Interactions entre la surface continentale, la couche limite et la convection : contraste entre le Sahel et l'amazonie pendant la saison des pluies

Transcription

1 Quentin Rodier Florian Cochard Interactions entre la surface continentale, la couche limite et la convection : contraste entre le Sahel et l'amazonie pendant la saison des pluies Dans ce présent rapport, nous proposons de détailler les interactions entre le sol et l'atmosphère dans deux régions contrastées : l'amazonie et le Sahel. Pour ce faire, nous exploitons le modèle de circulation générale atmosphérique LMDZ développé par le Laboratoire de Météorologie Dynamique (IPSL) dans sa version 1D (on se place dans une colonne atmosphérique). Concernant la physique du modèle, on considère que les advections de grande échelle au bord de la colonne sont nulles et que les processus atmosphériques répondent uniquement au rayonnement ainsi qu'à leur couplage à la surface. Ce cadre d'étude idéal dans lequel nous nous plaçons est donc non observable à l'état naturel et seul l'aspect qualitatif des processus en action nous intéresse ici. L'objectif premier est de contraster le cycle diurne des processus atmosphériques et de surface en saison des pluies sur 10 jours dans un environnement désertique (à partir du 26 Juillet 2006 dans la région d'agoufou au Sahel à 12.3N, 1.5W) et un environnement tropical humide (à partir du 23 février 2009 au Rondonia en Amazonie à 10.45S, 62.2W). On compare succinctement les deux régions grâce à des variables de sorties du modèle. Dans un second temps on procède à un test de sensibilité en faisant varier la fraction couverte par les descentes précipitantes. Ceci permet de tester le comportement du modèle et de mieux comprendre la physique relative aux échanges entre la surface et l'atmosphère dans deux environnements différents. I- Comparaison du cycle diurne au Sahel et en Amazonie Le désert du Sahel et la forêt amazonienne se situent tout deux géographiquement dans la bande équatoriale. Mais dans le modèle, les caractéristiques du sol (albédo, rugosité et contenu en eau) entre les deux environnements sont différentes. On s'attend donc à ce que les processus agissant entre la surface, la couche limite et l'atmosphère libre ne soient pas similaires entre les deux environnements. Les deux simulations sont lancées au cours de la saison des pluies. La première variable qu'on observe décrit la précipitation (Fig. 1 à gauche). Pour tous nos graphiques, on définit une date de référence commune aux deux simulations : le 26 juillet 2006, ceci permettant de mieux visualiser l'évolution des variables entre les deux environnements. Sur la figure 1, on observe dès lors la présence d'un cycle. Au Sahel et en Amazonie, la précipitation commence en début d'après-midi et atteint son maximum quelques heures après. Ces précipitations sont en fait majoritairement convectives et mettent en évidence un cycle diurne fortement corrélé avec la quantité de rayonnement reçu lors de la journée (Fig. 1 à droite). On note que les précipitations au Sahel sont deux fois moins importantes qu'en

2 Amazonie (8 contre 16 kg/(m².j) en moyenne) et qu'elles commencent un peu plus tard dans la simulation. Cependant, on observe une absence de précipitation la nuit au Sahel, tandis qu'il continue à pleuvoir en petite quantité en Amazonie (<1 kg/(m².j)). Figure 1 : Evolution des précipitations (gauche) et du rayonnement net en surface (droite) sur 10 jours en Amazonie et au Sahel Les précipitations étant soutenues dans les deux environnements, on s'attend donc à ce que le contenu en eau dans le sol augmente sous forme de stockage. Or on observe au contraire une baisse progressive au cours du temps de la quantité d'eau en surface (non représentée). Cela est probablement dû à une forte évaporation (Fig. 2) pendant toute la durée des simulations. Au Sahel, elle est présente dés le début de la période avant même que les précipitations apparaissent au sol. En Amazonie, l'évaporation est aussi présente tout le long de la simulation et est deux à trois fois plus importante qu'au Sahel, de la même manière que les précipitations. Figure 2 : Evolution de l'évaporation par unité de surface en Amazonie et au Sahel

3 La représentation des processus au niveau du sol dans le modèle LMDZ 1D peut également être une source d'erreur dans la manière dont la quantité d'eau retenue dans le sol est simulée. Le sol est en effet modélisé de manière simple, en une couche qui échange des flux de masse d'eau directement avec la surface. Dans la réalité, les propriétés du sol, qui diffèrent selon le type de roche rencontrée, influencent les flux de masse d'eau. À titre d'exemple, un sol avec différentes couches dont la perméabilité varie n'aura pas les mêmes propriétés de retenue d'eau qu'une couche uniforme d'argile (non perméable). En Amazonie et au Sahel, on voit donc très clairement le cycle diurne de la quantité de rayonnement net qui arrive à la surface de la grille du modèle. Ce chauffage radiatif est responsable de l'évaporation de l'eau au sol qui par convection, va potentiellement atteindre le niveau de condensation et former des nuages. En représentant la fraction de nuage sur la maille modélisée (Fig. 3), on observe toujours un cycle diurne corrélé à l'évaporation et les précipitations au sol. Deux zones sont de suite identifiables ; dans les deux environnements, on observe une couche basse de nuage qui se forme aux alentours de midi puis disparaît quelques heures après et une haute couche de nuages convectifs qui se développe un peu plus tard dans l'après-midi. Le chauffage du sol par rayonnement solaire incident induit la création de cellules convectives entre la surface et le dessus de la couche limite qui transporte la vapeur d'eau en altitude. Cette dernière se condense par refroidissement adiabatique puis est transportée vers le haut de la colonne par convection. On pointe ici la difficulté du modèle à calculer la fraction de nuage dans les moyennes couches. On sait en effet qu'il devrait y avoir de l'eau condensée entre le sommet de la couche limite et la tropopause lorsqu'il y a convection profonde (résultant en cumulonimbus par exemple). Or le modèle donne une valeur nulle de la fraction de nuage dans la moyenne troposphère ce qui n est physiquement pas réaliste. Figure 3 : Evolution de la fraction de nuage en Amazonie et au Sahel Même si en apparence, les deux environnements montrent un pattern de nuages similaires, il existe des différences notables notamment sur la basse couche. En Amazonie, la convection semble s amorcer à même la surface tandis qu'au Sahel, le niveau de condensation se situe aux alentours de 900hPa. De plus la couche limite ne semble pas avoir la même structure dans

4 les deux environnements. Quantitativement, la fraction de nuage est relativement plus importante en Amazonie qu'au Sahel dans les deux couches, ce qui est consistant avec le fait que l'évaporation et les précipitations au sol y soient plus intenses. La question est alors de savoir si la convection est plus profonde en Amazonie qu'au Sahel. Pour caractériser la couche limite et la convection dans ces régions, on utilise des variables de sorties du modèle mis à notre disposition comme la variation de la quantité de vapeur d'eau par convection dans la couche limite (Fig. 4) et la variation de la température liée au développement de la couche limite diffuse (Fig. 5). Figure 4 : Evolution de la différence de la quantité de vapeur d'eau (dqthe) en Amazonie et au Sahel Grâce à la variation de la quantité de vapeur d'eau par convection (Fig. 4), on observe immédiatement la source de la convection proche en Amazonie : les valeurs fortement négatives en surface (jusqu'a -130g/(kg.j)) représentent la perte de vapeur d'eau transportée en altitude par convection. Ce transport est d'autant plus important que la valeur est négative. Ainsi, en Amazonie, les valeurs sont plus fortement négatives qu'au Sahel mais moins étendues verticalement. La convection y est donc plus profonde et la couche limite atteint rapidement le niveau 700hPa. Au Sahel, le transport de la vapeur d'eau est plus étendu en altitude (valeur négative jusqu'à 850hPa) mais moins intense et la couche limite atteint une altitude plus élevée (600hPa). Ceci est consistant avec le développement d'une couche limite diffuse (Fig. 5) plus étendue verticalement au Sahel qu'en Amazonie. Le développement d'une couche limite convective profonde en Amazonie donne également lieu au développement d une couche limite diffuse intense près du sol (jusqu'à 3K par heure pendant l'après-midi).

5 Figure 5 : Evolution de la différence de température liée au développement de la couche limite diffuse en Amazonie et au Sahel On a vu que la nature de la couche limite au Sahel et en Amazonie est différente et donne lieu à des régimes de précipitations au sol bien différents. La nature de couche limite a aussi un impact sur le développement des poches froides de la taille typique de la maille considérée (Fig. 6). Ces poches froides sont facilement observables au Sahel en surface et au sommet de la couche limite dans l'après-midi alors qu'elles restent faibles et diffuses en Amazonie. Cela peut s'expliquer par le climat plus chaud au Sahel : il y a beaucoup plus d'évaporation dans la basse couche, ce qui refroidit l'atmosphère à ce niveau (Fig. 7). En Amazonie, l'évaporation est moins intense intégrée verticalement et reste très proche de la surface, ce qui est moins favorable à l'apparition de poches froides. Figure 6 : Evolution de la différence de température lié au développement de poche froide en Amazonie et au Sahel

6 Figure 7 : Evolution de la différence de température lié au développement de la convection profonde précipitante en Amazonie et au Sahel Nous avons mis en évidence au cours de cette première partie les forts contrastes qui différencient Amazonie et Sahel. L évaporation associée aux 10 jours de précipitations est constante en Amazonie tandis qu elle décroît au Sahel. Cette évaporation au sol par chauffage radiatif mène à la formation de nuages de basses et hautes altitudes via la convection des masses d air depuis le sol jusqu au niveau de condensation. Cette convection est plus profonde en Amazonie qu au Sahel avec des altitudes respectives de sommet de couche limite de 700hPa et 600 hpa. Ceci est consistant avec un développement de couche limite diffuse proche de la surface en Amazonie et plus fortement développée sur la verticale au Sahel. Enfin, les fortes évaporations liées au climat chaud du Sahel mènent à la formation de poches froides bien développées entre la surface et le sommet de la couche limite qui vont renforcer la convection. II- Impact de la fraction couverte par les descentes précipitantes Dans cette seconde partie, nous nous testons l'impact de la fraction couverte par les descentes précipitantes (sigdz) sur la couche limite et plus particulièrement sur le développement des poches froides. Pour cela, on relance les simulations précédentes en modifiant uniquement ce paramètre passant de 1% initialement à 20% désormais. On compare alors l'impact de ce changement en Amazonie puis au Sahel. II-1 Cas de l'amazonie On a précédemment observé que les précipitations débutent dès le deuxième jour de simulation, l intensité des précipitations étant constantes sur la période d étude (10 jours). Désormais, en modifiant la fraction couverte par les descentes précipitantes (Fig. 8), on remarque que l intensité des précipitations augmente jusqu à atteindre un pic au 6 e jour de simulation. En première hypothèse, on observe donc qu accroître la valeur de fraction couverte par les descentes précipitantes renforce l intensité des précipitations d un facteur deux (entre la simulation à 1% et celle à 20 %).

7 Figure 8 : Evolution du profil vertical des précipitations en Amazonie pour sigdz=0.01 (en haut) et sigdz=0.2 (en bas) Figure 9 : Evolution du profil de l'humidité relative en Amazonie pour sigdz=0.01 (en haut) et sigdz=0.2 (en bas) Le cycle diurne des précipitations visible en figure 8 entraîne un accroissement des valeurs d humidité relative à partir du milieu de journée (Fig. 9), valeurs atteignant des altitudes de pression d environ 700hPa dans la nouvelle simulation contre 800hPa en simulation de départ. De plus, au cours de la nouvelle simulation, la valeur d humidité relative augmente progressivement entre le 2 e et dernier jour de simulation. En parallèle, on observe que les précipitations atteignent le sol sur toute la période de simulation. Enfin, une forte valeur d humidité relative à 600hPa laisse penser à l apparition d une bande nuageuse dans le cas où l humidité relative serait égale ou supérieure à 1 (condensation de la vapeur d eau et formation de nuage, ce qui n est pas nécessairement le cas ici mais qui peut néanmoins être observé). En observant la différence de température liée au développement de la convection profonde précipitante entre les deux simulations (Fig. 10 à gauche), on remarque que les basses couches de l atmosphère situées entre 1000 et 900 hpa sont marquées par un refroidissement, tandis qu entre 800 et 600 hpa aux 5 e et 6 e jours de simulation, on observe un réchauffement local lié à une intensité maximale de précipitations. Ce refroidissement de l'atmosphère entre 1000 et 900 hpa et entre 650 et 550 hpa mène au renforcement des poches froides (Fig. 10 à droite) qui, nous le verrons par la suite, reste bien inférieur à celui observé

8 au Sahel. On observe un effet inverse de réchauffement plus intense de l atmosphère à une altitude de pression de l ordre de hpa. Figure 10 : Evolution du profil de la différence de la température liée au développement de la convection précipitante (à gauche) et de la différence de température liée au développement des poches froides (à droite) entre après et avant la modification de la fraction de descente précipitante au Sahel Modifier le paramètre de fraction de descente précipitante en Amazonie a pour conséquence d accroître significativement l intensité des précipitations tout en augmentant l humidité relative au cours de la simulation. Cette intensification des précipitations est liée à un refroidissement de la couche de surface ( hPa) plus important et à un renforcement des poches froides «refroidissantes» en surface. II-2 Cas du Sahel Au Sahel, les modifications sont légèrement différentes que celles observées en Amazonie. Comme on l'avait vu précédemment, les précipitations au sol ne débutent qu'au 3 e jour de la simulation (Fig. 11 en haut) et sont à peu près constantes sur le reste des dix jours. À présent, le régime des précipitations est légèrement perturbé : elles atteignent le sol uniquement à partir du 5 e jour de manière intense, sont absentes à nouveau le 6 e jour et redeviennent présentes au sol jusqu'à la fin de la simulation avec une intensité différente. Les précipitations dans les moyennes couches et au sol sont relativement plus intense, ce qui est consistant avec le fait que la fraction de descente précipitante est plus grande : plus de précipitations sont apportés au niveau du sol.

9 Figure 11 : Evolution du profil vertical des précipitations au Sahel pour sigdz=0.01 (en haut) et sigdz=0.2 (en bas) L'absence de pluie au 6 e jour et des pluies plus intenses le 5 e et 7 e jour peut également se voir par un profil d'humidité relative. Pour une fraction de descente précipitante faible (Fig. 12 en haut), le cycle diurne est bien visible par l'élévation en altitude des valeurs élevées d'humidité relative au début de chaque jour suivie d'une baisse rapide liée au précipitation (à partir du 3 e jour). Après augmentation de la fraction de descente précipitante, ce cycle diurne est moins visible et on observe une accumulation de l'humidité relative dans les 4 premiers kilomètres pendant les cinq premiers jours de la simulation où les précipitations n'atteignent pas le sol. Au 5e jour, un seuil est atteint et les précipitations atteignent le sol avec une violente intensité. L'augmentation de la fraction de descentes précipitantes à donc tendance à rendre les précipitations plus intenses et à perturber le cycle diurne de la convection au Sahel. Figure 12 : Evolution du profil de l'humidité relative au Sahel pour sigdz=0.01 (en haut) et sigdz=0.2 (en bas) Pour compléter cette observation, on s intéresse à la variation de la différence de température liée au développement de la convection profonde précipitante entre les deux simulations (Fig.

10 13 à gauche). Au 5 e jour, on retrouve les fortes précipitations sur la colonne par des valeurs positives dans la moyenne et haute troposphère ainsi que des valeurs négatives au sol traduisant la forte évaporation (refroidissement de l'atmosphère). Les modifications pour les jours suivants ne suivent plus un cycle diurne stable. Quant au développement des poches froides (Fig. 13 à droite), on voit que l'augmentation de la fraction de descente précipitante intensifie fortement leurs développements au sol le 5 e et 8 e jour du même ordre qu'elle modifie le régime des précipitations. Figure 13 : Evolution du profil de la différence de la température liée au développement de la convection précipitante (à gauche) et de la différence de température liée au développement des poches froides (à droite) entre après et avant la modification de la fraction de descente précipitante au Sahel Au Sahel, l'augmentation de la fraction de descente précipitante semble avoir pour impact de modifier le régime des précipitations bien établi pour une faible fraction. Pour cette simulation particulière, elle est la cause d'une accumulation d'humidité qui donne lieu à des épisodes de précipitations plus intenses. Celles-ci refroidissent ou réchauffent plus la couche limite par évaporation ou condensation certains jours et intensifient légèrement le développement des poches froides en surface pendant les épisodes de fortes précipitations. En conclusion générale de cette seconde partie, on peut observer qu en saison des pluies, l'amazonie et le Sahel possèdent un régime intense et contrasté de précipitation. L évolution des couches limites diffère d un cas à l autre : celle du Sahel est davantage étendue verticalement mais la convection est plus profonde en Amazonie. Le climat plus chaud du Sahel localise l'évaporation en surface ce qui provoque l'apparition de poches froides. L humidité relative en surface en Amazonie étant proche de 1, l impact des poches froides se fait moins ressentir qu au Sahel. Enfin, l'augmentation de la fraction de descente précipitante intensifie dans les deux cas les précipitations.