GENERALITES SUR LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE EN AFRIQUE DE
L’OUEST

Selon les études menées sur la radiation provenant du soleil vers la terre, 30% de la radiation est réfléchie directement par les nuages et par la surface. Ensuite 23% serait absorbé au cours du transport vers la terre par l’atmosphère. La terre à son tour emmagasine le reste 47%, une bonne partie de cette énergie est restituée à l’atmosphère sous forme de rayonnement infrarouge en partie de chaleur latente et de celle sensible (Roehrig, 2010). Cependant, une disparité existe sur la distribution de cette énergie avec une forme sphérique de la terre qui favorise des caractéristiques relativement différentes de réception et de renvoie d’énergie en fonction de la position ainsi de la distance par rapport au soleil. Ceci causant une mobilité de flux atmosphériques et océaniques, ayant comme rôle de distributeur et celui de compensateur du surplus calorifiques des tropiques vers les hautes latitudes. La première circulation est issue réellement du surplus d’énergie que connait l’atmosphère tropicale. Donc elle découlerait du déséquilibre thermique qui existe entre les tropiques et les autres zones faiblement dispensées par l’activité radiative. Ainsi le transport est assuré par un ensemble de cellules de l’équateur vers les pôles, dont celle de Hadley, de Ferrel et Polaire. La deuxième va dépendre de la capacité de la zone à absorber et/ou à libérer ou non une importante quantité du rayonnement émis par le soleil. La terre, plus conductrice que l’océan, voit une convection plus forte et ceci plus marquée pour la Zone de Convergence Intertropicale (Z.C.I.T). Ces deux circulations zonale et méridionale, respectivement nommées Walker et Hadley connaissent des variations en corrélation avec l’importance de la nébulosité et les pluies. A la variabilité océanique, comme une des causes de cette évolution, viennent s’ajouter les champs de hautes pressions avec les anticyclones et des basses pressions. La circulation océanique se fait à travers des courants marins que nous ne tarderons pas à détailler.  Courant marin Comme les lignes de grain et la mousson, les courants marins jouent un rôle prépondérant dans la régularisation de l’équilibre énergétique planétaire. Ils contribuent largement aux transferts méridiens d’énergie (Tapsoba, 1997). Grâce à la capacité thermique de l’eau, l’océan est un énorme réservoir de chaleur. Ainsi les courants chauds des couches de surface réchauffent le climat d’une région. A l’inverse, les eaux froides qui remontent en surface modèrent la température des régions équatoriales. Les études de l’évolution comparée de la première composante principale (CPI), avec la différence inter hémisphérique de température de surface des océans (DTSO) (Wotling, 1994), mettent en exergue l’influence des températures de l’Atlantique tropical sur la répartition spatiale des précipitations. Ces températures de l’Atlantique tropical dépendent des remontées d’eau froides qui sont des courants marins de surface autrement appelés « Upwelling » et ceux-ci induits par le renforcement estival des alizés. Par exemple en 1958, les « Upwelling » ont été intenses ainsi les pluies sahéliennes ont été assez importantes. Tandis qu’en 1968, les « Upwelling », ont été très faibles et le Sahel a connu un déficit pluviométrique important (Tapsoba, 1997).  Ainsi ces courants marins, sources d’équilibre thermique, peuvent aussi sensiblement contribuer à la formation de précipitations. Et à côté de ces courants, il y’a ceux atmosphériques qui ont un rôle assez substantiel dans la dynamique du temps et du climat.  Anticyclone avec les champs de hautes pressions Toujours dans le circuit d’échanges énergétiques, les Anticyclones sont un déplacement de masses d’air à caractères froids en altitude vers le sol où ils se réchauffent suffisamment et perdent leur humidité de plus en plus proche du sol. Suivant leur dynamisme, les masses d’air d’altitude se déplacent par subsidence vers le sol après avoir été attirées dans une zone de convergence. On observe une atmosphère calme avec un ciel limpide dans les zones où ils sont localisés en général.  Les champs de basses pressions Autrement appelés cyclones ou dépressions, les champs de basses pressions, quand à eux connaissent un déplacement en altitude d’air chaud qui a tendance à se refroidir puis se transformer en vapeur avec l’altitude. Ce phénomène dynamique par ascendance engendre une formation de nuages en altitude et installe en général de mauvais temps dans ces zones. Ainsi l’efficacité même de cette dynamique pourrait favoriser une activité pluviométrique de par l’importance de la nébulosité. Mais aussi de la localisation d’une limite entre des alizés du nord, du sud et des moussons comme suites de ces derniers après leur traversée à l’équateur géodésique. Cette limite est plus connue sous le nom du Front Intertropical (F.I.T) et facilite l’identification du parcours et de la limite de la mousson tropicale qui mériterait bien d’être présentée.

La mousson de l’Afrique de l’ouest 

Le terme «mousson » désigne « le régime de vent du sud-ouest qui s’établit en été, on pense donc à la saison des pluies. En été boréal, les deux principales moussons sont celle de l’Asie et celle de l’Afrique de l’Ouest (MAO). Elles sont causées par le contraste océan et continent du fait que la terre se réchauffe et se refroidit plus vite que la mer. Ce flux de mousson est trans-équatorial, dévié vers l’Est par la force de Coriolis à son passage au niveau de l’équateur et converge vers une dépression thermique présente au dessus du continent. Les caractéristiques géographiques de la région nous permettent de mieux saisir la mousson africaine. La représentation dans la zone d’un gradient sud-nord de précipitation est observée ainsi d’albédo et d’humidité du sol d’un sens méridional avec une variation à caractère saisonnier.  Dynamisme saisonnier La mousson survient entre Avril et Octobre et connait juste pour la période d’avant Juin une évolution progressive à partir de la bande côtière dans le golf de guinée. Le maximum de cumul pluviométrique suit un circuit abrupt avec comme maximum latitudinal le 10˚ Nord. L’arrivée des activités pluviométriques jusqu’à ce niveau est appelée « saut de mousson » (Le Barbé et al. 2002). Le dynamisme de la mousson avec l’intensité de son influence affecte sur la durée, l’intensité et la répartition saisonnière des précipitations dans les zones où les pluies 15 sont plus faibles. La complexité de la Mousson de l’Afrique de l’Ouest fait que dans cette zone, on connait un changement avec un régime à deux saisons pluvieuses de plus on est proche de la côte guinéenne. Un autre régime qui se caractérise par une seule saison s’y ajoute de plus qu’on s’y écarte avec la zone du Sahel (Lebel et al., 2003 ). La MAO est une synthèse d’un grand nombre d’acteurs clés d’où l’existence d’une interaction entre ces différents éléments. Ainsi nous allons aborder les acteurs présents, accompagnant la mousson, dans la circulation.