En rouge :
Nouvelle physique ; En vert : Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection ;
En bleu : observations TRMM. En trait plein : précipitations totales ; En tireté : pluies convectives ;
En pointillé : pluie à grande échelle.
15°N, le flux de mousson est plus fort avec la nouvelle physique. Dans la version avec déclenchement
stochastique de la convection le cycle diurne du flux d’humidité est proche de celui de la nouvelle
physique mais renforcé pendant la nuit (non montré). On constate qu’avec chaque physique, le flux
de mousson est stoppé à la même latitude.
Figure 3.8 – Cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité à 950 hPa. En contour blanc :
pression réduite au niveau de la mer ; Flèche : vent mériden ; Tireté noir : Valeur nulle du flux
méridien d’humidité. A gauche, Physique Standard ; A droite, Nouvelle Physique.
22
Ces différences peuvent s’expliquer par les gradients de pression de part et d’autre de la dépression thermique. Le phasage de la convection semble avoir un rôle sur les gradients de pression,
comme on peut le voir sur les figures 3.9 et 2.10. Le gradient entre 5N et 10N montre un maximum
vers 13h avec la physique standard (Figure 3.9). Ce maximum est en revanche décalé vers 16h avec
les deux nouvelles physiques. Ce moment correspond à celui de la convection profonde.
Le gradient entre 15N et 20N varie peu au cours de la journée avec les nouvelles physiques. En
revanche, on observe un gradient plus fort en fin de journée avec la physique standard. Ce gradient
plus élevé correspond à un comblement de la dépression thermique, avec une remonté des hautes
pressions par le Sud. La dépression thermique reste creusée plus tardivement avec les nouvelles physiques grâce à la convection plus tardive. Ceci explique également pourquoi le flux d’humidité est
plus fort la nuit avec les nouvelles physiques entre 10 et 15N.
Figure 3.9 – Cycle diurne moyen de la différence de pression entre 5N et 10N moyennée
entre -8 et 6E. En noir : Physique Standard ;
En rouge : Nouvelle physique ; En vert : Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection.
Figure 3.10 – Cycle diurne moyen de la différence de pression entre 15N et 20N moyennée entre -8 et 6E. En noir : Physique Standard ; En rouge : Nouvelle physique ; En vert :
Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection.
Ces observations sont pour la plupart en accord avec l’étude de Birch et Al. La seule différence
se situe sur la latitude maximale de montée du flux de mousson la nuit. Dans l’étude de Birch et
al (2014), le flux de mousson monte beaucoup plus au Nord, jusqu’à 25°N avec une convection à
12h. Il est renforcé jusqu’à 12N et diminué nettement au Nord de 12N avec une convection en fin
de journée.
Cela peut nous amener à penser que le phasage de la convection n’est pas le seul élément important
pouvant impacter le flux de mousson. Le creusement et le comblement de la depression thermique
sont en effet en partie guidés par les schémas de couche limite.
Plus en altitude, à 800 hPa, les flux d’humidité s’avèrent complètement différents par rapport
aux couches les plus basses (Figure 3.11). En effet, à ce niveau, le flux vient essentiellement de Nord
et a tendance à assécher l’atmosphère. En réponse à la convergence des vents en basse couche entre la
mousson et l’Harmattan, un flux de retour vers le Sud se met en place au dessus du flux de mousson.
23
Ce flux est bien visible sur les coupes latitudinales de la figure 3.5 entre 15 et 18N au niveau du FIT.
On observe qu’il est plus important avec les nouvelles physiques, notamment la nuit entre 6 et
15N. Avec la physique standard, ce flux de retour est très faible. Cet assèchement joue certainement
un rôle sur le manque de pluie au Nord de 10N dans les simulations de LMDZ. Il assècherait trop
la masse d’air en moyenne couche, inhibant la convection.
L’importance de la convergence en basse couche au niveau du FIT peut expliquer l’importance
de la divergence à 800 hPa (donc du flux de retour). Le flux de mousson étant renforcé avec les
nouvelles physiques la nuit, le flux de retour est d’autant plus fort également.
Figure 3.11 – Cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité à 800 hPa. En contour blanc :
pression réduite au niveau de la mer ; Flèche : vent mériden ; Tireté noir : Valeur nulle du flux
méridien d’humidité. A gauche, Physique Standard ; A droite : Nouvelle Physique.
Au delà du cycle diurne moyen, on remarque que le flux de mousson varie beaucoup d’un jour
sur l’autre (Figure 3.12). Le flux de mousson n’est pas bloqué chaque nuit à la même latitude, il
fluctue plus ou moins vers le Nord. La surperposition des quantités de précipitations montre globalement que plus le flux de mousson monte au Nord la nuit, plus les précipitations montent au Nord
l’après-midi suivante. C’est en tout cas clairement le cas avec la physique standard. C’est un peu
moins évident avec les nouvelles physiques. Les pluies montent certes plus au Nord mais s’avèrent
faibles à chaque fois.
Le flux méridien d’humidité à 800 hPa (Figure 3.13) semble montrer que lorsque le flux de Nord
vient de loin au Nord, le risque de pluie est diminué. Probablement parce que l’assèchement est plus
important.
Nous retrouvons un certain nombre d’aspects mis en avant par Birch et al. sur l’effet du décalage
du cycle diurne de la pluie. La pluie ne monte cependant pas plus au Nord avec les nouvelles paramétrisations. Ces divergences peuvent montrer que d’autres raisons de 1er ordre empêchent cette
montée des pluies.
24
Figure 3.12 – Flux méridien d’humidité (kg.m/s) à 950 hPa en couleur et précipitations (mm/j)
en contour sur 5 jours. A gauche, Physique Standard ; A droite, Nouvelle Physique.
Figure 3.13 – Flux méridien d’humidité (kg.m/s) à 800 hPa en couleur et précipitations (mm/j)
en contour sur 5 jours. A gauche, Physique Standard ; A droite : Nouvelle Physique.
3.3
Effet des biais moyens sur le flux de mousson
Le maintien des pluies de mousson trop au Sud est réccurrent sur toutes les versions de LMDZ.
Le peu d’impact du changement de schéma de convection conduit à penser que ce comportement
peut être la conséquence de biais plus globaux du modèle. Nous vérifions l’éventuelle présence de
biais à l’échelle globale.
En nous référant aux réanalyses ERA-Interim, l’analyse des températures de surface montre effectivement une biais froid systématique de 2K à 3K sur la Sahara mais aussi un deuxieme biais
froid de 2K sur le Golfe de Guinée (Figure 3.14).
Par ailleurs, Roehrig et al. (2013) montraient également la présence d’un biais froid sur la Sahara
sur des simulations climatiques CMIP de LMDZ. La moyenne des pressions réduites au niveau de
25
la mer nous permet d’estimer l’emplacement moyen de la dépression thermique sur le Sahara. Nous
remarquons que le minimum de pression se situe sur les réanalyses vers 21°N, latitude qui peut être
assimilée comme celle de la dépression thermique. Sur les simulations régionalisées de LMDZ, la
dépression thermique se positionne plus au Sud. Comme pour la distribution des pluies, c’est avec la
physique standard que sa position est le plus au Nord, à environ 18°N. Avec les nouvelles physiques,
elle se place plutôt vers 17°N.
En l’absence d’explication de l’origine de ce biais et afin de corriger ce biais froid sur le Sahara
pour améliorer la position de la dépression thermique. On fixe des bornes sur le calcul de l’albedo de
telle sorte qu’il soit moins élevé sur le Sahara. De part la nature désertique de son sol, le sahara est
caractérisé par un albédo élevé compris entre 0.3 et 0.35 (Figure 3.14). Le fait de diminuer cet albédo
permettrait normalement d’augmenter la température de surface. Nous fixons une borne maximale
de l’albédo à 0.25. Ce test est lancé avec la nouvelle physique et est représenté sur la figure 3.14.
Cette modification permet de corriger en partie le biais froid du Sahara mais pas complètement. Elle
permet également de décaler la dépression thermique vers le Nord. Les conséquences sont présentes
sur la distribution des pluies puisque le maximum des pluies est décalé à 12°N (Figure 3.4), ainsi
plus conforme aux observations. En revanche, les précipitations chutent toujours rapidement après
ce maximum.
Dans la suite, même si le nouvel albédo est moins réaliste que l’ancien, on utilise ce nouvel albedo
pour faire des tests de sensibilité aux paramétrisations sans être trop gênés par le biais d’état moyen.
26
Figure 3.14 – Moyenne zonale entre -8 et 6E en fonction de la latitude en juillet 2006. A gauche,
température à 2m ; A droite, pression au niveau de la mer ; En bas, albedo. En noir : Physique
Standard ; En rouge : Nouvelle physique ; En vert : Nouvelle physique avec déclenchement stochastique de la convection ; En bleu : réanalyses ERA-Interim. En tireté : Nouvelle physique avec albedo
modifié.
27
Chapitre 4
Effet relatif du forçage de la couche
limite, la convection et les poches froides
sur la représentation de la mousson en
Afrique de l’Ouest
L’analyse des versions de LMDZ a montré que les paramétrisations ont une influence sur l’intensité, le phasage et la distribution spatiale des précipitations. Elles agissent sur la circulation générale
en impactant notamment l’intensité du flux de mousson. La nouvelle physique ayant un maximum
des pluies en fin d’après-midi contrairement à l’ancienne physique ne permet pourtant pas de décaler
vers le Nord les pluies de mousson contrairement à ce que suggèrait l’étude de Birch et al (2014).
Pourtant des similitudes sur les caractéristiques du flux de mousson sont bien vérifiées. Le but est
maintenant de comprendre pourquoi nous obtenons ces résultats contradictoires. Entre l’ancienne et
la nouvelle physique, de nombreuses modifications ont été opérées. Les schémas de convection et de
couche limite ont notamment été tous les deux modifiés. Il est difficile de comprendre la répercussion
de chaque schéma de paramétrisations physiques. Cette dernière partie visera donc à décomposer les
rôles des différentes paramétrisations sur le flux de mousson et les précipitations. Nous essaierons de
comprendre les effets du phasage de la pluie, puis du mélange dans la couche limite. Nous porterons
ensuite un regard sur l’effet de l’évaporation des pluies et des poches froides et enfin sur l’effet du
mélange convectif.
4.1
Mise en place d’une configuration idéalisée de la physique
Comme il a été dit précédemment, la nouvelle physique de LMDZ a la particularité d’intégrer
deux nouvelles variables d’énergies et de puissances disponibles pour la convection. Grâce à ses
nouvelles variables, ALE et ALP, la nouvelle physique permet d’arbitrer le déclenchement et la fermeture de la convection. C’est par cette voie que les différences entre ancienne et nouvelle physique
peuvent être décomposées.
Nous allons couper le contrôle de la convection par les thermiques et les poches froides en im28
posant l’évolution diurne de ALE et de ALP vus par le schéma de convection. Nous allons en effet
imposer des valeurs idéalisées de ALE et ALP sur l’Afrique de l’Ouest afin de dicter l’occurrence et
l’intensité de la convection. Nous conservons la configuration classique du schéma de convection sur
le reste du globe. Nous jouons alors sur ces deux variables à la fois dans l’espace et dans le temps.
Dans le temps, nous mettons en place un fonction gaussienne où le maximum correspondra à l’heure
du maximum de convection souhaitée. Nous fixons une demi-largeur de cette gaussienne de 3h afin
d’obtenir une durée comparable au cycle diurne précédemment observé avec la nouvelle plysique.
Dans l’espace, sur la précédente simulation, le maximum moyen des valeurs de ALE et ALP forment
aussi une courbe de Gauss sur la latitude avec un maximum à 13N. Une deuxième fonction gaussienne est alors mise en place avec répartition méridienne. Nous plaçons le maximum à 13N et
étendons la courbe entre 4N et 24N. L’extension est exagérée au Nord afin de permettre une éventuelle remontée de la mousson vers le Nord si des rétroactions positives se produisent suite aux
différents tests. Le maximum de la fonction gaussienne est fixé en accord avec le maximum moyen
observé avec la précédente simulation, soit 160J/kg pour ALE et 0.21W/m2 pour ALP.
Ces nouvelles simulations sont configurées avec un guidage de 6h à l’extérieur du zoom contrairement à 30 minutes auparavant. Un JEA fortement guidé au bord Ouest du domaine forçait finalement
trop sa position à l’intérieur du zoom. Une constante de rappel abaissée à 6h permet au JEA de
fluctuer plus facilement.
4.2
Effet du phasage de la pluie
Trois simulations sont réalisées avec des phasages différents : à 12h, 16h et 21h.
Figure 4.2 – Cycle diurne moyen des
pluies. Convection imposée à 12h (Noir), 16h
(Rouge) et 21h (Vert). En bleu : observations
GPCP ; En bleu ciel : observations TRMM.
En rose : Nouvelle physique.
Figure 4.1 – Distribution latitudinale des
précipitations moyennée entre -8 et 6E.
Convection imposée à 12h (Noir), 16h
(Rouge) et 21h (Vert)
Le cycle diurne moyen des précipitations (Figure 4.2) confirme un déphasage des pluies entre les
trois simulations. Cependant les maximums de précipitations ne se produisent pas aux heures vou29
lues. La simulation idéalisée avec convection imposée à 12h produit un maximum vers 14-15h, celle
imposée à 16h plutôt à 18h et celle à 21h vers 20-21h. Ces décalages sont probablement dus à la CIN
qui contrôle aussi la fermeture de la convection. La CIN est par ailleurs conditionnée par le schéma
de couche limite qui est particulièrement actif entre la fin de matinée et le milieu d’après-midi. Elle
joue certainement aussi un rôle important sur les intensités de pluies convectives trop faibles à 12h et
21h. En conséquence, les pluies à grande échelle sont plus importantes et s’activent davantage la nuit.
La simulation avec convection à 16h est celle qui permet d’obtenir des precipitations le plus au
Nord (Figure 4.1). Elle reste cependant un peu en retrait par rapport à la simulation de référence de
la nouvelle physique. On retrouve un deuxième maximum de précipitation plus au Nord que celui
des 2 autres simulations idéalisées. Le premier maximum n’est probablement pas réaliste et pourrait
être l’influence d’un problème occasionnel du modèle appelé «tempête en point de grille» où des
pluies extrêmement fortes se produisent notamment lorsque l’air converge trop fortement dans une
maille. Le fait que ces pluies proviennent essentiellement de pluie à grande échelle laisse penser cela.
C’est par ailleurs le cas avec les deux autres simulations.
Le cycle diurne du flux de mousson est similaire sur les trois simulations (non montré). On retrouve les catactéristiques observées avec la nouvelle physique auparavant. Seule la simulation de
16h permet une montée du flux du mousson plus prononcée vers 8h qui explique peut-être pourquoi
les précipitations s’étendent aussi plus au Nord.
Ces observations se confirment sur le cycle diurne du gradient de pression entre 5N et 10N et
15N et 20N (Figures 4.3 et 4.4). L’allure des courbes restent également très proches de celle de la
nouvelle physique.
Figure 4.3 – Cycle diurne moyen de la différence de pression entre 5N et 10N moyennée
entre -8 et 6E. En noir : Convection à 12h ; En
rouge : Convection à 16h ; En vert : Convection à 21h ; En bleu : Nouvelle physique.
Figure 4.4 – Cycle diurne moyen de la différence de pression entre 15N et 20N moyennée
entre -8 et 6E. En noir : Convection à 12h ; En
rouge : Convection à 16h ; En vert : Convection à 21h ; En bleu : Nouvelle physique.
Nous avons décalé l’heure de la convection profonde. Pour autant, ce n’est pas ce phasage qui
semble influer sur la montée du flux de mousson. Imposer la convection à 12h ne permet pas non
30
plus de produire des pluies un peu plus au Nord comme c’était le cas dans la physique standard. La
simulation où ce maximum de la convection est à 16h est celle où les pluies montent le plus au Nord.
C’est celle où la pluie est la plus intense. Ce qui est aussi le cas pour la simulation avec la physique
standard qui monte plus au Nord que les simulations avec la nouvelle physique, dans lesquelles la
pluie est plus faible.
Le fait de retrouver les caractéristiques du flux de mousson de la Nouvelle physique avec un
maximum de convection imposé à 12h nous laisse penser que ces caractéristiques peuvent être finalement dues à d’autres processus comme ceux intervenant dans la couche limite.
4.3
Effet du mélange dans la couche limite
Comme on l’a dit plus haut, le mélange dans la couche limite est séparé en deux échelles dans la
nouvelle physique : à petite échelle par la représentation de la diffusion turbulente et à une échelle
intermédiaire entre diffusion turbulente et convection profonde par les thermiques. Les poches froides
influencent également le mélange dans la couche limite lors de la convection profonde.
Deux nouvelles simulations idéalisées sont mises en place avec une convection imposée à 12h
et à 16h dans lesquelles le schéma de diffusion turbulente de la physique standard remplace celui
de la nouvelle physique. Les thermiques et les poches froides sont désactivées sur l’Afrique de l’Ouest.
Cette fois-ci, les simulations avec convection à 12h et 16h sont proches l’une de l’autre quant à
la distribution des pluies (Figure 4.5). En revanche, on remarque, par rapport aux tests précédents,
que ces deux simulations s’étendent plus vers le Nord, jusqu’à 18N ici (15N avec les simulations
précédentes). En configurant une couche limite de la physique standard, on semble donc permettre
d’étendre vers le Nord la mousson comme avec la première simulation avec la physique standard.
Le cycle diurne des pluies produit bien un maximum à 16h avec la convection forcée à 16h (Figure
4.6). Les pluies de cette simulation sont par contre plus intenses qu’avec la simulation de référence
(avec la nouvelle physique). Les pluies sont en majorité des pluies convectives. La simulation avec
la convection à 12h décale le maximum de pluie vers 14h. Contrairement à l’autre simulation, la
part convective est faible. A première vue, les cycles diurnes du flux de mousson semblent être assez
proches de celui de la nouvelle physique avec un maximum vers 5N en fin de journée (Figure 4.7).
Néanmoins, sur la simulation avec la convection à 16h, on ne retrouve pas une continuité entre le
maximum du flux à 5N de fin de journée et celui de la nuit. Le flux est aussi un peu plus faible la
nuit qu’avec la nouvelle physique.
Les gradients de pression montrent qu’effectivement, la simulation avec convection à 16h n’est
pas si proche de celle avec la nouvelle physique (Figure 4.8). Le gradient de pression entre 15N
et 20N est est plus fort d’environ 1.5 hPa. Il augmente en fin de journée comme avec la physique
standard. Entre 5 et 10N, le gradient est plus faible que celui de la nouvelle physique comme celui
de la physique standard également.
La simulation avec convection à 12h affiche quant à elle, des caractéristiques très proches de la
nouvelle physique avec toutefois un flux de mousson un peu plus faible la nuit (Figure 4.7).
Le cycle diurne du flux méridien d’humidité à 800 hPa montre un flux de Nord plus faible qu’avec
31
Figure 4.6 – Cycle diurne moyen des pluies.
En noir : Convection à 12h ; En rouge :
Convection à 12h avec ancien mélange ; En
vert : Convection à 16h ; En bleu : Nouvelle
physique ; En bleu ciel : observations TRMM.
En trait plein : précipitations totales ; En tireté : pluie convective ; En pointillé : pluie à
grande échelle.
Figure 4.5 – Distribution latitudinale des
précipitations moyennée entre -8 et 6E. En
noir : Convection à 12h ; En rouge : Convection à 12h avec ancien mélange ; En vert :
Convection à 16h ; En bleu : observations
GPCP ; En bleu ciel : observations TRMM ;
En rose : Nouvelle physique.
Figure 4.7 – Cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité à 950 hPa. Paramétrisation de la
couche limite de la physique standard. En contour blanc : pression réduite au niveau de la mer ;
Flèche : vent mériden ; Tireté noir : Valeur nulle du flux méridien d’humidité. A gauche, convection
à 12h ; A droite : convection à 16h.
la nouvelle physique mais un peu plus fort qu’avec la simulation avec la physique standard. Un lien
semble se confirmer entre l’étendue au Nord des pluies et l’importance du flux de retour en moyenne
altitude.
Les coupes latudinales des vents et des tendances en températures des physiques (Figure 3.5) montraient précédemment des valeurs en basses couches plus élevées avec les nouvelles physiques. La
nouvelle physique accentue le mélange dans la couche limite avec une diffusion turbulence plus éten32
Figure 4.8 – Cycle dirune moyen de la différence de pression entre 5N et 10N moyennée
entre -8 et 6E. En noir : Convection à 12h ;
En rouge : Convection à 12h avec ancien mélange ; En vert : Convection à 16h ; En bleu :
Nouvelle physique.
Figure 4.9 – Cycle dirune moyen de la différence de pression entre 15N et 20N moyennée
entre -8 et 6E. En noir : Convection à 12h ;
En rouge : Convection à 12h avec ancien mélange ; En vert : Convection à 16h ; En bleu :
Nouvelle physique.
due sur la verticale et ajoute en plus un mélange supplémentaire via les thermiques. Plus que la
convection, les processus de couche limite se placent comme des facteurs majeurs de l’intensité du
flux de mousson. En premier lieu parce que ce sont ces processus qui engendrent le creusement de la
dépression thermique. Ils déterminent l’intensité des flux de mousson et d’Harmattan. Ils se répercutent aussi indirectement sur les circulations secondaires en moyenne altitude puis sur l’étendue
au Nord des pluies.
Figure 4.10 – Cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité à 800 hPa. Paramétrisation de la
couche limite de la physique standard. En contour blanc : pression réduite au niveau de la mer ;
Flèche : vent mériden ; Tireté noir : Valeur nulle du flux méridien d’humidité. A gauche, convection
à 12h ; A droite : convection à 16h.
33
4.4
Effet du mélange convectif
Entre la physique standard et la nouvelle physique, un paramètre non négligeable du schéma de
convection d’Emmanuel a été modifié, il s’agit du mélange entre l’air saturé et l’environnement.
Nous mettons en place une nouvelle simulation en partant de la précédente simulation avec l’ancienne couche limite et la convection imposée à 12h. L’ancien mélange convectif est remis en place.
L’ancien mélange convectif joue de manière importante sur l’intensité de la convection. Alors que
la précédente simulation ne permettait pas d’obtenir une part de pluie convective importante, cette
fois-ci les pluies convectives sont beaucoup plus intenses (Figure 4.6, simulation NP12ancMelange).
Le maximum de précipitation est aussi fort qu’avec la convection imposée à 16h. On remarque également que le maximum s’effectue à 13h cette fois, plus en accord avec ce qu’on a cherché à imposer.
Un certain impact est visible sur la distribution méridienne des pluies (Figure 4.5). L’etendue
maximale au Nord n’est pas améliorée, au contraire, on remarque un retrait au Sud. Par contre, la
zone principale des pluies est décalée de 1 à 2° vers le Nord. Elle se situe entre 8°N et 13°N alors
qu’elle l’était entre 8 et 12°N avec le nouveau mélange.
Cette fois-ci, on retrouve un cycle diurne du flux méridien d’humidité à 950 hPa très proche de
la physique standard. Le maximum de flux à 5N est moins tardif notamment (Figure 4.11). Il en
ressort que les gradients de pression entre 5 et 10N, et 15 et 20N sont également proches de ce qu’on
pouvait observé avec la physique standard (Figure 4.8 et 4.9).
Figure 4.11 – Cycle diurne moyen du flux méridien d’humidité. Paramétrisation de la couche limite
de la physique standard avec convection à 12h. En contour blanc : pression réduite au niveau de la
mer ; Flèche : vent mériden ; Tireté noir : Valeur nulle du flux méridien d’humidité. A gauche, à 950
hPa ; A droite, à 800 hPa.
Ce dernier résulat permet d’apporter de nouveaux éclaircissements sur la rôle de la couche limite
et de la convection profonde sur la modulation du flux de mousson. En effet, en retrouvant une
intensité de la convection importante ici, on permet d’impacter les gradients de pression et donc
le flux de mousson. Et cet effet permet de revenir à des caractéristiques de la physique standard.
34
Précédemment avec une convection pourtant imposée à 12h et une couche limite de la physique
standard, la faible intensité de la convection faisait qu’on retrouvait plutôt des caractéristiques de
la nouvelle physique.
Cela nous amène à conclure que finalement la convection profonde impacte de manière visible
le flux de mousson mais dans la configuration de la physique standard. Ceci est permi par deux
choses : la convection est plus forte avec la physique standard et le mélange dans la couche limite
est moins important. Avec la nouvelle physique, les processus de couche limite dominent trop l’effet
éventuel de la convection profonde et la convection profonde est sans doute trop faible.
4.5
Effet de l’évaporation des pluies et des poches froides
Les tests précédents nous ont permis de comprendre le rôle de l’intensité de la convection et du
mélange de la couche limite sur la fluctuation du flux de mousson et en partie sur la distribution
des précipitations. Les pluies restent cependant toujours trop en retrait vers le Sud.
Pourtant, si nous superposons les variables liées à la convection, aux précipitations et à l’eau
disponible dans l’atmosphère sur une coupe latitudinale (Figure 4.12), nous remarquons que la
convection est bien présente à des latitudes plus septentrionales. Un coefficient a été appliqué sur
chaque variable pour obtenir une échelle de valeur comparable. Ces variables correspondent aux
précipitations totales et convectives, aux observations pluies GPCP et TRMM, à la ALE et ALP,
au flux de masse à la base de la colonne convective (fbase) et à l’eau précipitable (prw). La courbe
du flux de masse à la base de la convection épouse très bien celle des observations de pluie TRMM
et GPCP. L’eau précipitable est aussi disponible bien plus au Nord que la distribution des pluies
laisse l’imaginer.
Nous pouvons donc supposer que des précipitations se forment mais n’atteignent pas le sol, elles
s’évaporent avant de l’atteindre. Le schéma d’Emmanuel dispose d’un paramètre qui permet de jouer
sur la taille des flux subsidents précipitants dans une maille. Par défaut, la fraction de maille des
flux subsidents précipitants est fixé à 0.01.
Nous mettons en place une nouvelle simulation en divisant la valeur de cette fraction par 10 pour
en mesurer l’impact sur les précipitations aux sols. L’évaporation est directement proportionnelle à
la racine carrée de cette fraction. En changeant cette fraction, l’évaporation des précipitations sera
modifiée mais pas seulement. La formation des poches froides sera impactée puisqu’elles se forment
par la réevaporation des précipitations.
Nous partons de la simulation idéalisée avec convection à 16h avec tous les schémas de la nouvelle
physique. Les résulats de cette simulation (Figure 4.13) ne permettent pas de produire des pluies
comme souhaitées entre 15 et 21N. Cependant, on observe une légèrement amélioration, l’extension maximale au Nord se décale de 16N à 19N. Le maximum des précipitations se situe toujours à
la même latitude, à 11N, mais est accentué. La simulation produit davantage de précipitations au sol.
Les profils verticaux des précipitations (Figure 4.14) révèlent que les précipitations sont en fait
accentuées à tous les niveaux.
35
Figure 4.12 – Distribution latitudinale
moyennée de la convection et des précipitations entre -8 et 6E avec la Nouvelle physique.
En Noir : précipitations totales : En Noir
pointillé : pluie convection ; En rouge : ALE ;
En vert : observations GPCP ; En bleu : observations TRMM ; En rose : flux de masse
à la basse de la convection ; En orange : eau
précipitable ; En cyan : ALP.
Figure 4.13 – Distribution latitudinale des
précipitations moyennée entre -8 et 6E avec
la nouvelle physique avec convection imposée
à 16h. Fraction En noir : fraction à 0.01 ; En
rouge : fraction à 0.001 ; En vert : observations GPCP ; En bleu : observations TRMM
La diminution de l’évaporation des précipitations est notamment visible à 10N et 13N par une
courbure moins prononcée entre 700 hPa et 1000 hPa sur la simulation avec une fraction égale à
0.001. A 16N, l’impact n’est pas évident. Ce paramètre ne joue donc pas un rôle fondammental sur
l’absence de pluie au Nord de 15N. On peut penser que l’assèchement de la masse d’air en moyenne
altitude reste le facteur majeur réduisant le risque de pluie. Les coupes du cycle diurne moyen du
flux ascendant convectif saturé à 10N et 15N montre d’ailleurs une absence d’entrainement dans la
colonne convective à 15N (car le flux n’augmente pas avec l’altitude).
36
Figure 4.14 – Profil vertical des précipitations à plusieurs latitudes, moyenné entre -8 et 6E. En
trait plein : fraction à 0.01 ; En tireté : fraction à 0.001.
Figure 4.15 – Coupe verticale du cycle
diurne moyen du flux ascendant saturé à 10N,
moyennée entre -8 et 6E. Nouvelle physique
(fraction à 0.01).
Figure 4.16 – Coupe verticale du cycle
diurne moyen du flux ascendant saturé à 15N,
moyennée entre -8 et 6E. Nouvelle physique
(fraction à 0.01).
37
Chapitre 5
Conclusion
La représentation des processus «sous-maille» est essentielle pour améliorer la modélisation du
climat et la distribution spatio-temporelle des précipitations.
Nous avons vu que les nouvelles paramétrisations de LMDZ permettent d’améliorer le cycle
diurne moyen des précipitations en décalant le maximum des pluies en fin d’après-midi, plus en accord avec les observations. La variabilité jour à jour mais aussi le partitionnement pluie convective
et pluie de grande-échelle sont impactés. Ces modifications se répercutent sur la moyenne annuelle
des précipitations, notamment aux Tropiques en diminuant les pluies sur les continents.
Les travaux sur les paramétrisations physiques visent aussi à améliorer les variabilités intrasaisonnières comme la mousson de l’Afrique de l’Ouest. En effet, des études comme celle de Birch
et al (2014) suggèrent que la bonne représentation du phasage de la convection dans la journée
permet une meilleure représentation de la montée du flux de mousson vers le Nord. Dans LMDZ, le
décalage de la convection profonde en fin de journée sur ses dernières versions ne permet pourtant
pas d’obtenir une distribution des pluies de mousson plus au Nord.
Ce stage vise à comprendre pourquoi, en explorant plus en avant les rétroactions entre le cycle
diurne de la convection et celui du flux de mousson. La mise en place de simulations régionalisées et
idéalisées ont permis de comprendre le rôle des différentes paramétrisations physiques sur la montée
du flux de mousson et des pluies. Elles ont montré que l’heure du maximum de la convection n’est
pas l’élément essentiel à la montée du flux de mousson mais que l’intensité de la convection joue par
contre un rôle plus important. La convection profonde n’est cependant pas le seul processus pouvant impacter le flux de mousson. Les processus de couche limite ont aussi un rôle prépondérant. Le
mélange dans la couche limite impacte notamment le creusement de la dépression thermique saharienne et l’assèchement de la couche limite sahélienne entrainant des rétroactions sur la circulation
régionale plus en altitude. En effet, il impacte notamment un flux de retour en moyenne altitude au
Sud du FIT qui joue sur la montée des pluies de mousson.
Dans la nouvelle physique, la pluie est décalée en fin de journée mais le mélange dans la couche
limite est plus fort, ce qui induit une advection d’air sec venant du Nord vers 2 km qui inhibe la
progression de la convection vers le Nord. L’intensité de la convection simulée est aussi plus faible,
en lien avec la modification des mélanges convectifs dans la nouvelle version du modèle.
Dans toutes ses versions, LMDZ produit une mousson trop au Sud. Cela révèle qu’au premier
38
ordre, le modèle est amputé de biais globaux. Un biais froid est en particulier toujours observé sur
le Sahara. La raison reste encore inconnue.
Ce travail a permis de mettre en avant que malgré une meilleure représentation du phasage de
la convection dans la nouvelle physique, des améliorations sont encore nécessaires afin d’arriver à
représenter la progression du flux de mousson vers le Nord. Cela passe notamment par un retour
sur l’intensité simulée de la convection, en lien avec le mélange d’air entre l’ascendance et l’environnement mais aussi à l’évaporation des précipitations. Le biais froid observé sur le Sahara semble
aussi être un point clé. Dans cette voie, l’intéraction avec le modèle de sol et de végétation peut
poser question. Les températures de surface sont sensibles à l’albedo, il est donc important que le
modèle de sol calcule un bon albédo au bon endroit. La modification de cet albédo a montré qu’on
pouvait corriger en partie le biais de température mais avec un albédo devenu peu réaliste. L’effet
du décalage du gradient latitudinal de l’albedo vers le Nord pourrait aussi être testé.
Enfin, les diagnostics présentés ici sur la circulation de la mousson et le cycle diurne des flux
d’humidité pourront être appliqués aux futures versions en développement de LMDZ, pour aider à
faire le lien entre les améliorations de la physique et la représentation de la mousson dans le modèle.
39
Bibliographie
[Beucher] Beucher, F. (2011). Manuel de meteorologie tropicale
[1] Birch, C. E., Parker D. J., Marsham J. H., Copsey D., Garcia-Carreras L. (2014) : A seamless
assessment of the role of convection in the water cycle of the West African Monsoon, J. Geophys.
Res., doi :10.1002/2013JD020887
[2] Bony S, Emanuel KA (2001) A parameterization of the cloudiness associated with cumulus
convection ; evaluation using TOGA COARE data. J Atmos Sci, 58 :3158–3183
[3] Charney J., Quirk W. J., Chow S.-H., Kornfield, J. (1977) : A comparative study of the
effects of albedo change on drought in semi-arid regions, J Atmos Sci, 34 : 1366-1385
[4] Emanuel KA (1991) A scheme for representing cumulus convection in large-scale models. J
Atmos Sci 48 :2313–2335
[5] Emanuel KA, Zivkovic-Rothman M (1999) Development and Evaluation of a Convection
Scheme for Use in Climate Models. J Atmos Sci, 56 :1766–1782
[6] Grandpeix J, Lafore J (2010) A Density Current Parameterization Coupled with Emanuel’s Convection Scheme. Part I : The Models. Journal of Atmospheric Sciences, 67 :881–897,
DOI 10.1175/2009JAS3044.1
[7] Grandpeix J, Lafore J, Cheruy F (2010) A Density Current Parameterization Coupled
with Emanuel’s Convection Scheme. Part II : 1D Simulations. Journal of Atmospheric Sciences
67 :898–922, DOI 10.1175/2009JAS3045.1
[8] Hourdin F, Musat I, Bony S, Braconnot P, Codron F, Dufresne JL, Fairhead L, Filiberti MA,
Friedlingstein P, Grandpeix JY, Krinner G, Levan P, Li ZX, Lott F (2006) The LMDZ4 general
circulation model : climate performance and sensitivity to parametrized physics with emphasis on
tropical convection. Climate Dynamics, 27 :787–813, DOI 10.1007/s00382-006-0158-0
[9] Parker D.J., Burton RR, Diongue-Niang A, Ellis RJ, Felton M, Taylor CM, Thorncroft CD,
Bessemoulin P, Tompkins AM (2005) : The diurnal cycle of the West African monsoon circulation,
Q J ROY METEOR SOC, 131, pp.2839-2860. doi : 10.1256/qj.04.52
[10] Rio C, Hourdin F (2008) A thermal plume model for the convective boundary layer : Representation of cumulus clouds. J Atmos Sci 65 :407–425
40
[11] Rio C, Hourdin F, Grandpeix J, Lafore J (2009) Shifting the diurnal cycle of parameterized
deep convection over land. Geophys Res Lett 36 :7809–+, DOI 10.1029/2008GL036779
[12]Rochetin N., Couvreux F., Grandpeix J.-Y., Rio C. (2014) : Deep Convection Triggering by
Boundary Layer Thermals. Part I : LES Analysis and Stochastic Triggering Formulation, Journal
of the Atmospheric Sciences, Volume 71, Issue 2 (February 2014) pp. 496-514
[13] Rochetin N., Grandpeix J.-Y., Rio C., Couvreux F. (2014) : Deep Convection Triggering by
Boundary Layer Thermals. Part II : Stochastic Triggering Parameterization for the LMDZ GCM,
Journal of the Atmospheric Sciences, Volume 71, Issue 2 (February 2014) pp. 515-538
[14] Roehrig R., Bouniol D., Guichard F., Hourdin F., Redelsperger J.-L. (2013) : The present
and future of the West African Monsoon : A process-oriented assessment of CMIP5 simulations
along the AMMA transect, Journal of Climate, 26 : 6471 :6505
[15] Yamada T (1983) Simulations of nocturnal drainage flows by a q2l turbulence closure model.
J Atmos Sci, 40 :91–106
41