Numéro d'ordre:
Année: 1994
UN 1UERS IlE CHE 1KH ANlA DIOP DE DAKRR
présentée à
l'Ecole Nationale Supérieure
Uniuersitaire de Technologie
(LN.S.U.T.)
en vue de "obtention
du dipl ôme de OOCTEUR- 1NGEN 1EUR
Spécialité: physique de l'atmosphère
par
M. Mbakhane Sounthou DIOP
SUJET:
Etude par radar des systèmes conuectifs sur le littoral
sénégalais en été 1993
Soutenue le 26 nouembre 1994, deuant le jury composé de:
M. Siméon Fongang
Président
M. Henri Sauvageot
EHaminateur
M. Alain Uiltard
EHaminateur
M. Paul MalouEHamina-teur
M. Oaouda Badiane .(~~i:nateur
"r:~~
(~,.)
\\,
",------
~'.:'
.
r;J
''',
/ ,:g
. ,',
"-~\\/I'-
lABORATO 1RE DE PHYSI QUE ih~nk'BfM~O~PHÉRE

---

REMERCIEMENTS
Je
remercie
Mr
A. L.
DIA,
directeur
de
l'ENSUT,
pour
la
compréhension
dont
il a souvent fait preuve lors de mes diverses
sollicitations d'absence au cours de ce travail.
Je tiens à remercier particulièrement Mr S. FONGANG, responsable
du Laboratoire de Physique de l'Atmosphère (L.P.A.) pour m'avoir accueilli
dans son laboratoire, mais surtout par son souci permanent de rigueur dans
le travail d'encadrement.
A Mr H. SAUVAGEOT, physicien à l'Observatoire Midi-Pyrénées, qui
a su m'initier au radar, et me transmettre toute son expérience
des
applications hydrologiques du radar, j'exprime toute ma gratitude.
J'adresse également mes remerciements à :
-Mr A. VILTARD, professeur à l'université de Paris XII, pour l'honneur
qu'il nous fait d'avoir consenti à faire le déplacement pour participer à ce
JUry.
-Mr P. MALOU, chef du département de Génie Mécanique, d'avoir bien
voulu participer à ce jury.
-Mr D. BADIANE, pour tous les précieux conseils dont il m'a fait bénéficié
tout au long de mon séjour au L.P.A. et après la lecture de ce document, et
pour avoir bien voulu participer à ce jury.
Mes remerciements sont adressés au professeur M. DIOP SALL, pour
la diligence dont il a fait preuve, mais surtoul pour les remarques et conseils
dont j'ai tiré le plus grand profit.
J'exprime loute ma reconnaissance aux collègues du département de
Génie Chimique, particulièrement à Messieurs B. NGOM et C. T. MBA YE
pour avoir bien voulu me remplacer au niveau des enseignements chaque
fois que les impératifs de recherche ont nécessité mon absence.
/
!
,
!

---

Je remercie vivement tous les techniciens de l'ASECNA, pour leur grande
disponibilité,
particulièrement ceux de
la
VMA, du radar, de la
météorologie nationale et de la prévision, notamment Mr A. SARR, pour
ses observations toujours très pertinentes, Mr S. MBIDA, Mr M. THIAW,
etc..
Les données radar utilisées dans ce travail ont été recueillies grâce à la
veille continue assurée par les chercheurs du L.P.A. Je leur adresse mes
sincères remerciements pour leur esprit d'équipe, tout particulièrement à
E.M. DABO, A. GARBA, A. GAYE, B. DIOP, etc., ainsi qu'à tout le personnel
du L.P.A.
Je remercie aussi tous les collègues chercheurs des autres laboratoires
de l'EN5UT, ainsi que tout le personnel administratif, singulièrement Mlles
R. DIAGNE et P. AW qui m'ont aidé dans la mise en forme finale de ce
document.
Je remercie également tout le personnel administratif, les chercheurs,
et techniciens du C.R.A. pour la sympathie témoignée lors de mes fréquents
séjours à Lannemezan.
J'adresse toute ma reconnaissance à toute ma famille pour son
soutien continue et sans faille, principalement à ma mère S. DIOP, à qui je
dédie ce travail.
Je remercie enfin tous les amis el collégues qui ont contribué, de loin
ou de près, à la réalisation de ce document.

---

1
1
RÉSUME
1
Les
précipitatioHs
préselltellt
Illte
grande
variabilité,
qui
rend
1
particulièremellt problématique lellr lIîesure, sauf par Illl réseau à ma ill e
fine, impossible à mettre eIl oeuvre sur les surfaces océalliques. Une bOllne
1
part des l'Illies est implltable allX systèmes convectifs de mésoécJ,elle
(les
lignes de grains), qui sont d'tlll intérêt scientifique et d'uHe importance
/ " .
pratique considérables. Le radar digitalisé de Dakar- Yoff est utilisé dans _~~_.:_
1
suivi des pertllrbatiolls de l'hivemage 1993.
NOlls aVOllS d'abord étudié les modificatiolls qlle subissellt les lignes de
1
grains (LG), qui apportellt près de 80% des l'Illies au Séllégal,
lors du
franchissement de la côte Atlantiqlle. On a constaté lme baisse d'activité
1
traduite par Wl freillage due à la diminutioll de la convection à l'avant du
système, ce qui cOllduit à tl/le dissipation progressive de la LG.
Oll a eIlsuite lltilisé Ulle méthode simple pour estimer
les hallteurs de
1
pluie Sllr la base de l'aire fractiollltelle COllverte par le nuage pOllr R
(l'ilttellsité de pluie) supériellre à Illt certaill sellil r. 011 fait l'hypothèse
1
d'U/le même distributioll de R, d'lme situatioll plllvieuse à ulle autre. Le
fondement de cette méthode repose sur l'existence d'une forte corrélatiolt
1
elltre l'ultellSité de pluie et l'aire fractionnelle de la forme < R > = S(r) F(r)
pour tll! Iluage cOllvectif.
L'application allX LG, qui cOllstitllent 1111 système hybride, révèle qll'il faut
1
prelldre ell compte la
partie stratiforme du
Illwge Oll procéder à Ill!
traitemellt différellcié des deux régions stratiforme et convective.
1
Enfill, la relatiolt elltre intellsité de plllie
radar et aire fractiollltelle
satellitaire. infrarouge, pOllr différellts seuils de températllre du sommet dll
1
1lllage, dOlllle de très bonlles corrélatiolls avec 1lI1
maximum pour les
températures dll sommet du Iluage entre -35 et -40 oc.
1
Mots-clés:
Liglle de grains; front convectif; reglOtl stratlforme; aire fractionltelle;
1
estimatioll des l'Illies; étalOlllwge; facteur de réflectivité radar; intensité de
pluie; seuil.
1
1

---

L/STE DES F/(,LRES
C/wpitreJ
/.0. J. ,)"c17élll(/ du(7l1x de lIIasse ZOIlC'; ell /)éce",hre -rel'ria ef .Il1ill-AolÎf
.4
/. O. 2. Posifioll lIIoyelllle de l'é(!'folell/" méléor%y,ic/"I! a) .lO/mer 17) .llIillel
-1
1. J. J. Paramélrl!S lIIéléor%Ri(/lIes enréy,islrés ci la slolioll dl!llo -I/ors dll pa.\\sogl! dl! /a /iRlle de graim
6
J
1. J.2. Modificalioll dll chal11fJlde pressioll ossocié OIl/}(ISSOfZe de /a /igllt' de ,l.Train
8
1.1.3. Uglle de J:..Trains ohsen'ée le 30-07-IYY3 ci l'o/J/JI'ociIe des c(jles séllJga/oises avec /e mdor de Y(!ff ... ·.. 8
1.104. Lcilos radar de /0 1if[1le de groills ohsen'ée /e 3/-07-!.J3 slIr/'af/anlil/"e 1~~\\'1
(a) /0 secliollllOri:,olllale Cflli IJrésellle lille/orme as,\\)'I11élriqlle
<)
(h) sec/ion l'erlicale dllJlllORe. les cercles so1l1 dislallls de 50 klll
<)
1.1.5. l'Ile salellifoire de la perlllrhalioll dll 31 Jllil/el de IOfifZIIU! 1.1.-1(7...
10
1.1.6. rré(l"ellce cI",,/llée dll IORoril!J1II1:! des aires des IlIlOges ohlelllles à parlir d'images salel/ilaires
sellillJes ci 198 K el 208 K
10
1.1.7. (a) ZOlles de gélléraliolls el de dissipOlioll des U; africailles dllralll l'expérience GA II~·
12
(h) IHJillls ci l'origille d'lin déve/oppemenl dl! Uj ell 1983 (('(1/.,-é.\\) , ell!/1 IY85 (croix)
12
1.1. 8. 1~\\'(}llIlioll de /'illdl!x volllmélriqlle !J0llr IlIle /iglle de graills
13
1.1.9. Posiliollllelllenl des U; lellles (,~) el rapides (1) sllr les /iglles de cOllroll1 à 700 hPa
:
/-1
1.1.10. PI'I!fil: (a) de lempéralllre polellliel/e é(l"il'{/lellle Se el dll l·elllllormal.
16
(h) el (L) dll l'elllllormal à l'avalll des [Ci lellles (S) el ralJides (1-).
16
1.1.11. Seclioll hori:,olllale de la /,G de forml! .\\J'mélriqlll! ohservél! II! 1/-09-93 avec le radar de Dakar-
y(!ff.
17
1.1.12. Moddl! cOllcejJlllel de la slmclllrl! micropily.\\ùl"e el cillémaliqlle d'IIIII! figue dl! groills
j 8
\\"
l
-:
1
.... 1 J
C
1.1.13. Modèle collcepllle/ de la seclion lrall"~i'ersaled'lIlle /iglle de graill.~
(a) l110déle à dl!"x dimellsiolls
" ,:~.;
~\\ ..'
~:
20
(h) avec 1111 vorlex dam la parlie s'm/~forl7~~~:i;~y.;, \\ .. :
20
'>.'"
1
.'
/. 1.14. SecliOlllrallsversale d'III1/! figlle de ~r(!iJls (n~s-"~':jlllil!slra/~formedl! Iraine
20
1.1.15. Séqllellce de developpemelll des cel/llle.t(_:(!ûÎ!~(rt::;.\\·
21
/.1.16. Schéma cOllœpllll!1 dl! la porl;1! COlll'l!clÎl'1! de la fig"l! de grai"s
23

---

, ..
. 1
(
1
1
l '
.
"3
1.1.17.(0)
lIesses l'alICO es t>1I m s) uU/lS (/ purlll! cO/ll·eC//1·e
"-
rh) l?é(1eclil'ilé nulor doliS la partil! mlll·eclil·e
23
1.1. J8. ('hallll)s de ,·t>III dalls la rétzioll cOlll'ec//1·e
2-1
1. 1. J9. ("o"pe "erlicale dt> la pressioll pour les U;:
lU) simulée
25
.
.
) -
(h) ohst>l'l't>e pur (/I·/OIIS
.:.)
(c) déduile de lIIe.wres radars J)ol)pla
25
1. J.20. ("olllrih"lioll des parties cOIII'ee/h'e el slral[(orllle à la plllie lolale
27
1.1. 21. l/'ajecloire des IJUrlic"les dOlls la régioll slml[(orme
2Î
1. J.22. Co"pes "erlicales des champs d'/~l'drollléléoresd',,"e U; sim"lée:
(u) ea" liqllide lI11agellse
28
rh) crisla"x de tzlace
28
(c) aAJ'régals
28
rd) gn:siI.
28
(e) eall liqllide I)récil)ilallle
28
(fj "ilesse de chille
28
1. J.23.
Taux de produclioll de J[((érl!llls processus IJ/~}'sitl"es simlllés IJOllr les parlies cOl/1'eclive el
slral[(onl1e
29
1.1.24. Schéma Je la relalioll elllre la.f1o/lahililt! dalls la parlie slralijorme elle champs Je pressloll
29
1. J. 25. Vile schJmaliqlle des processlls à l'origille dl! la hasse pressioll cl l'arrière de la liglle de graills....... 31
/.2.1. Moyelllle des hal/lellrs de IJlllies al/ Séllégalde I9fiO à 1Y90
32
1.2.2. A/o)'elllle des clll1111ls de plllies de 1850 à 1990
32
1.2.3. Image II? .m/ellilaire de la 1)IIIie de mOllSSOll dll 03 Seplemhre li 12h.
33
1.2.4. Image II? salellilaire de la plllie de IIIOUSSOII dll 03 Seplembre ci Iïh
33
Chapitre Il
li. 1.1. CaUe dll SJlIégal avec les slaliolls .~)'lIopliqllI!S Je la méléorologie lIaliollale el les siles des
{JIII,'iogmphes du réseaTl I~PSA r
35
~
11.3.1. Schéma de l)rillcipl! de la chaille d'acqllisilioll, radar-Sanaga-calculale"r, ill.Ha/~é. à roff
.
Chapitre /II

---

111.1.1. 5;chJI11ofo/lclio/1//(!lsil1lplifiJ d'IIII rodur
-11
111.1.2. IJrillcilJe defol1c1io/lllel11elll dll rodor û il11p"lsio/ls oPplill"J 011 sOlldoKe ell mllll1le
-I1
111.3.1. ('ollrhe CIII11l1lalil'e de I?
:
-13
III. 3.2. ('ollrhe cII1l111101i"e de z.
"
-13
111.3.3. rJRressùJ/l l.ogrZ)-I.0R(H).
-13
111.3.4. Reloliolls Z-I? ohlelllles par la II/ème mélhode
50
111.3.5.
l','mllllioll des illlellsilés de pillies I?
el des .(LICll!lIrS de r~f7eclil'ilés Z
IJiJ/lr les .,Ioliolls
d'élulollllage
53
Clzapitre IV
IV 1.1. U; dll 29 AOIil 1993, wclioll horizolllole
la) à ()2 h 20 11111
(il
(h) li 0317 59 11111
61
Il': 1.2. A ire frocl iOllllelle m(~J'l!lIlle à différellls se/lils de lel11pJrol/lre IR .'1111' l'océall el slIr le colllillelll....... 66
..---. r--
1V.I.3. Ul, V/!lIalll dll Sud, el qui émillalll .'1111' le cOlllillelll ell'océall
(a) le 05 AOIÎI
·
63
rh) le 20 AOIÎI
63
le) le Il 5;epll!ll1/Jre
63
1V. 1.4. Cémllllio/l de l'airefraclioll/lelle sellillée à 5, 10 el 15 11111/11"
la) le 29 JlIillel
6-1
(h) le 29 AOIÎI
6-1
n< 1.5. Varialioll dillml! de la COIIl'erlllre llllagl!lIse à d~Uérellls seIlils IR:
(a) sllr II! cOlllillelll
66
/h) .'1111' l'océall
66
n</.6. LU dll31JlIillel1993
(a) 1'.;mllll;OII de la U; surie cO/llillelll
67
th) FlISioll ail momelll dll trallchissemelll avec 1111 amas slaliollllaire
67
tc) pOllrsllile dll llllage slIr l'océall
67
Il': 2.1. I~\\'ollll iOll dll coeJficil!ll1 de currélalioll ellf0l/(.:Iioll dll sellil t
68
1V.2.2. RJgressioll " J(> - F(r) pOlir les mèl11l!s sl!lIils: 10, 15 I!I 20 mmlr'
69
1V 2 3 Mi! 1
'o'h
,. 1 r,
.
/1' 2 ") ("
.
1
1 1 (., 1 76 A -
' "
lleL III eqllo (I.lIKlfle
. . _.,)111wllOllue a ,]LU_
OIfl
70
1V. 2.4. Même cOllrhe qll'à lafiKllre IV2.2. Siluolioll dl! la U; dll 29 AOIÎI
71

---

/
-
A f -
l "
IJ.2.).wemeCOllr)elllla 1 fi
a./Xllre Il' ") ) t'.
.
1 1 1
.-,-.~.,)f/lla//()II(I..' a. (-}(1
I I
1)_ A .
·Ollf
- )
/_
IV. 2. 6. A'/ème cOllrhe llU'à lu.figllre Il'.2.2. Si/IIU/ioll de lu plllie de mOIiSSOIl dll 03 Sell/emhre
73
IV.2.7. His/ogl'OlIIlIIe defr/:(I/Iellœs des classes de Z de la U; dit Il A()(if
(l/) li 13/15911111
75
(h) à 217-1011111.
75
1V.2.8. l~\\·olll/ioll de S(T.) enfollc/ioll de T. pOlir d~r(éren/es rela//olls Z-R.
77
IV3.1. Corréla/ioll ell/re l'il//el/si/e de plllie raJur l!I aire frac/iol/nelle dll 1I11age pOlir IIl1e /empera/llre JII
somme/ al( Jessus J'lIl1 certain sellil.
79
IV.3.2. COlTéla/ion en/rI..' l'ill/ellsdé Je Illuie radar pour les parties cO/l\\'ec/ive e/ s/ra/~(o"fI1e, e/ aire
(rac/ionllelle JII IIl1age pOl(/" /lne /empéra/llre dll somme/ all Jessus d'/II/ ccr/aill sellil
79
11-<3.3. Represell/a/ioll ill/ellsi/é de 11111/1..' radur-a/re(rac/iolll/elle pOlir les tempéra/ures Je somme/ dll nllage
de -15. -20. -25
80
IV3.4. AIëme représen/a/ioll qlle sllr la.fiXllre.lV 3. 3 pOlir les /empéra/llres -30, -35 e/ --10
81
IV3.5. A1ël1le repn!sell/a/iol1 qlle slirlaf/gure'!".3.3 pOlir les /r!mpéra/lIres -30, -351..'/--10
82

---

SOMMAIRE
INTRODUCTION
Chapitre 1. LA CIRCULATION GÉNÉRALE ET LES PHÉNOMÉNES
MÉTÉOROLOGIQUES AU SAHEL
1.1. Les lignes de grain
1.2. Météorologie et climatologie des précipitations dans la zone côtière au
Sénégal
Chapitre 2. EPSAT SÉNÉGAL ET LES MOYENS UTILISÉS
11.1. Le domaine d'étude
11.2. Le pluviographe OEDIPE
11.3. Le radar de YOFF
Il.4. La station PDUS de l'UTIS
Chapitre 3. LE RADAR
I11.1. Le principe de la mesure
111.2. Relation entre réflectivité radar et intensité de pluie
111.3. L'étalonnage
111.3.1. L'étalonnage climatique
III.3.2. La méthode des pluviorn~t!eS
IlIA. L'équation radar
111.5. L'aire d'étude
111.6. L'approche méthodologique
Chapitre 4. RÉSULTATS ET DISCUSSIONS
IV.1. Modifications des lignes de grain
IV.2. L'application de la méthode aux données radar
IV.3. La relation entre l'information radar et les données satel1itaires

---

CONCLUSION
Appendix
Bi bliogaphie

---

--: l
-
INTRODUCTION
Les précipitations constituent l'un des éléments
fondamentaux du
cycle de l'eau. Leur grande variabilité, les rend particulièrement difficile à
paramétriser dans les modèles de la circulation générale et du climat, dans
lesquels elles jouent un rôle important. En effet, la chaleur latente
provenant des
pluies tropicales,
plus des deux tiers du total des
précipitations tombent entre 30° Nord et 30° Sud, joue un rôle primordial
de la conduite de la circulation aux basses latitudes [Simpson et al, 1988], en
fournissant l'énergie compensant les pertes de chaleur radiatives et en
alimentant le système des vents dans les moyennes et hautes latitudes. C'est
pourquoi il est l'objet de plusieurs programmes scientifiques internationaux
(GARP, MONEX, WAMEX, VINHEX, COPT, etc.. ) dont le projet EPSAT.
Leur grande variabilité est aussi à l'origine des difficultés de mesure
au sol, qui nécessite un réseau très dense, donc très coûteux, de
pluviomètres, impossible à mettre en oeuvre sur les surfaces océaniques.
Dans ce cadre, les radars calibrés ont permis de grandes avancées dans la
compréhension des mécanismes de pluie et dans l'estimation de leurs
distributions.
Les systèmes convectifs de mésoéchelle constituent le phénomène
convectif le plus étendu et sont d'un intérêt scientifique et d'une
importance pratique considérables. Ces systèmes produisent aussi une large
portion des précipitations et sont déterminants sur le plan climatologique
[Houze, 1993]. Dans la zone sahélienne, au Sénégal en particulier, les lignes
de grains (LG) sont la source principale de ces pluies. Dans cette étude, nous
nous proposons de suivre les LG à l'aide du radar centimétrique de Dakar-
Yoff pour

---

- 2 -
-étudier leur comportement lors de leur passage du continent à
l'océan d'une part,
- d'autre part, estimer les hauteurs de pluies reçues au sol, à l'aide
d'une méthode simple dite des aires fractionnelles.
Nous essayerons ensuite, de relier l'information radar à la
donnée
satellitaire infrarouge de Météosat, qui présente l'intérêt d'un immense
champs d'observation incluant l'océan atlantique.
Dans un premier chapitre, nous rappelons quelques éléments de la
circulation générale et des phénomènes météorologiques particuliers au
Sahel. Ensuite, dans un second chapitre, nous
présentons brièvement le
projet EPSAT et les moyens utilisés. Le chapitre 3 est consacré au
fonctionnement du radar et à l'étalonnage des données, ainsi qu'à l'exposé
de la méthode. Les résultats obtenus sont présentés et discutés au chapitre 4.
Nous proposons ensuite, dans la conclusion, à la lueur des discussions, des
perspectives de recherche.

---

---

- 3 -
CHAPITRE 1
LA CIRCULATION GÉNÉRALE ET LES PHÉNOMÈNES MÉTÉOROLOGIQUES
AU SAHEL
L'action conjuguée du rayonnement solaire et de la rotation de la terre,
induit un bilan d'énergie positif dans les zones tropicales, qui sont des régions
sources de chaleur et d'humidité, et un bilan négatif dans les hautes latitudes. Il
tend donc à s'établir un transfert d'énergie et de moment angulaire vers les
régions polaires déficitaires sous forme de chaleur sensible ou latente par les
cellules de Hadley [Riehl, 1954] (fig.I.O.1. ).
La force de Coriolis, dirigée vers la droite au Nord et vers la gauche au Sud,
modifie le flux de retour vers l'équateur de la cellule de Hadley, et génére ainsi
les vents alizés. En été boréal, la zone de convergence intertropicale (ZCIT)
remonte dans l'hémisphère Nord et les alizés du sud-ouest se chargent
d'humidité au dessus des océans: c'est la mousson, qui inilue très sensiblement
sur la pluviométrie des régions tropicales, et du Sahel (fig.I.O.2.a). En hiver par
contre, les alizés sont du nord-est: c'est l'harmattan, la zcrr migre vers Je Sud
(fig.I.O.2.b). Elle est repérable par le maximum du tourbillon vertical relatif (De
Felice, 1992). L'activité des alizés est reliée à la force des anticyclones tropicaux et
la présence des dépressions continentales favorise la pénétration de la mousson
sur le continent car l'Afrique intertropicale subit l'influence de quatre centres
d'action que sont:
-les dépressions continentaJes (ZCIT)
-l'anticyclone de Açores
-l'anticyclone de Libye
-l'anticyclone de Ste Hélène

---

-
4 -
; \\
\\....
.:.
..
• >.
·1.
·ao
10.
~
"".'
l
. . .
1
l\\':
"m."
1
•
!
l
: 1 ~
!
J"9/
1
~
1.
r
'
'!~\\....
"1
, 1
"..
/
•
,
1
-~ ~-.~.~~-;\\'J~~
0(11'\\, . .
1
a...
.....
Q
- 4 .
!-/(;./ 0./, Schémll dll ./lIlX dL' 1I/I1.\\'Se ::0111111'11 1 h;('('/I//m.:
-Fn'I'ia el .Illill-Amil (/) '1//)1'1:\\ NIJI\\'(:II t:I f...,d\\uII).
IJJ(~)'L'II/Je
I-/e ;./.
de l'l;t/IIIIIL'/ll' 1I11;/t;ol'oloxi(/lJe li) .IuIII'ia b) .lili/Il'l (/) 'II/JI'':.\\'
(J. 2.
l'osilion
(ill/Ilia. JI) 71))
;
.
! -

---

- 5 -
De fLJçon théorique un renforcement de l'anticyclone de Ste Hélène en été boréal
va accroître l'intensité des àlizés qui pénèt'rent d'autant plus au Nord que
l'anticyclone des Açores est faible.
La compréhension du régime des vents est essentielle dans la climatologie du
Sahel: transport de poussière [Bertra/ld, 19ï5], transfert d'humidité par la
mousson indienne et africaine [Cadet et NIIOli, 1987; De Felice et al, 1982],
circulation océanique côtière (upwelling) [Mittelstaedt, 1983, 1991; Van Camp et
al, 1988], aussi est-il utile de rappeler la présence:
-du jet ,d'Est Africain (AEJ) à 700 hPa qui résulte du gradient thermique
entre masses d'air sec et chaud sahariennes et celles humides provenant du golfe
de Guinée, et dont l'intensification atténuerait la convection en brisant sa
cohérence verticale par un cisaillement trop fort [Dlzol1lZellr, 1974; Jan ico t, 1990].
-du jet d'Est Tropical (TEJ) à 200 hPa, très constant en position, direction et
force et qui est aussi le résultat des contrastes thermiques entre océans tropicaux
et hauts plateaux du Tibet [Dhonneur, 1974], et dont les années de faible intensité
coïncideraient avec celles de la sécheresse au Sahel [Nicholson, 1981].
Avant de passer à la météorologie et à la climatologie des précipitations au
Sénégal, nous faisons un bref exposé sur les lignes de grains, qui sont à l'origine
de l'essentiel des pluies enregistrées.
I. 1. Les lignes de grains
Le passage des lignes de grains (LG) au dessus d'un site au sol est caractérisé
par une rafale de vent, une baisse de la température, et une
brusque
augmentation de l'humidité et de la pression de surface [Aspliden et al, 1976;
Lemaitre et Testud,1986; Roux, 1988] (fig.I.1.1).Les isolignes de pression
présentent des angles aigus qu'on peut relier en une droite [Greville, 1959]
(fig. 1. 1..2).

---

-
6 -
JUNE 23-24,1981
Z (k ml
6 -
2G
J4
4
2
00:00
00:30
DRY
STEP
WET
STEP
100
a
100
HUM 1 0 1 r y ~o)
90
50
b
PRESSURE-
PERTURBA T ION [hPol
0 "i---,---======r------,---.:...-y------,----,------,----.;- a
26
- - - -
24
,
350
T (oC)
,
22
C
d
1
JiU
W;Nu.
O/RECTION
t80
- - - - - ...
,
90
fIG.l. 1.1. Meteorological parameters recorded at statioll delta -1
(Iower pane/), together with the ref/ectivity (dBZ) data observed
above the location (upper pane/) above the location. 1ïme traces
from the station are :(a) rainfa// rate (mmh- 1, so/id /ille) and
humidity (percellt, dolled /ille) , (b) pressure perturbatioll (h?a),
(c)
temperatllre
cC,
sofid
/ille)
and equivalellt potential
Jemperatllre Se (K, dotJed lille), (d) willd speed (ms-l, so/id /ille)
and direction (degrees /rom north, dolled fine) (D'après Roux,
1988).

---

- 7 -
Les LG se distinguent par leur développement "explosif", une partie avant
abrupte, distincte de l'ensemble du système et généralement convexe, et une
progression rapide [Tao et Simpsofl, 1989].La structure de mésoéchelle, telle que
vue au radar présente:
-un front convectif (FC) caractérisé par de fortes réflectivités, occupant 10 à
20% du nuage [HOllze, 1982, 1993; Johnson, 1984];
-une région stratiforme (RS) caractérisée par des réfléctivités plus faibles
mais plus uniformes (environ 80% de l'aire du nuage);
-une zone de transition entre front convectif et région stratiforme, avec de
faibles réflecti vi tés [Smul1 et Houze, 1987a] (fig.I.1.3).
L'uniformité horizontale de la RS au dessus d'une grande surface et· sa
longue durée, pouvant dépasser 72h (Desbois et al ont noté 84h), contraste
nettement avec le fort gradient horizontal et l'orientation verticale des échos qui
caractérise le bord avant du FC [Houze, 1977; Leary et HOllze, 1979] (fig.I.1.4a et 4b).
Observés à partir des images satellitaires, les LG sont définies comme des
systèmes:
-persistants durant au moins 12h (38.3h et 35.25h en moyenne en 1983 et
1985 en zone sahélienne, pour des distances parcourues, respectivement de 2005
et 1735 km);
-avec un bord avant abrupte en sa face Ouest, pour ce qUI concerne les
lignes de grain africaines;
-distincts de l'environnement nuageux (aires dégagées à l'avant de la
ligne) [Desbois et al, 1988].
A ces caractéristiques, il faut ajouter leur sommet froid (de l'ordre de -65°C) et des
aires variant de quelques milliers de km2 à quelques centaines de milliers de
km2 (fig.I.1.5), et suivant une distribution lognormale (fig.I.1.6).La distinction en
parties convective et stratiforme est cependant moins évidente, la détection de la
positon de la surhauteur dans le nuage étant difficile.

---

- 8 -
//~~
/'
~~
'
.i':~t .
/
.
'.te
(
1
\\
~
\\
"""-
\\
'-
----....- --
FIG.!.1.3. Ligne de grains observée le 30-07-1993 à l'approche des côtes
,sénégalaises avec une large zone de transi/ion entre partie convective à l'avant du :
<"' .{"fO"'(J (Jf roainl1 <:frnf;fnrmp de frninpp
'l'S rerc1es sont distants de 70 km.

---

- 9 -
;~
<"'.
~
.
•
00
;
f.
.'
FIG. 1. lA. Echos radar de la ligne de grains observée le 31-07-93 sur l'atlantique
Est: (a) la section horizontale qui présente une forme as~ymét"ique, (b) section
verticale du nuage. les cercles sont distants de 50 km.
\\l.:~/I,"
/
'.
\\
\\
\\\\
\\
\\\\,
\\
1

---

- 10 -
FIG.!. 1.5. Vue sate/litaire de la perturhatioll du 31 ./uillet de la figure /.1.-Ia.
~--------- -- .. _ - - - - -
106
208K++~
N
E
.::r:.
~
y
105
19UK
(j)
o
+
- !
+0
W
l
([)
10 4
/
o
::>
o
- !
6
U
(')
103
102
I l
1
.1
.5
.9
.99
.999
.9999
ACCUMULATEO FREOUENCY
FIG.!.I.6. Fréqllence cllmlllée du logarithme des aires des IIJUlges
obtelllles à partir d'images satellilaires seuillées à 1I)t( K el 201i K. Le!J'
courbes s'écartelll de la logl1orma/ilé pOlir des l'alellrs Irop faibles
«103 km]) 011 Irop forles (> 105 km]) de l'aire du I/llage. (D'après B.E.
Map"es. reproduit par HOllze. 1993).

---

- 11 -
Les lignes de grain tropicales présententJ selon plusieurs auteursJ des zones
de génération et de dissipation préférentielles [AsplideJZ et al 1976; Desbois et al
J
J
1988] (fig.1.1.7a et 7b); l'énergie potentielle convective disponible [Mo/lcrief et
Miller 1976] étant similaire dans les régions de développement préférentielles
J
des lignes de grains [Redelsperger 1992]. En effet même si des conditions locales
J
J
favorables pour le développement de la convection sont requises pour permettre
l'initiation de la ligne de grainJ ce sont les conditions de grande échelle qui
gouvernent son organisation [Desbois et al 1988; Rlltledge 1991]. Moncrieff et
J
J
Crook (1988) ont montré l'importance de la convergence de grande échelle dans
l'initiation et le maintien d'une convection plus profonde. Selon Dudhia (1989)J
le refroidissement radiatif de la moyenne troposphère a le même effet sur
l'activité convective que la convergence de grande échelleJ par émission des
ondes longues qui
maintiennent l'instabilitéJ donc une convection plus
vigoureuse et de longue durée. Cette influence est bien sûr plus prononcée la
J
J
nuit, en l'absence du réchauffement des ondes courtes ce qui explique le cycle
J
diurne des lignes de grainsJ avec un début de développement à 12h un net
J
maximum autour de minuit (plus souvent après minuit)J et une rapide
décroissance le matin [Desbois et al 1988] (fig.I.1.8).
J
Les études attestent aussi que l'activité convective en général, les lignes de
grains en particulierJ sont fortement modulées par le passage d'ondes d'Est
[Riehl, 1954; Carlson, 1969; Bll1-pee J J 1974; Duvel, 1992; Machado et alJ 1993]. En
effet, selon Paynes et Carry (1977)J elles se développent et se désagrègent à l'Ouest
de la dorsale. Pour Krishnamurty (1983)J elles ne seraient d'ailleurs qu'une partie
de l'onde alors que Duvel (1992) leur trouve une certaine indépendance qui
J
explique le découplage quand à la vitesse de la ligne de grain par rapport à celle de
l'onde. Redelsperger (1992) fait par contre une différence entre lignes de grain
rapides et lentesJ qui se forment et passent à leur stade mature respectivement
devant et derrière le thalweg de l'onde (fig.I.1.9). Il explique aussi leur dissipationJ
en partie, par le fait que la ligne de grains rattrape le thalweg précédent du fait de

---

- 12 -
40
1
-~J01
35
--ôe<:J:Iy
YJ
25
'"
Cl)
~
u
20
0
B 15
J
1
E
1
1
::l
,
C
()
. /
, ,;
,;
, ,
5
30N
25W
20W
SE
CE
FIG.!. 1. 7. (a) Zones de généralions el de dissipation des LG africaines
dllralll l'expérience GATE (d'aprés Aspliden el al, 1(76), (b) painls à
l'origine d'un développemenl de LG en 1983 (carré.)), el en 1985 (croix)
(D'après Desbois el al, 1988).
-30u
-2ûo
-ID"
Oc
lO"
100
··IOu
00
ID"
20"
'JO"

---

- 13 -
SOUALL
LINE
NO.14
SOu ...LL
LI NE
NO.6
4 5 0 0 , - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
3000
a
ci
~4000
z
- 2500
~3500
~
0
>
>
3000
2000
2500
1500 -
2000
1500
1000
1000
500
soo
o
0
o 6 1218246 1218246 12 lB 24 6 12 1824
061218246 121B246 1218246 121824
LOCAL TINE,
LOCAL T1ME,
11217/83
,1317/83
,1417/83
,1517/83 J
l::ilZl85
pl7/85
? 17185
,817185
1
OATE
DATE
SOUALL
LINE
NO'13
SOu ... LL
LINE
NO·23
3000r-------------~
4 0 0 0 . - - - - - - - - - - - - - - - - ,
.a
a
z
~3500
.2500
-.J
o
>
2000
2500
1500
2000
1500
1000 .
1000
500 -
1}
o 6 12 18 24 6 12 18 24 6 12 1B 24
o
6
12
18
24
6
12
18
24
LOCAL TINE,
LOCAL IIMS
11217/85
,1317/85
,1417/85
J
12617185
,2717185
J
DATE
DATE
FfG.f.f.8. &amples of the evo/utioll of the volumetric index obtained along the
trajec/ories ofsquall lines (D'après Desbois et al, 1988).

---

- 14 -
12
8
4
o
-4
-8
-12
2
3
4
5
6
7
8
fïG.l.1.9. Positionnemenl des Le lenles (5) el rapides (F) sur les
lignes de couranl à 700 hPa (D'après Bames el Sieckmal/, 198-1).

---

- 15 -
sa vitesse plus grande et se trouve ainsi dans des conditions moins favorables. La
différence entre lignes de grain rapides et lentes résulte d'un cisaillement
différent en intensité (plus fort pour les premières), comme en direction (normal
dans un cas et parallèle dans l'autre), mais aussi d'un profil différent de la
température potentielle équivalente Ge, impliquant une dynamique interne
différen te [Sieck11lan et Bames, 1984] (fig.1.1.1 Oa, b et c).
Les lignes de grains présentent cependant une dynamique
et une
organisation générale communes malgré les différences de forme symétrique
(fig.L1.11) ou asymétrique (fig.I}Aa).
---
1.1. a. La structure générale
Le système se meut généralement par le développement discret de
nouvelles cellules convectives à l'avant du front de rafales (fig.L1.12,L2), alignées
perpendiculairement à la direction de propagation de la ligne de grain [Houze et
Cheng, 1977; Roux, 1988; Tao et Simpson, 1989; Rutledge, 1991]. Ce stade précède
la phase mature de ces cellules, qui sont ensuite en dissipation et advectées vers
l'arrière. Elles occasionnent cependant de fortes précipitations, provoquant une
haute pression de mésoéchelle à la surface (Hl, fig.L1.12).
Deux courants principaux caractérisent la ligne de grains. Le premier, ascendant,
prend naissance sur le front de rafales, s'étend en s'élevant dans la partie
convective, et suit une faible pente vers l'arrière du système dans le nuage
stratiforme. Ce courant ascendant est responsable de l'advection des particules de
glace tombant des cellules convectives, et qui contribuent à la formation de la
bande brillante de forte réflectivité (L4, fig.I.1.12). Cette dernière, associée à la
chute et à la fusion des particules de glace au niveau de l'isotherme O°C, marque
la zone extensive de pluie stratiforme. Le second courant est descendant, et
provient de l'arrière vers les bas niveaux de la troposphère à l'avant du système,
en passant au travers de la zone de fusion et de pluie stratiforme Il renforce la

---

- 16 -
300
.J:J
E
w
400
gj
--Fast
C/)
C/)
500
~
-Slow
0-
600
700
800
900
1000
330
3-40
350
a. (K)
SLOW
ENVIRONMENT
FAST ENVIRO~MENT
J
16
16
J
.Vy
,./
,.
c
14
1
14
1
,
-v"
1
\\
12
,
12
,,,"-,
E 10
10
...
\\ ,
E
...
j:
8
Cl
LU
l
6
6
\\ \\ ,
4
1
1
\\ ,,
2
2
,
b
,....,
o LL..L...L.1L.LJ....LL.L..L.L..L..L...IL.I....l..J...lL.L..L..L.J.....L...L...L..L...L...L....L..J
-15
-10
-5
0-,
5
10
15
m~
-1
m S
FIG. 10 Profil: (a) de température potentielle équivalente ee et du vent normal (b)
et (c) à l'avant des LG lentes (.S) et rapides (F). vn et Vt cJesignent respectivement les
vitesses' normale et tangentielle au déplacement du système.(D'aprés Hames et
Sieckman, 1984.)

---

- 17 -
T e f".
"''''""
~"'<
Hect
\\
"'- .
""~.
. <..
~~"".
Pod
1)""
• U'" 1
/'
. /
FIG.!.I. JI. Section horizontale de la LG de forme !;ymétrique ohservée le J1-09-93
avec le radar de Dakar- Yoff.

---

-
(ClOUd
--- ""-- -----,.-- -- - --.. -- .-
H··
7
-.....,/
/
~
~A~t,,;c: .. _ _ .
~ 1...-- ~
~ - ~ ", n 1N G F R 0 NT. r 0 . REA. R
~~'I
.- -
0 u d
bas 8
~
-~--
- - - - - - - .
--
.,.
, .....
---
/
Radar
9cho
CENDÎNG-AEAR
DES
f-'
OJ
~ bourtdary
,
Naw
cal)
-
O"C
::::>Slorm
mollon
/ S h a l l
clOud
8
L,
'-
-.-----/
1H l
\\ L7
A
Raglon ot heavy
01 d ----l
l
' - Gus 1 1 r 0 n 1
,-Slralilormrain~ cali
Matura
cali
.
...,-'
--
-- --'~
Region 01 trading
ReQ,on 01
slralilorm rain
heavy conv&C1;ve
showars
FIG.!.].]2. Conceptual model of the kinematic, microphysical, and radar-echo sfr..!cture of the convective fine with
trailing stratifonn precipitation viewed in a vertical cross secticn oriented perpendicular to the convective line (cmd
generally paraUel to ifs motion). Intermediate and strong radar reflectivity is indicated by medium and dark
shading. The location ofline AB is shown in Fig.!.].]3. '(DIaprés Houze et al, ]989).

---

- 19 -
convergence sur le front de rafales et alimente les masses froides prés de la
surface. Ce flux d'arrière (courant de densité ou courant de gravité) est une
branche du vortex de m!?--oéchelle dans la moyenne troposphère, au dessus du
maximum secondaire de pluie stratiforme dans le cas des lignes de grain de type
asymétrique [Houle, 1989; Brandes, 1990].Dans un système de type symétrique, il
est associé à une ligne de saute de vent uniforme sur toute la largeur de la ligne
de grains (fig.I.l.13a et b).
1.1. b. La partie convective.
La troposphère présente une structure typique des tropiques, avec des
valeurs élevées de température' potentielle équivalente 8 e à la surface et un
minimum prononcé de 8e entre 600 et 700 hPa (fig.I.1.14), avant le passage de la
ligne de grains [Ho uze, 1977]. Cet air chaud et humide des bas niveaux est soulevé
de la couche limite et forcé au dessus de son niveau de convection libre, un
mouvement ascendant se forme alors au dessus de front de rafales et se
développe à l'intérieur d'une cellule. Par contre l'air de bas 8 e de la moyenne
troposphère, à l'avant du système mais aussi provenant de l'arrière, amené par le
courant de densité et refroidi par son passage au travers de la pluie stratiforme va
alimenter les masses froides constituant le courant du flux sortant de surface
(fig.I.1.15). La partie convective subit ainsi l'influence dynamique de la partie
stratiforme, qui vient, par le flux d'arrière renforcer la convergence à l'avant du
système en maintenant la zone de haute pression de surface [ZipseT, 1977; HOllze,
1977, 1989,1993; Redelsperger, 1992] (fig.I.1.16). Ainsi, la partie convective serait
beaucoup moins active sans l'action de la traînée stratiforme. Le processus de
développement de cellules convectives à l'avant du système est cependant de
nature intermittente. C'est ce qui rend possible le passage de l'air de faible 8e aux
masses froides de surface, durant la courte période où la cellule mature est
coupée de sa source chaude et avant le déclenchement d'une nouvelle poussée

---

- 20 -
\\
A
~
rnollOTl
8
~
(a)
(b)
FIG.J. 1. 13. Conceptual mode1 of a mid-Ievel horizontal cross-section
through (a) a approximately two-dimention squall fille, alld (h) a squall lille
with weil defined mesosc.:ale vortex ill the strati/arm regioll. III each case,
the midlevel storm-relative f/ow is superposed 011 the loIV level ref/ectivity.
The stippfillg illdicates regiolls of higher ref/ec.:til'ity. (J)'aprè;s Houze et al,
1989).
.0
c: "-'0-
u.J
cr:
)
: )
\\
U1
U1
UJ
cr:
~
FIG.l.I.I-I. Schematic cross sectioll through a Oc.:eallic sqllall /ille with
trailing stratijorm precipitation Ali f/ow are relative to the sqllall which is
moving from right 10 lefi· Circled 1I11mbers are Iypical \\'(fIlles of Se in K.
(D'après Zipser, 1977).

---

- 21 -
(0) 115 min
70
E
...:
-
3.5
(e 1 130 min
(d l 140 min
10.5
84
1 ( km 1
1 (kml
FIG.f.l.15. Time sequence from Ihe Iwo dimenlional simulalion sho'wing how one ofihe oscillaling-
cell devdoppemenls occurs. Shuwn is Ihe porlioll of Ihe compulalional domains; Ihe qe fidds is
displayed in conlOur inlervals of" K wich are shaJeJ Jifferenlial/y. (D'après Rolllnno el al, 1988).

---

- 22 -
ascendante [Rotillmo et al, 1988; HOllZe, 19931 (fig.L1S). Il se forme ainsi d'intenses
cell u les convectives associées à de forts mouvements ascendants et qui
correspondent à de très fortes réflectivités [ChOllg et al, 1987; Roux, 1988; HOllze,
1977] (fig.I.1.17). Il faut aussi noter la présence de mouvements descendants à
toutes les altitudes avec des amplitudes pouvant atteindre 5 mS- 1 [Houze, 1989;
Redelpsperger, 1992].Les champs de vitesse verticale observés et simulés
montrent que la zone de courants ascendants est dans une bande étroite à l'avant
du système dans la basse troposphère (premier· km), suivie d'une zone de
descente qui correspond à la zone de transition. Juste au dessus (2,8 km
d'altitude), les cellules sont déjà nettement constituées et décalées vers l'arrière
[Redelsperger et Lafore, 1988] (fig.1.1.18).
Une caractéristique essentielle de la partie convective est l'existence d'un
centre de basses pressions (L3, fig.I.1.12), situé juste à l'ascendance du flux vers
l'arrière. Ce minimum de perturbation de pression, retrouvé aussi bien dans les
mesures par avion et radar Doppler, que par les simulations, d'origine
hydrostatique, mais avec une composante dynamique [Ogura et Fowell, 1988], est
d'une importance capitale dans l'explication du flux d'arrière vers l'avant, et
donc dans la circulation interne du système (fig.1.1.19).
L'autre élément important dans le développement de la précipitation
stratiforme, c'est le flux du front vers l'arrière. Il permet, d'une part, de répandre
sur des distances de mésoéchelle les particules produits dans les cellules
convectives. Rutledge et Houze (1987 ) ont calculé le bilan de l'eau et trouvé que
sans l'advection d'hydrométéores des cellules convectives, presque aucune pluie
n'arriverait au sol dans la partie stratiforme. D'autre part, le flux du front vers
l'arrière convoie l'humidité pour le développement par déposition de vapeur
des particules de glace advectées.
I. 1. c. La partie stratiforme.

---

- 23 -
cloud ooundary
~
air ~~~~~~,~lillillllllf5IZ;?
dry
dry
cold pool
al(
boundary
~"rH+-H++J-+-W-W~~..g-l-+~++-t-a~---moisI
air
~
mol LOn
FIG./.1.16. COllceptllalizatioll of the cOllveelive pOrliOIl of the squaJJ /ille with
trai/illg stratifonn precipitatioll, wilh emphasis 011 flow of wa/er vapor alld oUI of the
storm. B represellls huoyallcy. (D'après FoweJJ. 1990).
14
Vertical
1
-
12 -
0,
Veloc1ty
·1
1 C.
'7 '\\J'
l
'
1""'-1
t
1
E
l
.1,
l
'
.::t:
10
l '
'
.
~
1
•
f-
,-'
I
8
0
' \\
W
6
. 1
I
, .
4
-
, ,
, ; 1
:,,',
~ . 4"", 1~'~
•..:."
-
... \\".
1
2
·-1
(
J
• "'"
1
1
-::J
1
• I-J"
•
\\
.'
' C":1 \\
'
(n)
,-
14
dB Z
12
~
/ '
10
E
/ '
.::t:
10
.~-
10
,-
:r:
15
~
8
0
1
)
0 r-
\\ ;
w
6
20
I
4
/:;:25
--=----------..
(1(\\
II.
•
J
'..\\' • ') c: (JO)
"'-
~)
1
2
~:'i"
.
i'
i .
J5
\\ f"-\\ J'i
1
._____ 1.
j
-.--J
(b)
60
~O
-20
0
·10
60
DIS TAN C E (km)
FIG.!. 1. 17. (a) Vertical velocities (in m~-J) derived by dual-Doppler radar analysis
for a represelltalive cross-section throllgh the cOllveC/ive region of the squaJJ /ille (b)
Radar reflectivity (dBZ) for the same cross-seC/ioll. (D'après HOllze. 191JlJ).

---

- 24 -
50
(a) IV
25
, .. ' " ~
..
'
·>..··-07··
• , '.'
O ' .- •••
, : \\ ,,~.
,
.,~~,>:
'1
-
_
•
'@.;.!.:-' .... :~"
O":"
\\'."
()
-;./:.:::,_ .. ,
,':' ~··u
.,
. ,"'-.J
E
o
.:L
20
40
60
80
50 , . - - - - - - - - r - - - - - - - : - - - - - . - - - - - - - - ,
(b) w
25
-)
1
i
_ _ _1
o
20
40
60
80
X (km)
, .. _1 {j,.u=
~,--
mV(l::.1
FIG,I.I.IB. Horizolltal cross sectioll of wind fields ill the
convective regioll of the three-dilllell/iollai simula/ion of
the squall lille wilh trailillg stra/iform precipita/ioll (a) 1-
km level. Positive (solid) alld Ilegative (dmhed) \\'ailles are
cVlJ/Vured respec/ively /rom 1.0 ms- J with illtenuls of 2.0
ms- J andfrom -0.5 ms- J with illteT\\'als of /.0 Im- J (h) 2.B-
km level. Positive (solid) alui Ilegalive (dashed) lulues are
cOlltoured respecliveiy fm", 2.0 ms- J wilh illlen'uis of .J. 0
ms- J and from -1.0 ms~J wilh illll!Tl'{lls' of 2.V ms- J
(D'après Redelsperger el Lafore, 1988).

---

- 25 -
9
6
3 . - -
150
300
pl (Po'ccl~l FOR FAST UNES (c > 7 ml,)
7
-4(1
0
''-''
\\ b
6
,
-&0,
'
,
\\
'-
\\
,
5
\\
, \\
\\
\\
\\
\\
E
-60-.....
\\
\\
J<:.
4
"
\\
\\
1
\\
\\
\\
\\
<""
\\
f-
-;00 -"'
\\
\\
\\
ç \\
l
l
, \\ \\ \\ 1
\\
c.:>
3
-
1
\\ \\ \\ \\
....
\\
LU
(
\\\\\\\\~
\\
l
1
\\ \\ \\ \\
....
\\
2
=~:\\\\\\ '
_~40~
0
oL-_---L_-l_ _-...L_.--L--.L-=.::..--'----'-~'-"--''----'
-48
-42
-~
-30
-24
-18
-[2
-6
0
6
km
28 MAr 1981
r- O.kG
Pl (Po)
..,..-.---=:~_....:.....----=--:....;...--....:....._----------------,
20
iO
60
a:J
100
120
1iO
160
100
20)
no
:2 ~O
2tXl
28-J
X(km)
flG./.I.19. Coupe verticale de la pression pour les LG: (a) simulée
(COP T-8 1). (b) observée par avions (GA 7'}.) et (c) déduite de mesure!>·
radars Doppler (COPT-8i). (D'après Caniaux et ai, 1992b; Lemone:
et ai, 1984 et Roux et Sun, 1990).

---

\\
- 26 -
On attribue à la partie stratiforme de 30 à 50% de toutes les précipitations
.'
gén~~ées par la LG [Hallu, 1977; ZipseT et al, 1981; Gmnacile et HOll:e, 1983; Lean},
1984J (fig.I.1.20). Cependant, sans l'ascendance de mésoéchelle, dont l'extension
horizontale dans la moyenne et haute troposphère de la traînée est d'environ 60
à 70 km de long [Tao et Simpson, 1989J, seulement 1/4 de la pluie stratiforme
arriverait au sol [Rutledge et House,
1987J (fig.I.1.2l). Dans la zone de transition,
du fait justement de l'absence de ce mouvement ascendant, la taille des particules
ne peut augmenter et elles s'évaporent partiellement, aussi, il lui correspond un
minimum de hauteur de pluie et de réfléctivité par observation radar (fig.!!.3).
Les vitesses verticales de l'ascendance de mésoéchelle sont de l'ordre de 0,5
ms-l, contre des vitesses de chute de l'ordre de 0.3 à 3 ms- 1 pour les particules
advectées, lesquelles sont alors suffisamment ralenties pour se développer par
d~position de vapeur, puis par agrégation (fig.I.1.22 et fig.!.1.23). Elles donnent de
fortes réfléctivités au niveau de la couche de fusion (isotherme aOC) et arrivent
au sol sous forme de pluie, le maximum de précipitation stratiforme coïncidant
bien à la zone de courant ascendant de mésoéchelle. Il lui correspond une zone
de subsidence, dont le sommet se trouve entre l'isotherme O°C et 2 km au dessus,
avec une couche de basses températures (1 à 10°C plus faibles) de 0.5 à 1 km
d'épaisseur. Elle permet d'expliquer, en partie, que l'air de faible 8e, transporté
par le courant de densité, soit froid. L'évaporation de la pluie stratiforme
contribue aussi en partie à ce refroidissement (fig.!. 1.23).
Ce flux d'arrière vers l'avant est généré par le système lui même. Il
apparaît en effet (fig.I.l.16), que le nuage stratiforme est plus épais juste derrière la
partie convective, et s'amincit vers l'arrière, la flotabilité diminuant de la même
manière~ L'air sera donc accéléré vers le front par la différence de perturbation de
pression qui, on l'a vu, présente un minimum dans la partie convective (Smull
et Hallze,1987; Rutledge, 1991; Redelsperger, 1992; HOl/ze, 1993] (fig.I.1.24).
Cependant, même s'il est le résultat d'un processus interne, l'intensité de ce
courant dépend de l'environnement selon Houze (1993). En effet, l'influx entrant

---

\\
- 27 -
20
c.
16
0-
:
CONVECTIVE \\
b
12
,
Z
<1
8-
cr
.;
SEPTEM8ER
FIG.l.l.20. 1'otal rain illlegrated over areas covered by squall fine and al/vif
porlions of the squall fine system. The data was obtaineJ three shipbome radars.
(D'après Houze, 1977).
-, ~ :
COI\\/(>(I'''41
- - - - -
::. '.1. li'," ,,".;,J0
FIG.l.l.21. Partides frajectories throllgh the stratiform regioll oj the
squall fine with trai/ing stratiform precipitatioll. l'rajectories were based
on fall ~peeds and air motions measured by doppfer radar. (D'après
Biggerstaff et HOllze, 1991a).

---

- 28 -
E
X(km)
a.
E
X(km)
@
.x
.x
~
N
N
QC
12
12
8
8
4
4
0
150
200
250
300
100
150
200
250
30C
E
b
E
e
.x
.x
~
N
-N·
Q(
12
12
8
8
4
4
150
200
30C
12
12
8
8
4
4
o
OL.-_~-'-.l-L..~....e-'="':"--'--'--'----'-'-'--.:::~L..-_ _-'
100
1 50
200
2~r\\
300
100
150
200
250
30r
FIG.l.l. 22. Coupes ver/icales des champs d'hydromé/éores d'une LG simulée. (a) eau liquide nuageuse,
(b) cris/aux de glace, (c) agréga/s, (d) grésil, (e) eau liquide précipiJan/e e/ (f) vi/esse de chu/e.
(D'après Caniaux e/ al, 1992a).

---

- 29 -
Er-----.---------,----.,..---~~
./-r----,.------,,....------r---
::s
cx:>f'.1Vt:CTNE PART
STRATFŒtM PART
N
SJ..()fma lion
'
10
......
\\~
.
1~) aggegabXl
1 1
1
1.....~ deposilion
L' (
J 1\\.
5 cloud evap0( alion .-) {
--.
"..('
.
/ .
'. acaetion
.~
\\
1
r<W1
/
\\
~
~
\\
~tio?'
\\
......
rai1 evapcll<l tiç,n
f-
{
/
o
,
o
!
"-.
-.5
.5
1 .
-.8
I,
--.-:1~---:;0;----~---:2~----l
(10-6 S_1 )
.1
(10- 6 s-1)
FIG. 1. 1. 23. Taux de produclion de différenls processus physiques simulés pour les parlies conveclive
el straliforme. (D'après Caniaux el al. 1992a).
F1G.l. 1.24. Schema of Ihe re/alion between buoYGllLY (B) of Ihe lrai/ing slraliform
cloud and Ihe pressure perlurbation fields (*p). The difference between Ihe pres!mre
perlurbation al Ihe back (*pJ and Ihe leading porlion (*p) is indicaled by Dp
(D'après Lafore el Moncrieff. 1989).

---

- 30 -
de l'arrière augmente la force du courant de densité. Cette partie arrière est
caractérisée par un réchauffement, dû aux subsidences sèches existant durant la
formation de la ligne de grain [Redelsperger, 1992], ou résultant de la descente
non saturée de l'arrière [Hmniltoll et jOJzIlSOIl, 1988], et dont la trace au sol est la
basse pression de traînée (LI, fig.12) (fig.I.1.25).
1. 2. Météorologie et climatologie des précipitations au Sénégal
Les lignes de grains contribuent pour 80% à la pluviométrie au Sénégal, et
pour le reste, la pluie est d'origine convective locale. De manière générale
l'hivernage est intimement liée à la position de la ZCIT qui atteint dans sa
remontée le Sud du Sénégal. Ceci explique, en partie, la division du Sénégal en
deux zones climatiques, avec au Sud un climat "guinéen" de plus de 5 mois de
1
saison des pluies effective, et au Nord du 14e degré de latitude nord, un climat
sahélien (- de 500 mm par an) (fig.I.2.1 et 2). La zone "guinéenne" est le plus
1
souvent concernée par les lignes de grain
qui prennent naissance à l'Est et
suivent, en général, une trajectoire nord-est, sud-ouest. Elle bénéficie en plus des
1
perturbations d'origine orographique (Montagnes du Fouta Djalon), lorsque les
1
vents sont du Sud, et qui présentent parfois une véritable structure de ligne de
grains (voir fig.I.1.11).
1
La convection locale, d'échelle spatiale limitée, se produit plus fréquemment sur
le continent, mais aussi sur l'océan, en zone côtière. Elle résulte, dans ce dernier
1
cas, le plus souvent, de l'existence d'un vortex qui a tendance à ramener sur le
1
continent les nuages réalimentés en humidité par leur passage au dessus de
l'océan (fig.I.2.3 et 4). Elle est à l'origine d'intenses précipitations.
1
1
1
1
1

---

- 31 -
.
'0
C
9
é 9 _REAR _...;:::~
0-
6
~ 6
o
.g )
~ 0 ~r-r-r~::;::;::;:;:;~~FFr~~+:#~~:,.)
(a)
---=-)OO~-----------::2-::!-6-=-o- - - - - -
DISTANCE BEHIIID CONvECTivE llNE
l'ml
100 km
(b)
FIG.l. 1.25. Schemalic view of Ihe process prodllcing Ihe
wake low al the rear o} Ihe squall /ine. (a) Vertical cross
seclion Ihrough wake low. (b) Plan view of surface
pressure and wind fields and precipilalion dislribulion
during mallire slage. Winds in (a) are syslem re/alive,
wilh dashed fine denoling zero reialive wind. Arrows
indicale slreamfines, not Irjectories, wilh Ihose in (b)
represellling gri:mluJ relaliv wind. Nole thal horizonlai
scales are differenl in Ihe Iwo schemalics. (D'après
Johnson el Hami/lon, 1988).

---

- 32 -
-------- --- -- ---------::·;;--~-----;---,I
i
/ .
-
/
1
1
/
_-or
1
/
i
1
!
Ln" 'J' l '.'J1.
FIG.l.2. J. Moyenne des hauteurs de pluies au Sénégal de J960 à J990.
Suivant la remontée de la ZCIT, le cumul annuel décroit du Sud au Nord.
17.00 . - - - - - - - - - - , - - . . - - - - - - - - - - - , - - - -
1
16. J8
-
15.75
15.13
-
1
, ,
'0
-l,J.88
12.63
12.00
1
L - L - L .
-17.50
-16.69
-16.00
-16.e6
-H.25
-13.-14
-12.63
-11.81
-11.00
1_ CI r· ':1 1. f, U cl ç.
FIG.!.2.2. Moyenne de.'i cumuls de piuies de J850 à J990. Les isohyétes sont
quasi identiques à cel/es de la figure 1.2. J., ainsi que cel/es de /'hivemage
J993 (non repréf!f:lltée).

---

- 33 -
G
16
- ...,~-
lf:
32
.-~Z~ ~~
ci
18= [yl
1\\.,.
h~;; B€'
~
sàfj %
'.::J
'1(. ~ 112
~2:..:,
112
Et!
128
1.11
,Hot ~; î.ha
168~1?6
1?6~ 1lJ2
_·1=J2~Z0"3
J-'; Z~8 ~L~Z4
/,,;
22'1 iïZ4e
il
;-:'113
Z56
1""·
(.
!.....~
.~
~~"'-~'-""",,~"
-
;
'.
. /'"
,
- ~-i
It ~:
- \\
--;-
--)'-.
"-!
_~- ................. ..A...-J"
180
16
32
3r:~ il:l
"Hl= 0"1
G1! !lt3
FIe! %
96~11Z
111-
128
l?H
111
IH ~"1oe
l&O~l76
1~'b=1'3Z
_.1')2:200
...... i
~
J
- :"ll!:!;::Ui
/"..;
2211210
f
;:4(1
7.56
,....
'1
",-ri~
)-"--1"' iv'-;,
t. \\<'
-....r-
~
'{'-
/~
-, -
~L
.- l'
•"'.;
FIG.!. 2. J. Image IR salellilaire de la pillie €le mOIl.üml dll {)J Seplemhre à
12h. Les nuages pris dnns le \\'Orla sont encore à l'uuesl dll Sénegal.
FIG. 1. 2. -1. SlIr l'image IR de 17/1 la perlurbalion s'esl déplm.:ée J'ouesl en
est el la cOIl\\'erlure nuageuse !flIr le conlinenl esl plus importanle.

---

- 34 -
CHAPITRE II
EPSAT-SÉNÉGAL ET LES MOYENS UTILISÉS
Le projet EPSAT (Év~!~a~~?_n des Pluies par SATellite) s'inscrit dans les
préoccupations de la communauté scientifique internationale d'approfondir les
connaissances sur la météorologie tropicale. En effet, cette dernière est
indispensable pour la compréhension des transferts qui s'opèrent de ces zones
vers les zones tempérées et, de manière plus globale, des mécanismes de la
circulation générale. Le projet se propose de contribuer à l'amélioration de
l'estimation des précipitations, qui restent un facteur aussi vital pour ces régions
que variable, à partir des moyens de télédétection. Ces derniers offrent la
possibilité d'un suivi quasi continu, et à l'échelle synoptique, des perturbations à
l'origine des précipitations. Le site d'EPSAT-Sénégal, qui se trouve être la zone
côtière, permet l'étude du comportement des nuages précipitants à l'interface
terre-océan. EPSAT dispose à cet effet du radar de
bande C de l'ASECNA, de
quelques pluviomètres de type OEDIPE, du réseau de pluviomètres de la
météorologie nationale et des images METEOSAT
de l'UTIS. Il bénéficie du
concours des organismes de recherche locaux (L.P.A. et Département de
Géographie de l'UCAD, Météorologie nationale, ASECNA, UTIS, ORSTOM-
Dakar) et français (LA, LMD, ORSTOM-Lannion). Il est fait ci-dessous une
f·
présentation sommaire du site et des moyens utilisés.
11.1. Le domaine d'étude
La zone d'étude, le Sénégal, est plutôt plat, avec des altitudes maximums
de 396 m (fig.I1.1.1.) au sud-est, et plus de 500 km de côte et deux zones
climatiques distinctes (voir chapitre précédent). La météorologie nationale
dispose d'un réseau de pluviomètres fonctionnels, dont 17 stations synoptiques,

---

1
- 35 -
1
Dakar
.::: ",-,', ",-:.".: •...::
:::::::::,.,.::.,".
-:.::.-
,'::::::..
, '
, '
,::>:
....... _. w.
"
"
"
""
"
"
"""
;,,;;;..,
"", \\
, ,
, ,
....
, ,
, ,..
...'.
. .-
_-.-
-
". -':".
..
'
:.":::::::. '::':~::::::: :-:.-,:.:'.
l' }UII. 1. 1. ('orle cll/ Sé//tlKal a1'I.'C Il.'s s/o/io//s ,'y//ojJ/iljl/l.'s
cil.' III JIlé/éoJ'()loKil.' //a/;o//all.'(carrés IJleillsj et les si/I.'s clt!S
{J/III'Ù)}{l'UjJ!Jes cIl/ ré.\\l!ol/ j'YSA} (carn's l'ides). (iros ploll
sllr/a =0//1.' d'é/lIi11.' (nI/'/(' d" hw).

---

- 36 -
qui permettent d'accéder à la hauteur de pluie journalière sur la quasi totalité du
site.
11.2. Le pluviographe OEDIPE
.
qn
u!ilise des pluviographes Oedipe qui
comportent
chacun un
~ c:.·.... ~....}:Ci.1..'\\
/ ·t·,_,.
/.-..
p~i6mèt.re à auget basculeur connecté à une centrale d'enregistrement. Le
basculement est provoqué à 20 cc (0.5 mm) et l'information stockée sur une
cartouche mémoire statique amovible constituée de 8 mémoires non volatiles
effaçables électriquement. On peut remonter au moment du basculement grâce à
la base de temps dont est équipée la centrale. La base de temps est initialisée à 0
lors de sa mise en marche (notée par l'opérateur). Les basculements sont datés par
rapport à cet instant et il est ainsi possible de reconstituer avec une grande
précision le déroulement d'un événement pluvieux de moyenne intensité. Il
offre surtout la possibilité d'intégrer à posteriori, et au pas de temps désiré, pour
constituer des bases de données de cumuls pluviométriques comparables à
l'information radar instantanée lorsque l'intensité de la précipitation n'est pas
trop faible.
II.3. Le radar de YOFF
Le radar de Dakar- Yoff est de marque GEMATRONIC, non cohérent, de
bande C (1.= 5 cm), avec une antenne parabolique de 2.5 m, correspondant à une
largeur de faisceau 1.6°, avec une polarisation verticale. Il émet à 250 Hz, des
impulsions de 3 !lS, une puissance crête de 250 kW et est sensible à -30 dBZ à 1
km. Il est couplé à un système
de numérisation des données (SASSANDRA),
réalisée par le Laboratoire d'Aérologie (L.A.), et qui permet l'affichage en temps
réel sur micro-ordinateur et la sauvegarde automatique.') sur streamer de ces
1 :
.'
.
L ~ •. :
,~
l'.t. ~L/ '1"~'-
. .
(,...)'---
.
r

---

-
37 -
données. Le schéma de principe de la chaine d'acquisition est reproduit sur la
fig.II.3.1.
Le signal est rendu sous forme de données codées par radiale sur 512 portes de
largeur variable selon la portée choisie (250 m, 500 m, 750 m), chaque
enregistrement
comprenant
:
une
entête
contenant
les
paramètres
d'enregistrement (site, azimut, longueur des données, etc.. ), les données, c'est à
dire la valeur du signal supérieur à un certain seuil et un flag de fin
. . '
~ - ~ -
Données Radar
AnAlogiques
RADAR
(~_
~)'I:::===========.::j /11I/1II1UllllilI/
lMPIUMAmli
/~~~~\\\\
CALCULATEUR
- --------_ .. _-------- - - - - -
FIG.1J.3. Schéma de principe de la chaine d'acquisition, radar-Sanaga-
calcula/eur, il/s/allé à Yoif.
lIA. La station PDUS de l'UTIS.
Les images semi-horaires pré-traitées du satellite géostationnaire Météosat,
dans les canaux infrarouge, visible et vapeur d'eau, sont disponibles grâce à la
station de réception PDUS de l'UTIS sous les formats Afrique et Agrhymet.

---

- 38 -
CHAPITR E III
LE RADAR
Les satellites géostationnaires offrent une bonne résolution temporelle
(semi-horaire pour méteosat) et spatiale pour le suivi à l'échelle synoptique des
phénomènes météorologiques, cependant la microphysique des nuages leur est
inaccessible. En effet, l'information IR est relative à la température du sommet
des nuages et non directement au contenu en eau ou à la hauteur de pluie [Jobart
et Desbois, 1991]. Les satellites micro-ondes ont cette capacité de pénétrer les
nuages et de sonder directement les précipitations [Fenaro et al, 1991; DOl1ahue et
al, 1992; Grody, 1991], mais leur résolution temporelle, comme spatiale est trop
faible.
Le radar permet l'exploration en volume de l'atmosphère, avec une bonne
résolution spatiale ( -1 km 2) et une bonne continuité dans le temps. Les
phénomènes convectifs de mésoéchelle étant trop petits pour être suivis par les
réseaux synoptiques de surface et trop larges pour être facilement observés à
l'échelle locale, seul le radar associe un suivi des précipitations avec une
couverture de mésoéchelle et une résolution à l'échelle convective [Ho uze, 1993].
Aussi, il sera" l'instrument d'observation dans cette étude des lignes de grains,
d'autant plus que la position géographique en zone côtière limite les possibilités
de mesures de surface.
IlL}. Le principe de la mesure.
Le radar conventionnel émet dans l'atmosphère, à intervalle régulier et à
des fréquences élevées, de puissantes et brèves
impulsions
d'énergie
électromagnétiques (jusqu'à quelques Mw). Ce signal est rétrodiffusé en partie par
les cibles hétérogènes contenus dans le faisceau et le signal retour informe sur

---

· - 39 -
leurs propriétés et leur distance. La portée ou distance maximum d'observation
non ambiguë est déterminée par l'intervalle de temps séparant deux impulsions
successives Te [Sallvageot, 1992].
Cie
Tmax = -
(III.1.1)
2
Lorsque le radar ne mesure que la réflectivité et la distance, l'information de
phase n'étant pas conservée, il est dit non cohérent (fig.III.1.1).
Le signal rétrodiffusé n'est cependant détecté que s'il est supérieur à un seuil
minimum correspondant au bruit blanc, dû aux électrons thermiques à l'entrée
du récepteur. La puissance moyenne de ce bruit peut s'exprimer sous la forme:
Ne = kTBn
(IlI.1.2)
avec:
k constante de Bolzman
T température en K
En largeur de bande
Le signal minimum détectable est alors
S min = kToBnFn(~)
(III.1.3)
No min
(50/ NO)min signal sur bruit minimum à la sortie du récepteur.
Fn facteur de bruit, caractéristique de la qualité du récepteur, il indique toute les
causes de dégradation du signal liées à ce dernier.

---

- 40 -
( -NSee)
To + Te
F'l =
=
(111.1.4)
To
(~oJ
Sel Ne rapport signal sur bruit à l'entrée du récepteur
Te température équivalente à l'entrée
TO température fixée à 290 K
Mesures de réflectivité
Volume de résolution de l'impulsion
C'est le volume contenant les particules, dont l'énergie rétrodiffusée est
reçue au même instant, l'intensité instantanée du signal étant la somme des
signaux élémentaires (ces cibles sont dans un rayon compris entre r et r + h/2)
Cfig.III.1.2). Elle dépend de l'ouverture du faisceau, de la durée de l'impulsion
transmise et de la distance selon la relation:
Jl7 B 0<1>0 CT:
v=---
(IlI.1.5)
4
2
h/2= Ct/2résolution radiale, profondeur de résolution
80,<1>0, ouverture du faisceau
Facteur de réflectivité
En faisant l'hypothèse d'un rayonnement isotropique de la pUIssance reçue par
la cible, laquelle est caractérisée par une section efficace de rétro diffusion a, on

---

- 41 -
/
.
.. /
. .
Jo
1radar dopplet)
CO~(tHATIlJR
FIG. lI!. 1. 1. Schéma fOllctionnel simplifié d'un radar nOIl
cohérent (sans la mémoire de phase), 0/1 Doppler (cohérent).
OISlonce-
toLJiùtr
0 ' 0
l,
.,I/,T
10 , t,'
'''"1PS
~ liCullr'1Ct du lad~l( J
FIG. 11/.1.2. Principe de fonctionnement d" radar à impulsions,
applù/ué au sondage en volume. (D'après S(lI!vageot. 1992).

---

- 42 -
obtient une puissance moyenne de l'écho, collecté
par j'antenne d'ouverture
efficace Ae , de la forme:
(1lI.1.6)
avec:
Pt puissance transmise
A e ouverture efficace de l'antenne
1 longueur d'onde du radar
Lr affaiblissement du à la largeur finie de la bande passante
a définie comme une surface interceptant une quantité de pUIssance incidente
égale à celle qui rayonnée isotropiquement, correspond à la puissance effective
rétrodiffusée vers le radar [Sauvageot, 1992]
L2-a tténuation du signal
Cette atténuation résulte de l'affaiblissement du signal lorsqu'il traverse un
milieu diffusant (comme la pluie), la perte d'énergie d5, en fonction de la
distance parcourue dr dans le milieu étant alors donnée par l'expression:
d5 = -a' 5 dr
(IIL1.?)
avec a'- coefficient d'atténuation par unité de longueur.
L'atténuation peut donc s'écrire, pour une cible à la distance r:
,
-Zfa'dr
L2 = P / Po = e 0
(lII.1.8)
A la longueur d'onde du radar de Dakar, cette atténuation est importante, et nous
en tiendrons compte.

---

Lorsqu'un grand nombre de cibles ponctuelles est présent dans le volume de
résolution, la section efficace est égale à la l ai. On définit la réflectivité radar YJ
comme la section efficace moyenne par unité de volume.
YJ = l ai / V
(111.1.9)
YJ en [m 2.m-3] =[m-1]
l'équation (111.1.6) prend alors la forme
(IIl.l.I0)
ou encore
(IIl.l.I0a)
où C2 est une constante.
Cette équation est obtenue avec l'hypothèse que le volume de résolution est
totalement et de manière homogène occupée par les particules individuelles
diffusan tes.
Pour une cible sphérique de diamètre D, petit par rapport à la longueur d'onde du
radar, nous nous trouvons dans les conditions de la diffusion de Rayleigh (a =
n.D / À faible), pour laquelle
(III.l.ll)
où 1K 12 est une fonction de l'indice complexe de réfraction de la substance dont
le diffuseur est composé

---

- 44 -
m 2 -1
K = - - -
011.1.12)
m 2 + 2
avec m = [1/2
[-constante diélectrique du matériau par rapport au vide.
A partir de l'équation (111.1.11), on peut exprimer)l sous la forme:
(II 1. 1.13)
11 sera donc proportionnel à IDi6 qui est le facteur de réflectivité radar notée Z.
DIIIU
Z = fN(D)D6dD
(111.1.14)
DlJli.
avec N(D)dD-nombre de particules de dimensions comprises entre D et D+dD
(distribution des particules en fonction du diamètre).
En fait, le facteur de réflectivité est aussi une caractéristique moyenne des
particules dans un volume de résolution, aussi
(Il1.1.15)
Z en [m6.m-3] ou [mrn6.mm-3], eu égard à la taille des diffuseurs. Usuellement,
Z est cependant, compte tenu de la grande dynamique, exprimé en dBZ par la
relation :
Z [dBZ] = 10 LoglOCZ)[mm6.mrn-3]
(1lI.1.16)
Lorsque nous ne sommes pas dans les conditions de la diffusion de Rayleigh, les
diffuseurs étant quelconques,
pouvant être composés de glace, de liquide, de

---

- 4S -
glace en fusion, etc.., on caractérise le volume diffusant par le facteur de
réflectivité équivalent Ze, qui est la valeur que prendrait le facteur de réflectivité
si la puissance réfléchie l'était par une population de particules sphériques
composées d'eau liquide.
(ilL1.1?)
0.93 étant la valeur de 1K 12 pour l'eau.
111.2. Relation entre réflectivité radar et intensité de pluie
L'une des applications les plus courantes du radar météorologique est
l'estimation des précipitations, qui reste l'une des variables atmosphériques les
plus difficiles à mesurer [Simpson et al, 1988]. Le fondement physique d'une
relation quantitative entre la précipitation (ou le contenu en eau) dans l'air et
l'intensité de l'écho radar reçu, réside dans le fait que la réflectivité radar est
exprimée en fonction de la distribution des tailles des particules (équation
III.1.14). Cette distribution des tailles détermine aussi la hauteur de pluie (ou
l'intensité de la précipitation, qui n'en est que l'expression par unité de temps et
de surface) selon la relation:
Jr
Dmu
.
R= -p fN(D)D3[v(D)- w]dD
(IIL2.1)
6
D~;.
avec:
p masse spécifique des particules,
N(D) concentration dans le volume unité entre D et D+dD,
v(D) vitesse limite de chute des particules de diamètre D,
w composante verticale de la vitesse de l'air.

---

- 46 -
On peut ainsi, à partir des équations (Il1.1.14) et 011.2.1) obtenir une relation entre
les grandeurs Z et R de la forme:
Z=aRb
(1lI.2.2)
a et b sont des coefficients, pouvant être déterminés en construisant une simple
régression Log(Z)-Log(R).
111.3. L'étalonnage des réflectivités radar
L'estimation de la pluie par radar, nécessite la conversion de la réfléctivité radar
mesurée (Z) en intensité de pluie (R), ce qui rend indispensable d'une part
l'étalonnage du radar, et d'autre part le choix de la relation Z-R, un bon
étalonnage permettant de corriger les coefficients de la relation Z-R.
III.3. 1. L'étalonnage climatique
L'étalonnage climatique est basé sur le concept suivant: si 2 variables aléatoires (Z
et R) sont
liées fonctionnellement, la transformation correcte de l'une en l'autre
prod uit des densités de probabilité égales p(Z)dZ et p(R)dR; aussi peut-on écrire:
z
R
JP( Z)dZ =f P( R)dR
(III.3.1)
o
0
Une distribution lognormale est choisie car elle donne une bonne approximation
des statistiques de R et de Z [Houze et Cheng, 1977; Lapez, 1976; Kedem et al, 1990].
Les données radar de l'hivernage 1993 au Sénégal sont utilisées pour calculer les
probabilités de p(Z). En fait le choix d'un seul échantillon représentatif de la
population est suffisant. La distribution de R est par contre reconstruite à partir

---

- 47 -
de mR et OR 2 obtenus dans 3 pays de la zone sahélienne (Niamey,
Abidjan,
Boyolé) par plusieurs années de mesure avec un disdron1..-étre.
En posant Y = ln (X), la fonction de densité lognormale prend la forme suivante:
1
. r 1 rln R - III r f l
P( R, III
(III.3.2)
y , GY) =
~
ex Pl- -l
J J
"",,2n Ray
:2
GY
La relation (1) peut donc s'écrire:
InZ
IDR
f P( Z)dZ =f P( R)dR
(1l1.3.3)
o
0
La comparaison Z-R est effectuée sous l'hypothèse que le radar détecte le même
seuil de pluie que les pluviomètres, ce qui n'est pas le cas, R a été mesurée à
l'aide d'un disdrométre sensible à des intensités de pluie de 0,01 mm/ h alors que
le radar n'est
pas sensible bien en dessous de 0,1 mm/ h. Les faibles intensités
sont donc absentes de la distribution de Z et par conséquent mZ et oz2 sont
déplacées. La représentation de la courbe cumulative de F(Z) sur du papier
gausso-logarithmique donne une portion de la droite qu'on peut prolonger pour
compléter la distribution de Z pour les faibles valeurs (droite de Henri).
La relation Z-R est obtenue à partir de la régression 101og(Z)-101og(R) pour les
paires choisies telles que:
C(Ri, m) = C(Zi' m)
(III.3.4)
avec
Xi
fx m P(X)dX
CCXi, m) = 100 ~
[ % ]
(llI.3.5)
Ixmp(X)dX
o

---

pour i = 10,20, ..,90 %.
CCXi, m) est la contribution en pourcentage de toutes les observations inférieures
à Xi pour le me moment de la distribution de X (fig.IlL3.1, 2 et 3) [Atlils et al, 1990].
La relation Z-R obtenue est:
Z = 49 R1.99
(I1I.3.6)
La figure III.3.4 montre que les relations obtenues par ma même
méthode
semblent être fonction de la distance.
Contrairement au schéma d'ajustement par les pluviomètres [Hudlow et al ,
1979; Wilsoll et Bralldes, 1979; Collier, 1986 et Al/still, 1987] dans lesquelles les
moyennes de pluie, ou totaux estimés du radar sont corrélés aux cumuls des
pluies recueillies par des pluviomètres (voir section suivante), la présente
méthode donne une relation Z-R qui force la réflectivité à suivre la fonction de
densité de probabilité de R. La relation n'est donc utilisable que pour les aires
pour lesquelles elle est climatologiquement représentative. Mais, la comparaison
des probabilités de R et Ze ne produit en aucun cas un étalonnage absolu pour
une application hydrologique du radar. Elle n'optimise pas la mesure de hauteur
de pluie individuelle mais produit une bonne estimation des cumuls de pluies
[Calheiros
et
Zawadzki, 1987]. Du
reste,
Hi tschfeld
et
Borden
(1954)
recommandent d'étalonner le radar utilisé pour des mesures de précipitation
avec des
pluviom-étres, attribuant une spécification de
distribution des
précipitations au radar et l'amplitude de ces précipitations aux pluviométres.
III.3. 2. La méthode des pl uviomètres
On calcule le facteur d'étalonnage FC tel que:

---

1,2
1,0
0,8
.....
0,6
Cl'
.....
L..
0,4 -
0,2
0,0
- 3
-2
- 1
0
2
3
Log(R)
1,2
1,0
0,8
.....
N
0,6
.....
L..
0,4
0,2
0,0
a
2
4
6
8
la
12
14
Log(Z)
11
la
[')
9
0
8
[')
.....
N
.....
0
...
0
...
7
0
6
5
[')
4
0
2
3
Log(R)
r,,, ", .., 1 .., _ Jo ., ,..., ~ _ • __ 1.. _~. _ _.
J __ ... : _.• ..
J _
n /, \\ _.1 _

---

a
la ......--------------~~ ..~
- 1
.~ la
E
E
········14.7-39.9 km
-
-·_·39.9-90.3km
----90.3-115.5 km
- - iI5.5-157.5 km
o
la +-------r-------r----r--------j
20
30
40
50
60
dBZ
FIG. III. 3.-/. Re/aliolls Z-R pour la période 0600-2-/00 Il ohlellues
par la même mélhode (fig. III 3. 3) au Brésil. (D'aprés Calheiros el
Zawadzki).

---

- 51 -
4
2: Riphmo
FC = -,-i~....:..\\_ _
(TIl.3.?)
2: Rrra{fr.,
i -\\
i désigne les sites d'étalonnage que sont Ngoudiane, Pambal, Thies et Kawsara.
En faisant l'hypothèse (vérifiée) d'un événement pluvieux par jour:
-Ri pluvio est le cumul journalier à la station i
-Ri radar est obtenue par l'équation
Ri radar= Ri inst tlt
(IlI.3.8)
-Riinst est l'intensité donnée par la conversion de Z au dessus du site et tl t
l'intervalle entre mesure radar i et i+1.
FC n'est calculée que si la pluie est mesurée sur 3 sites au mOInS, avec une
hauteur de pluie cumulée minimum de 15 mm. La station de Kawsara a été
éliminée à caùse des erreurs systématiques qu'elle présentait.
Connaissant FC, on peut écrire:
RVfai
F C = - -
(III.3.9)
Rmt!suré
on obtient alors
IOlog(Rvrai) =IOlog(FC)~IOlog(Rmesllré)
(IlL3.10)
et on en déduit
Zvrai = Zmesur.{ dBZ) + lOb log ( FC)
(IIL3.11)

---

- 52 -
Cinq événements pluvieux ont satisfaits aux conditions indiquées plus haut, les
coefficients FC calculés sont les suivants:
11-12 Août
12-13 Août
26 Août
29 Août
03 Sept.
FC
1.44
0.51
0.72
0.58
0.65
Quatre de ces événements sont des lignes de grains, alors que la perturbation du
03 Septembre concerne une convection locale avec, cependant, une bonne part de
nuage stratiforme.(fig.I.l.2.3 et 4)
La concordance entre estimation radar et de surface de la pluie généralement
décroît avec l'augmentation de la distance du radar [Wilson, 1976; Brandes et
Sirnzann, 1976]. L'augmentation du volume de résolution du radar, ainsi que
celle de la hauteur du faisceau au dessus du pluviomètre sur des distances
éloignées offre une forte probabilité pour que la précipitation en hauteur soit
différente de celle qui arrive au sol, à cause de l'évaporation et des mouvements
verticaux de l'air (Sallvageot, 1992]. S'y ajoute que la taille des cellules
convectives, 1.5 à 3 km de diamètre dans les lignes de grain [Tenorio et al, 1994],
confirme le caractère très local des précipitations intenses.
De plus, avec un volume d'échantillonnage plus large du radar, il devient peu
vraisemblable que le faisceau soit uniformément rempli par la précipitation, ce
qui est source d'erreur [Rosenfeld et al, 1993]. Enfin, la présence de la bande
brillante dans la zone stratiforme, accroît l'erreur.
Il Y a donc une conjonction entre l'échantillonnage
et
l'erreur
instrumentale (pluviomètre et radar) et l'erreur associée au choix de la relation
Z-R pour réduire la concordance entre données des pluviomè!.!_e~et du radar.
Cette concordance est cependant satisfaisante pour les jours étudiés (fig.IIl.3.5 ).
IlIA. L'équation radar

---

- 53 -
X
évoJullon L1e-s lnten~ÎIé's de çluie
o ~volulion des fJ.Cle-uf'1 de ~nf'('li ...;(é rJdar
Surion de
l,'
SLJllon de NiQuniliane
~.. mbal
.,
',0
A
',0
li
.. o.
H
~
ê
ê
0l:J
0
0.5
0,'
'"..
"
'"..
,...J 0.4
O'
0'
\\. ~
',0 •
'00
lemps(mln)
7<D
)00
lmu.-19.)(l')()mrr06.1crLJ
l'C
R1rIu..)I,Jlf'l'l\\lb
r.ec
Zm.z:w;.J9IHOOmm.lm)
ft
R..tnz,,·IIJ,6nun/b
ltpw cs. p~ du li lU U IDICJI l''J doe lib. 4h T.U
l1In~ d~ Jn.1nt du Il .., Il aoùt I9'9J d~ 11 b .. <4b T.U
S~lion de Ngoundiane
Sl>lion d. P'ambaJ
','
',7
1,0
'.0
0,_
o.
~
~
e
E
(;
5
c
0,'
c
0,'
'"..
'"..
N
0,'
0,'
0,'
0,1
0,0
0,0
0
'00
2'tD temps( min) 3CO
'00
0
100
'00
IVe<
Z""'-611561 avt>6ImJ
et
Il,,,,,-I,1lNDl''
""e<
Zmz<-Jal JOI mm6flDJ
et
R=n-ll,J lDmlb
I~oe de ,nlnl du Il .... 1J ><>lI 199 J d, lOb 1 1h JO T,U
lline delnlnldu 16 .... 111OÙ1 I99J de 19b. Jb T,U
S~lion de Ngoundiane
Sldtion de l'am bal
u
U
1.0
1,0
o.
.; 0,'
.;
~
e
5
0,_
a
..
a 0,'
..
""..
..
N
0,_
0,'
0.7
0,7
0,0
0,0
0
'00
700 'emp5(minl '00
'00
0
'00
lN lemps( min) 3œ
'00
""e<
Zmz<-JlI191 mm6fmJ"
lltnb-II lDmlh
""e<
ùu,,-19J6lJ ovn6fmJ
..
Rmz><- Il.1 mmIb
plaie d~ D'lOUDOO du Jal" )o(p~mbrt I9'9J d~ t 7b.l OOb T.U
plJ~ d~ mo~.nson du J ,JIJ .. )emptemlln! l'J'IJ de: ITb a Wh T.U
SI. lion de I:.;Iwsan
S'.lion d. Thie.
u
1.7
',0
'.0
. ; 0,_
e
.; o.'
e
li
0
CI o.a
..
a
0,'
"
~
..
NO.'
0,'
0.7
0.7
0,0
0,0
0
.00
0
.00
'00
._, ••h . " __ 1_."
,.. .. 1
1
,.,
, r-.
Mft_lII ..h' t.
'_I.fI
_.1_
__ .- .. 1
4'"
"
,. ••• ,
,..".~
l
oYe<
Zrnu-J91Jll aun6llnJ
"
1llIuol- Il,1 mm!b
r..r«
Zm:u-16S!11 nun6.1m)
'"
1lmaJt- 42J mmlb
pul~ d~ l:I\\OU~ft du]"" 4 w-mpu'G"brt' 199} dot: 1lb" OOh T.U
p~l~ d~ m<NDOD du) .., 4 M'pembrc 19'9J de 1 lb. OOh T.U
FIG. 11/. 3.5. I~"'ollltioll des illteJIsités de pll/ies R ell nlm/r' et des facteurs de réflectivités Z en
mm6nm,-3 pour les statiolls d'étalVlmage (Pombal, Ngol/dialle, Km.'.mra et 77Jies) pOlir les
';"/""""t")lJ/p ''''''''l'''V ,1"
"_, 1
,..,., '1 " ! 11:
")7
,f ".. ";,
,01
( ) ']
V .. ., .... t...

---

- 54 -
A partir de l'équation (II1.3.11), et en supposant l'atténuation par la pluie,
fonction de son intensité de la forme a = aR~ (a et ~, coefficients empiriques), on
peut écrire Zmesuré, sous la forme:
Zmesllré = 10 log (Z) + 20 log (r) + 10 log (L2 ) -
S
(III.4.1)
avec la correction itérative de Z pour l'atténuation due à la précipitation.
Dans cette equation, S est la sensibilité du radar,
20log(r)- correction d'atténuation due à la distance et
Z = nih, où ni est le nombre de pas de chaîne.
En fait, le signal est intégré et moyenné sur 64 tirs, ensuite il est codé en pas de
chaîne de 0 à 255 de manière à ce que:
256h = 85 dB , soit h = 0.33 dB
(III.4.2)
h est le pas de cette conversion et il influe sur les coefficients de la relation Z-R
car si :
Z=nh
(III.4.3)
et d'après (III.1.16)
(IlI.4.4)
avec
z[
6
mm mm-3 J= ait
(1lI.2.2)

---

- 55 -
on peut alors écrire:
10 log(Z)[ mm 6 mm-3 ] = 10 logea) + 10 loge R) = nh
(l1I.4.5)
n = 10Iog(a) + lOb 10 eR)
0
(III.4.6)
h
h O .
Aussi, en modifiant h, le pas de convertisseur, on change les coefficients de la
relation Z-R.
Nous avons utilisé dans cette étude, la relation:
Z = 364 R1.36
(III.4.7)
obtenue à Boyolé (zone sahélienne).
Les coefficients a et b dépendent en fait de la nature et des caractéristiques
granulométriques des précipitations observées [Joss et Valdvogel, 1969], et la
distribution de la taille des gouttes sera fortement fonction de la hauteur de
l'isotherme O. En effet, c'est le nombre de gouttes de petite taille qui va varier,
suite aux processus physiques (évaporation surtout) entre le niveau de fusion et
le sol. Ce niveau est pratiquement le même dans la zone sahélienne (4.5 km), ce
qui rend utilisable la relation.
111.5. L'aire d'étude
L'aire d'étude sera réduite à la portée quantitative du radar. En effet, au
delà d'une certaine limite, le volume de résolution est considérable et n'est pas
rempli et Ze est largement surestimée. On a donc estimé le rayon utile, compte
tenu de la qualité du radar de Yoff, à 150 km. Les échos de sol étant très élevées
dans les premi~es portes (on voit nettement le tracé de la côte grâce à ces échos
de sol), le signal n'est pas traité dans les 10 premiers km. Ainsi, la zone d'étude

---

- 56 -
par radar est confinée à un anneau entre 10 et 150 km. C'est dans cette zone qu'on
a installé les quatre pluviographes numériques (Thies, Pambal, Kawsara et
Ngoudiane). Les quatre stations ont servi donc de site d'étalonnage dans la
premiére phase de l'expérience EPSAT-Sénégal.
L'aire satellitaire correspondante est le carré de 300 km de coté dans
lequel le
cercle de 150 km de ravon est circonscrit.
J
III. 6. L'approche méthodologique
La seule utilisation correcte d'une relation Z-R pour mesurer la pluie est
l'estimation de l'intensité de pluie moyenne sur une aire suffisamment large
pour assurer la validité de la relation.
Les travaux ont montré une forte corrélation entre, d'une part la mesure de la
couverture et la durée de l'aire de pluie appelée ATI (Area Time Integral) et
d'autre part le volume de pluie [Denealld et al, 1984; Chiu, 1988; Lopez et al, 1989].
En effet, le volume de pluie reçue pour une durée considérée T sur l'aire Ar à
partir de cellules convectives est de la forme
v = ff Rdadt
(III.6.1)
T A
avec R = intensité de pluie.
Si l'on pose:
ATI = ff dadt
(III.6.2)
TA
on peut écrire la relation (111.6.1), en faisant une approximation, pour une série
d'observations i aux instants ti :
n
n
V = 2: < R > Ar~ti = S 2: Ar~ti
(111.6.3)
i-I
i-I

---

- 57 -
~ti est l'intervalle de temps séparant 2 observations.
Et si l'on ne prend en compte que les aires Ai(L), pour lesquelles R > T, la relation
précédente s'écrit:
n
V = = S (T) 2 A,L1!i
(III.6.4)
i-I
soit:
V = S (T) ATI
(III.6.5)
Selon Lopez (1989), "la large dépendance du volume de pluie à l'aire (et non à la
hauteur de pluie), résulte du fait que la distribution des valeurs de hauteur de
pluie individuelle sur la région d'étude est très similaire d'une situation
convective à une autre". En d'autres termes lorsque la distribution de probabilité
de l'intensité de pluie, R, est une fonction bien définie, et que l'échantillon
considéré, dans l'aire d'observation,
est
suffisamment
large
pour être
représentatif de la fonction, la quantité de pluie sur l'aire est proportionnelle à
l'aire occupée par le nuage [Atlas et al, 1990; Kede11l et al, 1990].
En effet, un événement pluvieux est constitué de plusieurs cellules à divers
stades de développemént, chacune d'elles suivant un processus d'accroissement,
!
puis de décadence d'une manière quasi deter:ministe durant son cycle de vie.
Aussi on peut considérer la fréquence d'occurrence de R sur l'aire pluvieuse
comme une superposition de fonction quasi déterministes qui définissent sa
fonction de densité de probabilité.
La fonction de densité de probabilité (FDP) d'une pluie convective variera
climatologiquement, en réponse aux facteurs physiques, que sont la force de
l'ascendance verticale et le contenu en humidité de l'atmosphère [Adler et Mack,
1984], lesquelles contrôlent la composante déterministe de la FDP.

---

- 58 -
5i P(R) est cette FOP dans l'aire d'observation AO, l'intensité moyenne de pluie
peut s'exprimer sous la forme:
< R > = JRP(R) dR
(111.6.6)
o
alors que la fraction de l'aire AO pour laquelle R est supérieure au seuil 1:, F(1:) est
obtenue par la relation:
A(T)
"
F(1:) = -
= JF( R)dR
(III.6.7)
Ao
T
On peut alors écrire l'égalité:
< R > = 5(1:) F(1:)
(lII.6.8)
avec
f RP(R)dR
5(1:) = -"-0""
_
(1lI.6.9)
fP(R)dR
T
5i à Ar, l'aire de pluie, nous substituons Ae, l'aire d'étude incluant les régions
non pluvieuses, notre équation (lII.6.3)
devient:
n
n
V = _I RAo;/).li= 5(1:) I Aoi( T)/).li
(1lI.6.10)
i-I
i-I
En divisant cette dernière équation par l'aire d'étude AO, on retrouve la relation
(III.6.8). En fait, l'aire de l'orage, sa hauteur, sa durée, son volume sont toutes

---

- 59 -
corréJées [Gagill et al, 1985; Dennis et al, 1975; Adler et Mack, 1984,] et l'existence
de telJes corrélations est importante, surtout pour les méthodes d'estimation de
cumul de pluie à partir des données satellitaires.
Â-.
En résumé, la hauteur de pluie moyenne sur to~U'étendue de l'aire d'étude peut
être déduite en mesurant l'aire fractionnelJe au dessus du seuil t, dès lors que S(-t)
est connue. Celle-ci peut être déterminée expérimentalement à
partir d'un
champs pluvieux dans Taire d'étude du radar, par la conversion à l'aide d'une
relation Z-R des valeurs de Z en R, puis le calcul de < R > et de F Ct). SC'!) est
obtenu par régression linéaire [Chiu, 1988; Lapez et al, 1989; Rosenfeld d al, 1990;
Atlas, 1990; Bourrel et al, 1993; Ramos-Buarqlle, 1994].
La méthode ainsi décrite sera appliquée aux lignes de grains, donc à des
précipitations non exclusivement convective et de surcroît en zone côtière.

---

- 60 -
CHAPITRE IV
RÉSULTATS ET DISCUSSION
Cette présente section est divisée en trois paragraphes. D'abord nous
étudierons les modifications des LG à l'approche des côtes, ensuite,
nous
discutons les résultats de l'application de la méthode exposées au données radar,
puis aux données satellitaires.
IV. 1. Modifications des LG à l'approche des côtes.
Le suivi par radar des LG permet
de dire que ces dernières subissent
d'importantes modifications lors du franchissement des côtes. Ces modifications
se traduisent aussi bien par un affaiblissement de leur vitesse de
déplacement
qu'une diminution du volume du nuage, surtout de ses parties les plus
convectives (fig.IV.1.1a et b). Il s'en suit une perte de la structure de LG, puis une
dissipation progressive. De toutes les lignes de grains, de l'hivernage 1993 (15
suivies au radar), une seule poursuit sa trajectoire au delà du domaine d'étude
(150 km de rayon). Nous y reviendrons. Nous avons cherché l'explication dans
l'existence de l'upwelling de Mauritanie, le long des côtes sénégalaises, et donc de
faibles températures de surface de la mer qui constituerait un frein
au
développement de cellules convectives, et donc à la poursuite de la perturbation.
Mais cet upwelling, ne concerne le littoral sénégalais que pendant l'hiver et le
printemps (voir appendix), et au delà de cette période, il existe un véritable marée
thermique le long des côtes sénégalaises, surtout durant l'été. Le calcul des
températures de surface de la mer pour l'hivernage 1993, par référence à la
climatologie de Reynolds montre, que les valeurs sont tout à fait habituelles pour
cette période de l'année.

---

Dl.
--~-
'-.-/....
"r"".r-
.
"
..
'-~ -
:. .-:;
---~....-
f5'~ii;,
...-.
!
.
·S·5
\\
\\
\\\\ è',\\;~~~,~
;
,
....-~\\:_~ -··~t '.
/
-: ::;
...":1
'.
\\.
.. ~ - '~'-
i
i
L..
~
,____,_---
~ :~ _:..
:;T:_ ~~
._
•• : ~. 1
~ , .:
... ".. ~ .
:>:~:.. ..
-"
.'
.,
:}-;-~.;;;.:;­
!
_.- -
--.=:,. -.-
J<::~-~-'~~.~~).~~~:
"".".
.
!]?4!)~";:
--= :- -~-.._-':.,~.i~~:':';
~=-.-
/~~~>,;
-.
.._----
:"'~-: .; :. f':. :..~..=:..,.
rri';'/v 1. la et h, UJ d!! ~'9 il()7(f /t:I()3, v'.f;"1i hn,.i;~()"ralf'.' (a) ri 02 h _'il /fin,
0/1'1'.'1 ({lit: li! l1fiUt,,-e ;!1'ohiC ~"nC(H-e ',;i; ic u.i!!!ine!7! (/\\'ec lfJ/ fronT (n'I.ml ln~s
cOI/l:ecti/ lb) à 03h 59. 1111 ni' lm~.'!If ihl jÎIl!1chisscment. la paule cow:ective s'es!
drasthlllemeJ!t rédl!ite au ii/fage ,:iiC"/'t. ,"II ['arliE, slir le Cap-JT(!rt.

---

- 62 -
Cependant, l'explication de ce phénomène réside dans la faiblesse reJaiive des
températures de surface de la mer (par rapport à celles du continent). En effet, le
gradient de température potentielle équivalente, est moins prononcé sur l'océan
que sur le continent, aussi la force du mouvement vertical ascendant (updraft)
sur le front de rafales sera moins importante. Car en l'absence d'un forçage
synoptique, cette dernière est largement déterminée par les variations de la
topographie locale et les hétérogèneités du réchauffement à la surface, tous les
deux étant plus importants sur le continent que sur l'océan [Atlas et al, 1990].
L'étude, à l'aide de l'imagerie satellitaire infrarouge, du rapport des aires
fractionnelles des nuages sur l'océan et sur le continent pour l'hivernage 1989
(sur la même zone d'étude) a montré qu'il varie d'un seuil à un autre (fig.IV.1.2).
Il est plus important pour les seuils les plus froids (jusqu'à 3 pour les
températures
de sommet du
nuage entre 253 et 207 K), montrant que
comparativement aux surfaces continentales, l'aire fractionnelle du nuage à
sommet froid est beaucoup moins importante, ce qui confirme que l'instabilité
convective y est plus faible que sur le continent [Machado et al, 1993, forgensell et
Lemone, 1989]. On comprend dés lors, que les cellules convectives à l'avant du
système soient moins intenses, ce qui n'est pas sans incidence sur la partie
stratiforme (le volume d'hydrométéores advectés sera moins important), mais
aussi sur la vitesse, car la LG se déplace par la création discrète de cellules
nouvelles à l'avant du front.
Les figures (IV.1.3a, b et c) montrent des LG évoluant et sur le continent, et sur
l'océan, et l'on remarque que la partie convective n'est intense que sur le
continent. L'examen de la
variation de l'aire fractionnelle des données radar au
dessus des seuils S, 10 et 15 mm/h montre bien que la convection diminue
(fig.IV.1.4a et b) après le franchissement.
D'ailleurs, contrairement aux régions continentales pour lesquelles le cycle
diurne,
à
chaque seui),
montre
un
comportement
similaire
avec
un
développement diurne d'abord de petites cellules qui donnent ensuite des amas

---

- 63 -
-_. - --_._-------,
1
-
:.......
;"'l",°..L
~::p;,:
;;~te"'-"
~~~.~~/.;-::;
r l _
.'
~.a
op
:"'S':.; .....
~":..,,
~.;, .. ;.<
i;;:-·u ~ ~
..../
'"'"
l e
&o:J
:é,d
';)5
i 5:;).;~
~ '"
CJ J:::
j
!
.:J:JI
!---:--;
"
~
25
"
5
~:.7
--
.~
:- 5
__
_
1~1
"
•...
-~
.'
?
~ --;
----~_ .. _-~.
.-.....-
'.,:.".-';::' ~~ :-'~..=.~
- .,~
g'3g3':'~';;!..
"..-~-
t.:o~
!.i~4_,.
.-/ ---~~:~.i.,_~,f."',
2.3/:~;/<i:';
~.7 :,.s;.,:~
/~
-
.. ~~
< •
/
IJ.~-o;";.
·/.;'t,lrc
;.f".I"':';
;;;:2;, .\\
. :.....,~.
;f
\\
\\
J
L'of ,-
.\\
\\
~A.
"~""':S' :.~~. ';~'~\\' ,lr
f.;;
l~~F~t)~:~~;~~$J~" .r
5~
:-;;j
.\\~!J:
,.:.
/. l
,
."
~
..Fi::
3~
:;~
::.c::;
~
'::'2
,5
l "
-, .
~
~'
,-
/
a
a'd
a
\\.
ra
55
lm 5"
~d
--
~ 43
,"j
33
q 30> •
g 2' S
== ."
1:;
il 1"
~
,
L-.;
"
~.;
-~
!-H; /1' / 3
/(;,
l'I'lhllll
dfl SI/d,
t'I
1//11
i;I'O//lUIII
s/lr
/1'
COlIIIl1I'III cl /'OCt!UII,
(lll
1 ('/I/{ I/I//lt'
/'1 fwh/I'\\.\\I'
dt' /ii II( Irlli'
COII1'I'CIi l't' s/lr /U 1 t;gll 'II (""1////(/1/1' (,,) /1' (}j ,1"lil rhl ft! }O
Aotil (c) /1' / / SI'l 111'/11 hl t'

---

- 64 -
0 , 0 ) , - - - - - - - - - - , - - ' - - - - - - - - - - - - - - . ,
0,025
Om
~ 0,015
0,01
0,005
0+---____,r----,.----+---,---.__---..---1
·60
-!O
40
60
80
0 , 0 ) . . - - - - - - . - - - - - - - - - ' - ' - - - ' - - - - - - - - - - - - ,
0,025
o,oz
0,015
0,01
O,OO5;~......._.__-+_-._-r---.______,r____,-__r-___r-__I
·10
·10
0
\\0
FIC-IV.1. -1. L'évolulioJl de l'aire fraclionnelle seuillée ci
5,
lO el l5 mmFr' monlre une baisse de l'aclivilé
conveclive à l'approche de la côle. L'axe 0 indique la
longililde de Dakar (a) le 29 Juillel (b) le 29 Aolit

---

-
6S -
plus importants, la variation diurne sur l'océan est imputable aux amas nuageux
déja développés (dont le rayon est supérieur à 100 km) (fig.IV.1.5a et b). Ce
résultat suggére un développement, plûtot. aléatoirei-des cellules convectives au
dessus de l'océan.
Nous avons donc essayé de voir quelles étaient les conditions qui expliquent le
renforcement de certaines perturbations, comme c'est le cas à la date du 31 Juillet
1993 (voir fig.I.1.4a). L'examen de l'image satel1itaire a révélé qu'au moment du
passage sur l'océan, la LG a fusionné avec un amas nuageux plus important qui
était quasi stationnaire sur l'atlantique Est, et qu'elle a entraîné dans son
déplacement (fig.IV.1.6a, b et c). Notons que la perturbation atteint la côte aux
heures de convection d'une part, et que d'autre part on remarque qu'il n'y a pas
de différence notable entre les températures de surface sur le continent et sur
l'océan. C'est peut être ce type de conjonction qui explique les systèmes, qui
traversent l'atlantique et seraient à l'origine de certains cyclones tropicaux.
IV.2. L'application de la méthode aux données radar
Au vu de la figure (IV.2.1) , on remarque une meilleure corrélation (dans
tous les cas étudiés) avec l'aire fractionnelle à 5 mm/ h. Ceci est dû simplement
au fait que cette valeur est intermédiaire entre les fortes valeurs de la partie
convective et celles très faibles de la région stratiforme. Pour nous en convaincre,
et parce l'essentiel de la pluie reçue au sol lui incombe, nous avons appliqué la
méthode à la seule partie convective(>10 mm/ h) et les résultats des figures
(IV.2.2 à 6) sont très éloquents, puisque les coefficients de corrélation sont
supérieures à 0.95.
Rappelons que la méthode ne fonctionne bien que si S(,;) ne vane ni dans le
temps, ni dans l'espace considéré. A partir de la relation (III.6.9), on peut noter
que pour,; donné, S(,;) ne dépend que de P(R), aussi des changements dans la

---

- 66 -
Ralla
1 0
1 5
2 0
2 5
J 0
1
1
1
1
200
210
220
--land ~
-0- CLc.M'1
1
- - - l arlll/oceaIJ
'" 230 -
Ir
~
ë ~ 0 -
250 -
260 -
0
2
4
6
8
1 0
12
1 4
1 l.
Cloud Iractlon ("fo)
FIG. IV 1.2.
Mean
cloud fraclion
al
Ihe
differenl injrared threshold for land and ocean
regions. AI50 shawn Î5 Ihe ralio belWeen land
and ocean cloud fraclion al each Ihreshold
(D'après Machado el al, 1993).
u.,..--------------------,
lO
_ _
TiI.207K
1ft
u
l:l
..
- - 0 - - -
Til. 218 K
<..
_
TiI.23oK
10
>
- - - 0 - -
lit - 241 K
~
.."iia:
- - -
Til. 253 K
0
00:00
03:00
06:00
09:00
12:00
15:00
18:00
21 :00
TIME
u
OCEAN
20
~
-- Tk.207K
U
:l
-- Tir.218K
..<
Tir .230 K
.. 10
>
- - 0 - - -
Tit • 241 K
..-.;
--- Tit.253K
a:
0
22.00
01:00
04 :00
07:00
10:00
13:00
16:00
19:00
Local Time
F1G.n~ 1.5a el h. Oiuma/ varialioll of Ihe doud cuver for differenl
infrared Ihres!Jo/d.
Ordinales are hourIy maill cloud cover
expressed as Ihe percelllage of Ihe dai/y mean cloud cover for
each Ihreshold. Resu/Is are averaged over Ju/y-Seplemher 1989
for (a) land and (b) ocean. (D'après Nlachado el al, 1993).

---

- Q? -
300
176
Slli Il':;
:)
1[,
tu'" 1Z
~Iti
&1
~~
fla
œ
'N.
9f:1
uz
lIe:
lZH
L::!J
111
H1',,':1"'~
1,;a!i!ll?h
17f.,5 '!li.
~="';:§;X'"
21?8;JZZ·t
zz~lz~
Zie
25b
:illJ ILS
9
15
lG -:~ 3Z
~I~
&1
~~Ba
œ
'J6
1}6
112
1 ii:
tZH
En
111
IH.~H-,Il
~f,aE 17fl
t7f> !! l'Il
t'li'IlI?OO
Z81LcZZ1
U1Il:'l6
21'3
Z5é
SEliILS
~
16
l:>c. 32
JZ~ 18
181
&1
&~
00
8&
'J6
%
111.
lE
L<l
1;)3
li~
111 ;'J 168
1f,8!.\\l1?f>
17f>!:it3?
1vfj;;:oo
200\\221
i!1lz1l'l
:i'\\~
Z":J.h
III" Il
I(i
(II) 1-."lIllIlioll dt' III 1 (,. Sil,. le
(1 '////11,'//1,
t'lit' (',II cl,' )il/hlt' (,1I\\','I;':"I't' (h)
111111'" (II/
momelll ,llIlro!/chislt'IIIt'1I1 al'eL'
1111 11l1/0l,lill/<i/J//oil,' (c) l'<I/I/'Ill/ft' cllI IIl1aXt!
01!!1/ /, 'I/Il'; 1/1/ /'O,'t;lll/

---

- 68 -
0,95
0,9
] 0,85
~8 0.8
~ 0.75
1l
E
§ 07
. '
0.65
o,~
0.55+---..::-.-----.....------.---..,..---1T"0--"'1.....- - - - r- -T"6--1.....
8 -----.zo---ln
0
6
I Z
14
1
T mm/h
FIG.lV 2. /. Evolution du coefficient de corrélation en fonction du
seuil T.

---

l.~.,---------
1,4.
1
1.4
. .
;.
.
1
.. .
!,zi
/
..
1,2
.
1.2
. , , ,
. '. . .
.
,
.
..
.
.
-.' .
..
I~
."\\.
/
#
.
.
1
/
'.-..
.
· .
0.8
. : /
..
·
0,
.
0.8
.
0.6
O.
0.6
.
0.4i ' ,
0.4
....
0J /
...
.
O.z~ ;
0.2
1 r =O. 67
1
0,:
~
.
cT
l: - _u '~." .. '\\
01
,
,
,
,
0.005
0.01
0,015
0.02
0,02.5
0,03
0,035
0
0,005
0,01
0,015
0,01
0,.......5
a
0.002
0.004
0.006
0.008
0.01
0.012
0.014
0.016
~.I
n.1
n,1
1
C1'
\\D
0.8
0'1
./
,
./
..
0,1
0.7
0.1
.
. .
1
"1
/ :
..
Mi
/
/ ..
']
0.6
...
. .
~
1
/,"
.
.
0.5
·
0.5
0.5]
.
.
0.4
0.4
0.4
.
0.31
. /
1
"1/
0.3
.
..
.
0.2
o.zi
:Y
0.21 .++
A
1
f
..•
o.li \\
1r =0, ~o
.
Il
0.1
~
0.1
.
.
, T = la ,mID/h
,
,
,
0,005
0.01
0.0\\5
0,02
0.02.5
0,03
0,035
0
0.005
0.01
0,015
0,02
0.02.5
0
0.002
0.004
0.006
0.008
0,01
o.on
0.014
0.016
n,1
n.1
~.I
F1G./V2.2, Régression <R> - F(r) respectivement pour toul le miGge (courbes du haut) el pour la seule partie
convective (courbes du bas) pour les mêmes seuils: la, 15 et 20 mmJrJ. Stuation de la LG du 11 Août.

---

I.~,
I.~]
1
u
!.li
. . /
l , t ·
"./'
1.1
•
1
. .
.
.
j
. ./
O.9~
•
t
.
o.
•
•
•
0.9
t
. \\
.
.
, 0,5]
• :
• :
, 0.8
•
/
t •
:
!
: O. J
•
10.7
.
.
.
. 0.6
•
. 0,
: 0.6'
•
0,51
./
1
O,S
/ .
Ml'
r = O. B
i
r= O. 55
.,~.
r = 0, 53
1
1
<'1 .
1
1
1
::'
:,"",
,
,'ot' ~/hl
:: ::.," ,
" , ' ~ 1.' ~/hl
::
' . 4 ' ~ 20 ~/hl
o
0.005
0.01
0,015
0,02
0,025
0,03
0,002 0,004
0,006 0,008
0,01
O,OtZ 0,014
0.016
0,018
0,02
0,022
0
0.002
0.004
0.00<>
0.008
0,01
0.01~
0.014
0,016
0.018
ilYl
ElTl
thl
1
-....J
o
::1
. . I " J
O'~I
1
1
1
~
0.8
. /
0.8
O.6~
+ +
0,7
••
1
0.7
o.sj
/
•
0.6
0.6
0 . 4 j · ..
.
'.
.
j
' O . S .
0.5
o.H
/
1
•• •
1 ·. .
t.
0 . 4 ·
0 . 4 ·
~
o.~j
;;x:
..
••
.
0.3
03
o,H
.*-+
•
1,.. ~ ~oo'~/hll
1:::
1 ,., 97 I l
/+
,.. = 15 rnm/h
0.2
Ar
l,.. ,~' 97 1
0,2
- 20 mm/h
,.(~ .;
0.005
001
OOIS
oin
0.025
0.03
0,1
0.1
.,
,
"
"
,
'hl
,
0.002 0.004
0,006 0.008
0.01
0.012 0,0\\4
0.016
0.018
0.02
0.022
a
0.002
0,004
0,006
0,008
0.01
0.012
0.014
0,016
0.018
~
~
FIC.fV.2.3, Même courbe qu'à la FIC.fV.2.2. Situation de la LG du 26 Août.

---

- - -
0.9
o.
0.9
0.8
o.•
o,s
0.7
0.7
0.7
0.6
0,6
0.6
0.5
0.5
0.5
O••
O.'
~
0.4
~
0,3 l
,
"
i ' "
1
0.3 l
,
0.003
O.()().l
0.005
0.006
0.007
0.008
0.009
0.01
0.011
0,0\\2
l
"
J i "
1
0.3 1
i
i
,
,
1
0.006
0.008
0.01
0.01;:
0.014 0.016 oms
0.02
O.OU 0.024
0.0'26
0.004
0.006
0.008
0.01
0.012
0,014
0.016
RTl
ihl
nTI
1
...,J
l--'
0.55
0'1
/
1
.
.
.
0.5
.
. .
-.4
0.4
: /
+
1
0.4
+
+
0.35
+
0.3
0.2
0.2
~
~
J :
t ,
,
0.15\\
,
i
i l '
l
,
,
1
1
0.1
i
,
i
i
i
0.004
0.1:m
0.006
0.007
0.008
0.009
0.01
0.011
0.012
0.006 0.008
0,01
0.012 0.0\\4
0,016 0.018
0.02
0.<122 0.024 0.026
0.004
0.006
0.008
0.0\\
0.012
0.014
11.1>16
RTl
HTl
RTl
FIG.JV.2.-I. Même courbe qu'à la FIG.lv'2.2. Situation de la LG du 29 Août.

---

o.~
•
1
0.91
~I
0.9
0.8i
/
0.81
0.8
.
~0.7
l
0.71'
/
•
...
07J •
..
+
•
~
+
+
'
•
A
•
0.6
~ 0,6
~ 0.6
.
0.5i
)
0 . 5 .
•
0.5
.
0.4i
1
r = U. bJ
1 1
0 . 4 '
0.4
0.3 l
,
,
i .
,
i '
1
0 . 3 '
0 3
0.006 0.008
0.01
O.OIZ 0.01'
0.016 0.018
0.02
o,W2
o,W'
0.026
0.004
0.006
0.008
0.01 fi 1 0.012
0.0\\4
0.016
0.018
'0.003 0.0Q.l 0.005 0.006 0.007 û.OOB 0.009 0.01
0.011 O.OIZ 0.013 û.01'
~Tl
'1~
nTl
1
-.,J
N
1
0.65 1
1
0.65
0.65
0.6)
/
0.6
0.6
0.55
•
•
0.55
0.55
.
.
0.5
•
0.5
•
0.5
,0.45
,0.45
,0.'5
i 04
10.'
10..
0.)5
0.3$
0.35
.
.
.
.
0.3
0.3
0.3
.
.
0.1.S..
"
.
0,25
+
....
o.!5
•
•
r = O. 97
,.
•
r = 0 97
j +
0.2i
+'
•
\\
IT = lO rnm/h J
o..·'
.,t
lT = 15 'rnm/h 1
o.: +Y.·
+
0.15
0.15
0,15.
.
0.006 0.008
0,0\\
0.0\\2 0.0\\.
0.0\\6 0.0\\8
am O.OU O,W. o.OU
0,0Q.l
0.006
0.008
0.01
0.012
0.01.
0.016
0.018
0.003 0.004 0.005 0.006 0.007 0.008 0.009 0.01
0.011 O.OIZ 0.013 0.014
AT)
nT)
•
RTl
FIG./V2.5. Nfême courbe qu'à /a riG./V2.2. Si/ua/ion de /a LG du 12 Aoû/

---

:J
.. J
::j
·
Il
1. 1
•
•
•
..
l,·H
.. "
l.:i
• •
1.2
•
- ' ' \\
l
'
.+
•
.. • .,.,r
..
1.-1
....
..
....
.. ~ "'.
1
•
1
•
, 0 . 8 - 1 . / :
1
\\0.8
•
1
•
• •
•••
• • ....
•
0.8,
/ . .
...
.... .. ..
..
+...
.. ..
..
O.b1
..
t ' ' '
0 , . . . .
•
..
t
0 , 0 " . .
..
.
.
.
0.41
, .
7" /
1
0.4
..
0.4
•
,..
!
i
_
t
o.:i
\\.
1 r = 0, BB
l
0.2
'-
l : - O. B3
J
i
1 r = O. gO
1
~ _ '" ~_!>.
r - 15 mm/h
0,:
"
r =20 mm/h
0.005
0.01
0.015
0.02
0.lY'..5
0.03
0.035
0
0.005
0.01
0.015
0.0l
0.lY'..5
0
000'
O~·
O~
0008
001
001'
001J
001'
~TI
~TI
.
'"
•...,..
.~,
'
,
- .
.
0
~,I
1
-...l
W
' J ]
M,
1
,"
. ,:
:,1
. ' . "
'
7
0.71
• .v
1
7 1
:
•
.
0. 1
.••
O. ,
"
..
.. ..
.. ..
0.61
; /
1
0.6
+.
•
•
0,
...
'051
. " /
.... +
\\
['
•
• •
[05j
/
•••
. ,
~
..
0.5
+... ..
, .
.;
....
.. ..
:
'\\.
t
.+. ..
:+
......
. "
o . J i . / :
O . j · +
O,J
,
t
o.Ji
/ '
0.3
/
0.3/
• •
++
~
Ir ~ ~OO'~/h)
o.:i
; . /
0,2
-( + *
[r ~ ~50'~/hl
0,2
....
0.1
...
0 . 1 0
o
0.005
0.01
0.015
0,O!
o,O!s
0.03
0,Q35
0,1
0005
001
DOle
o,~
O~e
0
O,M
0,004
0.000
0.008
0,0\\
0.01!
O,OlJ
0,016
~"
0
•
•
,
J
v,"
,v'-'
RTl
~TI
FIG.IV 2. 6. A1ême courbe qu'à la FIG.IV2.2. Situation de la pluie de mousson du 03 Septembre, On remarque ~"ur les
courbes du haut que l'influence de la partie stratiforme est moins importante que sur les figures précédentes.

---

- 74 -
distribution de la hauteur de pluie peuvent conduire à des prévisions erronées
[Kedelll et al, 1990]. Les figures (lV.2.7a et b) montrent bien que, pour la LG, celle-
ci varie fondamentalement selon la partie présente dans le champs d'étude du
radar, avec des moyennes de Z, donc de R, très différentes. Or Sauvageot (1994)
montre que mR et OR étant linéairement dépendants, S(-l:) ne dépend donc que de
mR·
Dans l'exposé de la méthode, nous disions, que son fondement reposait sur la
fonction de distribution de R, qui évolue d'une manière quasi-9~~:rministe,
lorsqu'une cellule est en développement (elle augmente puis diminue). Pour la
LG, autant la hauteur de pluie dans la partie convective est associée à la poussée
ascensionnelle en son sein, autant dans le cas de la partie stratiforme, le
développement du nuage tout comme son maintien dépend en grande partie du
front convectif. Les mouvements ascendants, qui se développent dans la traînée,
sont de mésoéchelle de l'ordre de quelques cm/ s.
D'autre part, selon plusieurs auteurs [Sallvageot, 1994; Kedem, 1990], Sel:) n'est
pas stable pour une hauteur de pluie moyenne faible par rapport à L, ce qui est
justement le cas pour les seuils supérieurs à 10 mm/ h, puisque pour une LG la
hauteur de pluie moyenne est de 3-5 mm/ho Il s'en suit que la stabilité de S(L)
dépend de L choisi, et lorsque L est très faible, le dénominateur de l'équation
(III.6.9) tend vers 1 et S(L) est alors égal au numérateur, c'est à dire à la hauteur de
pluie moyenne climatologique.
Dans le calcul effectif, la valeur de <R> est biaisée car la surface du pixel, entre
dans l'expression de sa détermination, et celle de le partie stratiforme est
largement prédominante (fig.IV.2.7b), et c'est pourquoi sur les figures (IV.2.2 à 6),
on retrouve en fait la pente de la partie stratiforme.
Il semble donc que la bonne utilisation de la méthode passe nécessairement par
une prise en compte de la traînée dans le traitement, alors différencié, de toute la
LG (voir annexe pou les résultats de l'application de la méthode à la seule partie
stratiforme). Ramos-Buarque(1994) introduit un facteur sans dimension 'P, qui

---

- 75 -
0,3
-
.---
0,2
r - -
.-----
r - -
0,1
.---
n
i n
0,0
a
8
14
20
26
32
38
44
50
56
62
68
74
Z (dBZ)
0,3
.----
0,2
r - -
r - -
-
-
0,1
r - -
n,---,,..--,
0,0
a
8
14
20
26
32
38
44
50
56
62
68
74
Z(dBZ)
FIG. IV. 2. 7. Histogramme de fréquences des c/assesde Z de la
LG du Il AolÎt (a) à 23h591J1n (b) à 2h46mn. Elle présente des
moyennes totalement différentes.

---

- 76 -
est le rapport des surfaces convective et stratiforme, les résultats alors obtenus
sont tout à fait remarquables puisqu'ils montrent que Sel), dans toute les régions
du monde, est proportionnelle à L, pour \\.Il constant.
Une autre approche est de prendre en compte la variation de la distribution de
hauteur de pluie, en supposant que l'aire se compose de différents types de pluie,
chacune ayant une distribution caractéristique associée (en particulier pour les
régions
convective
et
stratiforme).
La
distribution
résultante
variera
consécutivement à la variation des cumuls des différents types. La variation des
cumuls est dûe au changement du nombre de cellules plutôt qU'à l'évolution
individuelle de chacune d'elles. En effet, un changement dans la distribution due
à l'évolution d'une cellule est compensée en moyenne par les changements dans
les autres cellules à différents stades de leur évolution.
Nous avons vérifié que le choix de la relation Z-R, influe peu sur l'allure de la
pente S(L) (figJV.2.8).
IV.3. La relation entre l'information radar et les données satellitaires
Les mesures globales de précipitation sont importantes pour les études
prévisionnelles et de validation de la circulation générale, mais à cause de
l'immense étendue des océans tropicaux et des erreurs inévitables liées aux
mesures sur site (à partir des navires et au sol), l'observation satellitaire est
probablement l'ultime moyen pour la mesure .globale des précipitations [Atlas et
Thiele, 1981L elle donne en effet une couverture complète, à des intervalles de
temps réguliers, ce qui permet un suivi continu.
La détection des aires pluvieuses nécessite le choix d'un seuil de température qui
les discrimine des zones non pluvieuses. Si ce dernier est trop bas, on
surévaluera les surfaces de pluies, et dans le cas contraire on les sous-estimera.
A ussi nous avons choisi de mener l'étude sur toute une plage de variation de la
température du sommet du nuage. La relation physique entre la température du

---

- 78 -
1
1
somm~.\\...du nuage (ou sa hauteur) et l'intensité de la précipitation est souvent
variable et généralement mal connue [Arkill, 1979], même si l'on observe que les
nuages de forte convection sur l'image satellitaire (les plus froids), sont souvent
associées à des précipitations. Et c'est pourquoi on va essayer de mettre en
évidence la relation existant entre l'intensité moyenne de pluie (ou le volume) et
l'aire fractionnelle de l'image satellitaire.
Ainsi, l'intensité moyenne a été calculée pour l'ensemble du nuage, puis pour la
seule contribution de la fraction au dessus d'un certain seuil. (l, 2, 3, 4 et 5
mm/ h), enfin pour celle imputable respectivement à la seule partie convective
(>10 mm/ h), puis à la seule traînée «10 mm/ h). Pour la donnée satellitaire, on a
déterminé l'aire fractionnelle pour la température du sommet du nuage
supérieure à un certain seuil (entre -55 et -5 par pas de 5° C). La difficulté
principale résulte du fait qu'on ne peut faire la différence entre parties convective
et stratiforme, et ceci parce que la surhauteur, qui au début correspond bien au
maXImum du mouvement ascendant vertical, donc
à la partie convective,
rencontre la tropopause et peut être déplacée
vers
l'arrière. Ainsi les
températures les basses ne sont pas toujours à l'avant de la LG.
On remarque que la corrélation existant entre ces grandeurs est très bonne
(fig.IV.3.1) (>0,9, exceptée pour T=-55) et ce pour toutes les intensités, avec un
maximum entre -40 et -35, ce qui est en accord avec les valeurs de pic
de
corrélation trouvées par Arkin (1979) qui se situent autour de la température 235
K pour les données de GATE. La corrélation est de plus en plus faible cependant,
au fur et à mesure que l'on occulte la contribution d'une partie du nuage
(fig.IV.3.3a, b et c). La corrélation aux seuils -15, -20 et -25 est amoindrie par le fait
que l'aire d'étude, correspondant à la portée utile du radar est relativement faible;
ainsi l'aire fractionnelle atteint souvent l(c'est à dire la couverture nuageuse à
ces seuils est totale) lorsque le nuage est important, ce qui est souvent le cas des
Le.

---

1
- 79 -
n . ? R - , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
n.a.;-
0.9-'
] n,m
~
t8 n.?
."
n.M
n.R2
0 . 8 + - - - - - . , - - - - - - , - - - - - - - , - - - - - - - - , - - - - - - - 1
.,{O
_.10
-w
·zn
·10
11"'1nf' rlu Q"'Iulrrl ri" n'nt"
HG.IV.3.1. Evollltion dll coefficient de corrélation entre l'intensité
de pluie détermillée au radar et l'aire fractionnelle du nuage pOlir
une température du sommet du fluage variant e11lre -55 et -/5.
0.9
~ n.8
~8
-:l 0,7
L
..
O·~.+(,(I:------_,..50-----..T"',O-----..,or-------,.Z-0-----l.10
lnnp riu '9Tn,l'V'f. riu n(~
nG.lv, 3. 2. Même courbe qu'à la .fig.n~3.1. L'intellsÎté est calculée
relativement à la contributio11 de la seule parae convective, puis de la
régio11 de pluie stratijorme.

---

- 80 -
1 , 4 . , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
1.2
0,8
10,6
A
0,4
0,2
,j),20,5
0,55
0,6
0,65
0.7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
1.0
RTl
1 , 4 . , . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -
Ir = -20 oc 1
+
1,2
r = 0,94
~ 0,6
0.4
0,2
0.5
0.55
0.6
0,(>5
0.7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
1.0
RTl
1 , 4 , - r - - - - - - - - - - - - - - - -
--,
++
1.2
0,2
0,5
0.55
0,6
0,(>5
0,7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
l,
RT)
FIG.!V. 3. 3. Représentation intensité de pluie déterminée
au radar-aire fractionnelle ail dessus dll seuil.

---

- 80 -
1 . 4 , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - -
1.2
0,8
)
Ë 0,6
0,4
0,2
-{l,20,5
0,55
0,6
0,65
0,7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
1.0
Il,1
1 , 4 . . - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
IT =-20 OC ~
+
r =0, 94
~O,8
1
~ 0,6
+
0,4
0.2
0,5
0,55
0,6
0,65
0,7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
1,0
R,I
1,4h---~-....:....'-------------
_'_'_____"__'_____
______:,
[T =-25 OC ~
1,2
r =0, 96
+
0,8
0,6
0,4
0,2
Ol+------,-------,--r----.-----,----,--..-------.-_---,-_ _.-~
0,5
0,55
0,6
0,65
0,7
0,75
0,8
0,85
0,9
0,95
1,0
'\\TI
FlG./V 3. 3. Représentatioll intensilé de plilie déterminée
ail radar-aire fractionnelle au dessus dll seuil.

---

- 81 -
1,4
1,2
1
+1
1
~ 0.5
l,
~
1
1
~
1
0,6
1
0,4
1
1
0,2
+ +
1
1
0
0''1
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,;
II»
1.4
Ir = -35 oc 1
1,2
r = 0, 97
+
1°,8
,
~ 0.6
+
0,4
0,2
*
0,2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0,9
1"1
1 , 4 , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
[r=-40 OC)
1,2
r =0, 97
+
~ 0,8
i
~ 0,6
0,4
0,2
0,1
0.2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,8
0.9
nG.1 v. 3.4. Même représenta/iOlI qlle sur la figllre,/ V. 3. 3,

---

- 82 -
1 . 4 , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
~ 0,8
i
~ 0,6
0,4
0,2
*
0,1
0.2
0,3
0,4
0,5
0,6
0,7
0,.
0,9
1.4, - - - - - - -
----.
[r =-50 "C J
1,2
r =0, 91
~ 0.6
0,4
0,2
*
o
0,1
0.2
0,3
0.4
0.5
0.6
0,7
0,8
0.
11-01
":':'
1 , 4 , - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - - ,
[r =-55 oc 1
1,2
r =0, 82
0,8
0.6
0,4
0.2
++
0
0
QI
0.2
0,3
0.4
0,5
0,6
0,7
0,
~,I
fiG.IV3.5. J..1ême représentation qlle sur laflgure.IV.3.3

---

- 83 -
Différents auteurs [ClIill, 1988; JOIl115011 et SlIlith, 1990) ont montré qu'il existait
une bonne corrélation entre intensité de pluie (radar) et l'aire fractionnelle
satel1itaire. On remarque, en examinant la contribution de la seule partie
stratiforme, qu'elle est peu ou pas corrélée à l'aire fractionnelle quelque soit le
seuil de température choisi (fig.IV.3.2) et c'est ce qui est, à notre avis responsable
des coefficients (certes bons) qui auraient pu être plus élevés. L'intensité relative
à la seule partie convective est, comme on pouvait s'y attendre, plutôt liée aux
nuages très froids (-55) (fig.rv.3.2)
Il faut cependant signaler la différence d'aire existant entre les domaines d'étude
radar et satellite découlant de la différence de leur forme, qui s'élève à 7,9%.
La faiblesse des données est quand à elle, liée à différents facteurs: vitesse élevée
de déplacement des LG, aire d'étude quantitative limitée du radar, taille
minimum de l'échantillon (10000 km2), et enfin instants de coïncidence entre
radar et satellite.

---

- 84 -
CONCLUSION
A l'aide du réseau limité de pluviographes du projet EPSAT, nous
avons pu étalonner les données numérisées du radar de Dakar- Yoff. Les
facteurs de correction sont tout à fait dans l'ordre de grandeur attendu,
cependant, l'étalonnage a réduit le nombre d'échantillons de cette étude à 5
journées de l'hivernage 1993. Aussi, nous envisageons d'utiliser les
pluviomètres de la météorologie nationale disponibles dans le rayon utile
du radar pour l'étalonnage des données de 1993 et 1994.
Le site, qui est la zone côtière,
nous
a
permIs
d'étudier
les
modifications que subissent les LG, lors du franchissement de la côte. On a
mis en évidence une réduction significative de l'activité convective sur le
front avant de la LG, imputable à la différence de température de surface, et
par suite à la force du mouvement vertical ascendant associé; il s'en suit
une chute de la vitesse de déplacement et une dissipation progressive. Sur
les 15 LG suivies au radar, une seule poursuit sa trajectoire au delà du
champs d'étude, et l'imagerie satel1itaire nous montre qu'elle a bénéficié de
l'apport d'un amas convectif stationnaire sur le littoral avec lequel il a
fusionné. L'étude thermodynamique de cette situation du 310793 sera faite
pour vérifier l'hypothèse des perturbations qui seraient, après la traversée
de l'océan, à l'origine des cyclones sur l'Atlantique Ouest.
.
.....
,~~
Nous avons, ensuite, appliqué la méthode des aires fractionnelles aux
LG. Si on fait l'hypothèse d'une distribution de R similaire d'une situation
pluvieuse à une autre, le fondement de cette méthde repose sur l'existence
d'une forte
corrélation entre l'intensité de
pluie moyenne
et
l'aire
fractionnelle du nuage au dessus d'un certain seuil.

---

- 86 -
APPENDIX
Il existe une corrélation évidente entre le régime général des vents,
ses variations saisonnières de grande échelle-, la circulation océanique et la
température de surface de la mer (TSM). Cette dernière ou plutôt sa
différence avec la température de l'air est déterminante pour le passage des
systèmes convectifs du continent à l'océan (chaleur latente et chaleur
sensible disponible à la surface). Aussi nous examinerons pour l'aire
d'étude qui nous concerne c'est à dire l'atlantique nord-est au large des
côtes sénégalo-mauritaniennes :
1°_ le régime des vents et la circulation océanique
2°_ la distribution des températures de surface de la mer en liaison
avec cette circulation.
1- LE RÉGIME DES VENTS ET LA CIRCULATION OCÉANIQUE
Le plus grand transport d'air vers l'équateur par les alizés a lieu
dans la partie Est des océans. Cet air, venant des moyennes latitudes est
relativement froid [Riehl, 1979]. Les alizés maritimes, de vitesse 5 à 9 ml s
et
de
secteur
nord-est,
soufflent régulièrement
toute
l'année,
parallèlement à la côte, avec cependant une variation saisonnière de ses
limites Nord et Sud. En hiver boréal, celles-ci sont respectivenlent le 22° et
le 10° Nord, alors qu'en été la limite Sud se situe autour du 20° Nord. Plus
au Sud, prévalent durant cette période les vents'de mousson du sud-ouest
[Mittelstaedt, 1983, 1991 ; Van Camp et al, 1991] (fig.!.1). Parallèlement aux
alizés maritimes, l'harmattan souffle sur le continent, sec et chaud,
transportant l'aérosol saharien parfois jusqu'en mer, surtout durant
l'hiver de l'hémisphère Nord [Bertrand, ]975, Kalll, 1979,P. OongllY et al,
1992].

---

- 8S -
On a abouti à la conclusion qu'elle s'applique mOIns bien qu aux svstèmes
exclusivement convectifs, cependant, lorsqu'on ne prend en compte que la
partie convective, qui apporte d'ailleurs l'essentiel de la pluie, les résultats
obtenus sont tout à fait satisfaisants.
La LG constituant un système hybride, avec une faible iniensité de pluie
moyenne, lorsque le seuil appliqué est élevé (>=10 mm/ h), la méthode est
moins performante. D'où la nécessité d'un traitement différencié des deux
parties constituant la LG, en envisageant l'existence de deu:\\. fonctions de
densité de probabilité qui correspondraient aux deu:\\. distributions de R,
respectivement dans les parties convective et stratiforme.
Les implications de la méthode sur l'estimation des pluies à partir des
satellites sont évidentes (surtout pour les satellites défilants il faible
résolution temporelle et spatiale), puisqu'elle permet à partir d'une seule
image, suffisamment représentative, de déterminer la hauteur de pluie
reçue au sol. Nous avons donc essayé de lier l'intensité radar de la
précipitation à l'aire fractionnelle du nuage vu par le satellite, pour
différentes température de sommet du nuage. Les corrélations trouvées sont
très bonnes, surtout pour les températures de sommet du nuage comprise
entre -35 et -45. Cette corrélation est de moins en moins bonne, au fur et à
mesure qu'on occulte la contribution d'une partie du nuage.
Les résultats obtenus, bien que partiels, sont fort encourageants et
ouvrent des perspectives intéressantes quant à la compréhension
des
processus météorologiques à l'interface océan-continent, et l'estimation des
pluies, grâce à l'utilisation d'un radar hydrologique calibré.

---

- 85 -
On li llbouti à la conclusion qu'elle s'llpplique 11101ns bien qU'lluX s~'stèrnes
exclusivement convectifs, cependant, lorsqu'on ne prend en compte que III
partie convective, qui "pporte d'ailleurs 1essentiel de la pluie, les résultllts
obtenus sont tout à fait satisfaisants.
La LG constituant un système hybride, l\\\\'ec une faible intensité de pluie
moyenne, lorsque le seuil appliqué est éle\\é (>=10 mm/ h), la méthode est
moins performante. D'où la nécessité d'un traitement différencié des deux
parties constituant la LG, en envisllgeant lexistence de deux fonctions de
densité de probabilité qui correspondraient aux deux distributions de R,
respectivement dans les parties convective et stratiforme.
Les implications de la méthode sur lestimation des pluies à partir des
satellites sont évidentes (surtout pour les satellites défilants à faible
résolution temporelle et spatiale), puisqu'elle permet à partir d'une seule
image, suffisamment représentative, de déterminer la hauteur de pluie
reçue llU sol. Nous avons donc essayé de lier l'intensité radar de III
précipitation à l'aire fractionnelle du nuage \\'u par le satellite, pour
différentes température de sommet du nuage. Les corrélations trouvées sont
très bonnes, surtout pour les températures de sommet du nuage comprise
entre -35 et -45. Cette corrélation est de moins en moins bonne, au fur et à
mesure qu'on occulte la contribution d'une partie du nuage.
Les résultats obtenus, bien que partiels, sont fort encourageants et
ouvrent des perspectives intéressantes quant à la compréhension
des
processus météorologiques à l'interfllce océan-continent, et l'estimation des
pluies, grâce il l'utilisation d'un radar hydrologique calibré.

---

- 86 -
APPENDIX
JI existe une corrélation évidente entre le régime générill des vents,
ses variations saisonnières de grande échelle-, la circulation océanique et la
température de surfilce de la mer (TSl-.1'l. Cette dernière ou plutôt sa
différence ilvec la température de l'air est déterminante pour le passage des
systèmes convectifs du continent à j'océan (chaleur latente et chaleur
sensible disponible à la surface). Aussi nous examinerons pour l'aire
d'étude qui nous concerne c'est à dire l'atl<lI1tique nord-est ilU large des
côtes sénégalo-mauri taniennes :
1°_ le régime des vents et la circulation océanique
2°_ la distribution des températures de surface de la mer en liaison
avec cette circulation.
1- LE RÉGIME DES VENTS ET LA CIRCULATION OCÉANIQUE
Le plus grand transport d'air vers léquateur par les alizés a lieu
dans la partie Est des océans. Cet air, venant des moyennes latitudes est
relativement froid [RielIl, 1979]. Les alizés mari limes, de vi tesse 5 à 9 m/ s
et
de
secteur
nord-est,
soufflent
régulièrement
toute
l'année,
parallèlement à la côte, avec cependant une variation saisonnière de ses
limites Nord et Sud. En hiver boréal, celles-ci sont respectivenl,~nt le 22° et
le 10° Nord, alors qu'en été la limite Sud se situe autour du 20: Nord. Plus
au Sud, prévalent durant cette période les vents de mousson du sud-ouest
[Mittelstaedt, 1983, 1991 ; Van Calllp et al, 1991] (fig.l.l). Parallèlement aux
alizés maritimes,
l'harmattan souffle sur le continent, sec et chaud,
transportant l'aérosol silharien
parfois jusqu'en mer,
surtout
durant
l'hiver de J'hémisphère Nord [Bertrand, 1975, Kalll, 1979,P. Oangll!! ct al,
1992].

---

- 87 -
n( ;. 1. IIleall otlllo·\\IJheric /Jre.\\S/Il"e und /JremifillK It"illds
dl/rinx l-ehmOlJ alld A /IK/Ist. Ihick filles dellote the lIorthem
(N. R.) alld sO/lthe,." (.\\ R.) hOlllldm)' of the t/(ldes ill FehmOlY
ulld Allgllst. lITe dotted fille enco/l'/Jo.\\ses the urea (!/So/lthll'est
A-fonsooll (1\\1) d/lrinx A"X"st. (/ )'o/Jrès 1)/71, / Y6 7).
l<cl<llivement élU dépl<lcemenl des limiles des éllizés,
l'upwelling de
r'klurilélllie se présenle le long des côles élvec une durée vélfiélble (Woosler
el éll 1976, Spelh el éll 1978, Millelsléledl 1983,1991, Véln C<llllp el ill 1991).
D'un mois <lulour du
lOoN (J<lllvier ou Février) ~ 6 Illois <lU 150 N
(Novcl)\\bre-rvléli), il l'si 11crlllélnenl clllre le 20" el le 25°N ; élU delil, Sél durée
diminue qU<1lld 1<1 1<1lilude <1ugmellle (Sheim<1lldél et <11 1975). L'upwelling
l'sI donc lié <lUX flux vers le sud el il persiste l<1nl fjlle les <llizés Illélfilimes
sunl prédomill<1nls. l'vl<1is, lorsfjue leur limile sud remanIe vers le

---

- 88 -
1 .C
;
1
1
.' (
/1"
1
. /
1
}'J ..
\\ ~. -
/-1(;.2, /dl!u/i::l!d .\\mj([c(' circll/u!ilJll dUlïllg Sl/J//lllt'!'. (;r('u!
Ofl(,ll
W-'-Oll'\\
dello!l'
jJll'\\'ui/illg
II.,,/(/ dirL'CI iOlls.
Hrok(,1l
urr()\\t's: ill!alll i({l'Il ( c!Tallges 01 \\I,lld directio/ls und \\ll'uk
.\\jJeed\\.
('l'os.\\'
\\l'i!fT
-1 I)oill!s:
Il'l'ok
alld ,'uJ'iahll'
ll"illtf.'i.
(Mi!!e/s!uI!J!, IY83j.
printemps, le sens des flux s'inverse, principalement sous l'influence
croissante de la mousson et il apparaît, surtout en été, un courllnt côtier
chaud, coulant vers le Nord jusC]u'au Clip blanc. Ce dernier (";t en rllit la
-
.. _
•
..' -
_.
-'-;'",
:;c-'
••..• __.•..:'~.!. , .....
partie côtière d'une large rotation cycloniC]ue dont la branche au large est le
courant des Canaries allant vers le Sud [Per/ot!l, 1969, Kiricliler, 1971,
lvlittelstaedf, 19831 (fig.1.1.2).
Selon ivlittelstaedt (1983), ce rJux de Nord sur le littoral est accentué
par le gradient de pression méridional de grande échelle de l'atlantique
Est. Ce gradient, persistant toute l'année avec cependant des vMÎùtions
saisonnières, comprendrùit :

---

- 89 -
- une composante bMocline prés de IJ surface, due il la baisse de
densité de la couche de surface liée il l'augmentation de température vers
l'équateur
d'une
pMt,
et
d'autre
pMt
à
l'ilpport
des
fleuves
et
précipitations, surtout le long des côtes;
- une composante bMotrope cJusée ~1M la circulJtion de grJnde
échelle.
En effet, le contre courant équatoriJI et le sous courant équatori,d créent
un excès de masse d'eau vers le littoral Est de l'Atlantique tropical, alors
qu'aux moyennes latitudes le courant des Canaries déviant vers l'ouest
produit un déficit de masse d'eau il Sil limite Est. Il en résulte un gradient
de pression méridional, entre basses et moyennes latitudes, tendant à
maintenir un courant compensatoire vers le Nord, le long des côtes. Ce
flux est d'autant plus marqué en été que le contre courant équatorial et les
moussons du Sud sont plus forts.
11- LES TEMPÉRATURES DE SURFACE DE LA MER EN LIAISON AVEC
LA CIRCULATION OCÉANIQUE.
La température de surface de la mer dépend, en partie des processus
physiques qui se passent en son sein comme le mélange turbulent, en
partie de l'influence de l'atmosphère juste au dessus. Elle est, en général,
légèrement
plus
basse,
a.soc,
que
la
température
de
la
couche
immédiatement en dessous à cause du refroidissement évaporatif il la
surface (A.H.Perry et Walker, 1977).
La difficulté de mesures conventionnelles de température de surface
de la mer, liée à la rareté des stations océaniques, oblige à recourir à
l'information satellitaire qui s'y prête d'ilutant plus que la variabilité
diurne des l'SM est très fJible (cette veille est possible, même avec les
satellites défilants, pourtant de faible résolution temporelle). Les aires

---

- 90 -
:""'"
;,
1
"
1"
,~.
IC-
'1
!
1
1
. " . . .
...... '
U( ;,3. Week/y churls ofs/IIIoct! lem/}<!/(/f"re d"rillK Il'illfer /973 (/eff) olld
S"l1/1I/<!/' /9ï3 (right). (/)'oJ}rès SI1It!d.
/')82) .
"~~~"':' '~'':~~''~\\;.'.• 'r-.-; :,.:-,::.".-... .f'~ -:;:'~'7'.,. ;....'.•..
-
.-
- ..:' .. :.w,!,-."
..
..'
• . , ••"
-:
,
•
.
d 'u pwelling sont
parti cul ièrement bien SUI VIS par les observa tions
satellitaires sur l'océan car l'upwelling produit de larges gradients de
températures [Van Calllp et ni, 19881.
Le phénomène est particulièrement bien illustré, aussi bien sur les
cartes hebdomadaires de TSM d'hiver et été 1973 produit par Smed (1982)
(fig. Il.1 a et b, que sur celles de Marec et Demarcq (1993), obtenues il partir
des données de Météosal. A cause de la faiblesse des alizés, il est

---

- 91 -
1:"; "':1 1 t 'J"'~
j.l(;.-I. . a) TSM METEOSAT, 1"·15 JANVIER 1993.
b) ANOMALIE TSM METEOSAT, 1",15 JANVIER 1993.
1("1/'0\\ Ttlll"
1':""0 l ',,':1'"
nU5. a) TSM METEOSAT, 16-31 JANVIER 1993.
b) ANOMALIE TSM METEOSAT. 16-31 JANVIER 1993.
,
....
-1"1
1
i
J 0 " 9 1 t '.)0'"
1 ...... 0
\\ t "d~
i
nc;.r;. a) TSM METEOSAT, 1"-15 FEVRIER 1993.
b) AN' JMALIE TSM I.'ETEOSAT, 1"-15 FEVRIER 1993.

---

- 92 -
mOIns prononcé en hiver 1993, loul en reslant observable jusqu'à la
latitude de Dakar en janvier-février (fig. 4o, Sil et 6a). En été, le gradient de
température en latitude est bien limité au 20° Nord, alors qu'on observe
durant tout l'hivernage (Juillet-Septembre) des TSÎ'vt de 27-2SoC au large
des côtes sénégalaises, sur tout le champs d'observation du radar, et même
bien au delà (fig. 7a-12a). Ces températures sont tout à fait habituelles en
ces périodes de l'année comme le montrent
les cartes d'anomalies
calculées par référence à la climatologie de Reynolds (fig. 4b-12b).
La différence de température entre la surface de la mer et l'air au
dessus est un facteur d'une extrême importance dans la poursuite des
systèmes précipitants propagatifs (lignes de grains) sur l'océan.
En effet, pour examiner quantitativement l'effet de la stabilité thermique
sur le transfert
d'énergie turbulente,
on
utilise
un
paramètre sans
dimension (le nombre de Richardson), qui est le rapport de l'énergie
fournie par les forces de flottabilité (poussée ascentionnelle) sur l'énergie
fournie par le cisaillement vertical du vent (r.loncrief et Green, 1972) :
R, = .8..- x ( 6 ~ tE) 2
T~
6 Il
avec
g_accélération de la pesanteur;
z_ hauteur mesurée à partir du niveau de la mer;
Tl-.:..températuremesurée à une hauteur z ;
To_température de surface de la mer;
6 T _différence de température moyenne entre Tl et To;
6u différence moyenne de vitesse horizontale de l'air au niveaux
o et z.
Celte différence
de
température entre donc comme
un
paramètre
fondamental dans la détermination de l'instabilité convective, cad de

---

- 93 -
" - - --=- -~,- \\ '-, -- --,- 7/,:7""--;
, , , ~',
::::,~).~'~. ~ ~ ~"~ ,.~ ,;-1
~ \\ J,." ',. ," 1/
:( l
' , _ 1
,"
,
\\", ~:~)
....
....! .~
/
l;
•
,<'
~
("
"'
~ ~ - - \\ .' , ~.
.f\\"
.
"~ _
,. ,
/
1
1
r.
".lC'
,,,
lI~;
e
,:'-~> l_ /:J
1'::
. ~C'
1 n··q 1 1.,'11!
/'](;.7. a) TSM METEOSAT, 1"-15 JUILLET 1993.
b) ANOMALIE TSM METEOSAT, 1~·15 JUILLET 1993.
:1~/) 'Y'~
, : ( ~'~"~~~\\
.. ~;./{
,
o
.
)
"
" "
/".
,J '
)
"--'_J"'~''''\\
C",
,
, '
~,--
.".,
~ '- T _\\ .~.
·~tl
d .
. lit
- J"
,"1;
.U~
_\\.
! ~"o l t L'O·
I O " Q } ~,-,ne
nu/? '<:1) TSM METEOSAT, 16-31 JUILLET 1993,
b) ANOMALIETSM METEOSAT. 16·31 JUILLET 1993.
lOP9 l 1..,or:
j-j( ;.9. :<1) TSM METEOSAT, 1"·15 AOUT 1993
b)ANOMALIETSM METEOSAT, 1~·15AOUT 1993.

---

,... 94 -
1 C''''O 1 t u,,~
J-J( i. / (J. a) TSM METEOSAT, 16·31 AOUT 1993.
b) ANOMALIE TSM t.lETEOSAT, 16·31 AOUT 1993.
,
.. -. -----. . ,
"
1 Î
o
f]<'
l ,--
f
\\~---
1
C]
~--.
(
"
,.-"
. \\
-.li
lonOI~·.)oe
j.}<;.11. a) TSM METEOSAT, 1·'·15 SEPTEMBRE 1993.
b) ANOMALIE TSM METEOSAT, P'·15 SEPTEMBRE 1993.
1["'01 f.l'O"
\\n"OI~"n~
n<;./2 <IlTSM METEOSAT, 16·30 SEPTEMBRE 1993.
b) ANOMALIE TSM METEOSAT, 16-30 SEPTEMBRE 1993.

---

- 95 -
l'énergie convective polentielle disponible (Moncrief et Miller, ]976).
Selon Riehl (1979), celle différence est plulôt fi1ible en moyenne, dépi1ssi1nl
raremenl 1°C, au point où il est impossible de Iri1cer des lignes relii1bles de
différence de température. Ceci serail donc ZI l'origine de la faiblesse de la
convection sur l'océan el p<H suite de la dissipalion progressive des lignes
de grain après le fraIlchissemenl des côtes.

---

- 96 -
RÉFÉRENCES BIBLIOGRAPHIQUES
Adler, F.R. and R.A. Mack, 1984: Thunderstorm cloud height-rainfall rate
relations for use with satellite rainfall estimation techniques, f. Appl.
Meteor., 23, 280-294.
Arkin, P.A., 1979: The relationship between fractional coverage of high
cloud and rainfall accumulations during GATE over the B-scale anay, MOIl.
Wea. Rev.,107, 1382-1387.
Aspliden, CT., Y. Tourré and J.B. Sabine, 1976: Sorne climatological aspects
of the west african disturbance lines during GATE, M01l. Wea. Rev., 104,
1029-1035.
Atlas, D. and T.L. Bell, 1991: The relationship of radar to cloud area time
integrals and implications for rain measurements from space.
25 t h
international conference on radar meteorology, Arnerican rneteorological
society, 369-373.
Atlas, D., D. Rosenfel d and D.B. Wolff, 1990: Climatologically tuned
reflectivity-rain rate relations and links links to area time integrals, f. Appl.
Meteor., 29, 1120-1135.
Atlas, D., D. Rosenfeld and D.A. Short, 1990: The estimation of convective
rainfall bye area integrals, l, the theoritical and ernpirical basis. J. Geoplzys.
Res., 95, D3, 2153-2160.
Austin, P., 1987: Relation between measured radar reflectivity and surface
rainfall, MOIl. Wea. Rev., lIS, 1053-1070.

---

- 97 -
Barnes, G.M. and K. Sieckman, 1984: The environnement of fast and slow
moving tropical mesoscale convective cloud lines, Mon. Wea. Rev., 112,
1782-1794.
Bourre!, L., H. Sauvageot, J.J. Vidal, D. Dartus and J.P . Dupouyet, 1993:
Mesures de pluie par une méthode radar d'aires fractionnelles. Actes des
joumées hydrologiqlle~ franco-roumaines, 10p.
Brandes, E.A., 1990: Evolution and structure of the 6-7 May 1905 mesoscale
convective system and associated vortex, MOIl. Wea. Rev., 118, 109-127.
Burpee, R.W., 1974: Charakteristics of north african easterly waves during
the summer of 1968 and 1969, j. Atmos. Sci., 31, 1556-1570.
Cadet, D.L. and N.O. Nnoli, 1987: Water vapour transport over Africa and
the eastern atlantic ocean d uring the 1979 summer, ]. Meteor. Soc. of lapall,
62, n05, 761-774.
Calheiros, R.V. and I. Zawadzki, 1987: Reflectivity rain-rate relationships for
radar hydrology in Brazil, 1. Clim. Appl. Meteor., 26, 118-132.
Caniaux, G., J.P. Lafore and J.L. Redelsperger, 1991: A numerical study of the
stratiform region of fast moving squall line, 1. Atmos. Sei.,
Carlson, T.N., 1969: Sorne remarks on african disturbance and their progress
over the tropical atlantic, MOIl. Wea. Rev., 97, 716-726.

---

- 98 -
Chiu, L.S., 1988: Estimating areal rainfall from rain area. Tropical rainfall
measurements. }.S. Theon and N. Fugono, Eds A. Reepak, 361-367.
Chong, M., P. Amayenc, G. Scialom and J. Testud, 1987: A tropical squall line
observed during COPT 81 experiment in West Africa. Part 1-Kinematic
structu re inferred from dual-doppler radar data,
ÀIIOIl. Wea. Rev., 115, 670-
694.
Crook, N.A. and M.W. Moncrieff, 1988: The effect of large scale convergence
on the generation and maintenance of deep moist convection, }. Atmos.
Sei., 45,3606-3624.
De Félice, P., A. Viltard et M. Camara, 1982: Vapeur d'eau dans la
troposphére en Afrique de l'Ouest, La Météorologie, VIe serie, 29, 129-134.
Doneaud, A.A., 5.1. Niscov, D.L. Priegnitz and P.L. Smi th, 1984: The area
time integral as a indicator for convective rain volumes. J. App!. Meteor.,
23,555-561.
Desbois M., T. Kayiranga, B. Gnamien, S. Guessous and L. Picon, 1988:
Charakterization of some elements of the sahelian climate and their
interannual variations for juli 1983, 1984 and 1985 from the analysis 0 f
Meteosat ISCCP data, Journal of climate, l, n09, 168-205.
Dhonneur G., 1974: Nouvelle approche des réalités météorologiques de
l'Afrique occidentale et centrale, Thése de docteur-ingénieur de l'université
de Dakar.

---

- 99 -
Dudhia, J., 1989: Numerical study of convection observed during the winter
monsoon experiment using a mesoscale two~dimentional model, ]. Atmos.
Sei., 46,3077-3107.
Duvel, J.P., 1989: Climatologie des fluctuations atmosphériques aux courtes
échelles de temps :analyse satellitaire des variations diurnes et des
mod ulations quasi-périodiques(3-5 jours) de la convection tropicale sur
l'Afrique et l'Atlantique. Thése université Paris 6.
Fowell, RG. and Y. Ogura, 1988: Numerical simulation of midlatitude
squall line in two dimension, J. AtI1IOS. Sei., 45, 3846-3879.
Gagin, A., D. Rosenfeld and RE. Lopez, 1985: The relationship between
height and precipitation charakteristics of summertime convective cells in
South Florida, ]. Atmos. Sei., 42, 84-94.
Garnache, J.F. and House, R.A. Jr, 1982: Water budget in the mesoscale
convective system in the tropics, f. Atmos. Sei., 40, 1835-1850.
Houze, RA. Jr, 1993: Cloud dynamics, Academie press, 570pp.
Houze, RA. Jr, 1989: Observed structure of mesoscale convective systems
and implications for large scale heating, Quart. J. Roy. Met. Soc., 115, 425-461.
Houze, RA. Jr, 1977: Structure and dynamics of a tropical squallline system,
!vlo11. Wea. Rev., 105, 1540-1567.

---

- 100 -
Houze, R.A. Jr and c.P. Cheng, 1977: Radar characteristic of tropical
convection observed d uring GATE: meam proporties and trend over the
summer season, !vloll. Wea. Rev., 105, 964-980.
Houze, R.A. Jr and P.V. Hobbs, 1982: Organization and structure of
precipitating cloud systems, Adv. GeopJzys., 24, 215-225.
Janicot S., 1990: Variabilité des précipitations en Afrique de l'Ouest et
circulations quasi-stationnaires durant une phase de transition climatique.
Thése de l'Université Paris 6.
Johnson, R.H., and P.J. Hamilton, 1988: The relationship of surface pressure
features
to the precipitation and airflow structure of an intensive
midlatitude squall line, 1\\11011. Wea. Rev.,116, 1444-1472.
Jorgensen, D. P. and M.A. Lemone, 1989: Vertical velocity characteristics of
oceanic convection, J. Atmos. Sei., 46, 621-640.
Joss, J. and A. Valdvogel, 1967: Ein spectrograph für Niederschlagstropfen
mit automatisher auswerung, Pure App!. Geophys., 68, 240-246.
Kedem, B., L.S. Chiu and Z. Kami, 1990: Analysis of the threshold method
for measuring area average rainfall, J. Appl. Meteor., 29, 3-20.
Leary C.A. and R.A. Houze Jr, 1979a: The structure and evolution of
convection in a tropical cloud cluster, J. Atmos. Sei., 36, 437-457.

---

- 101 -
Leary C.A. and R.A. Houze Jr, 1979b: IvleJting and evaporation of the
hydrometeors
in precipitation from the anvil douds of deep tropical
convection, J. Atmos. Sei., 36, 669-679.
Lemaitre, Y. and J. Testud, 1986: Observations and modelling of tropical
squall Iines observed during the COPT-79 experiment, AI1I!. Geoplzys.,4B,
21-36.
Lopez, R.A., D. Atlas, D. Rosenfeld, J.L. Thomas, D.O. Blanchard and R.E.
Holle, 1989: Estimation of areal rainfall using the radar echo area time
integral, J. App!. Meteor., 28, 1162-1174.
Machado, T.L.A., J.P. Duvel and M. Desbois, 1993: Diurnal variations and
modulation by easterJy waves of the size distribution of convective cloud
c1usters over West Africa and the atlantic ocean, 11/1011. Wea. Re-ù.,121, 37-49.
Nicholson, S., 1981: Rainfall and atmospheric circulation during drought
periods and wetter years in west Africa, Mail. Wea. Rev., 109, 2191-2208.
Nowell, R.E. and J.W. Kidson, 1984: African rnean wind changes between
sahelian wet and dry period, foumal of Cfi1JU1tologtj, 4, 27-33.
Mittelstaedt,
E.,1983: The upwellind area off northwest Africa_ A
description of phenomena related to coastal upwelling, Prog. Oceallog., 12,
307-331.
Mittelstaedt, E.,1991: The ocean boundary along the northwest african coast,
Prog. Oceanog., 26, 307-355.

---

- 102 -
Paynes, S.W. and M.M. McGarry, 1977: The relationship of satellüe inferred
convective activity to easterly waves over West Africa and the adjacent
ocean during phase III of GATE, MDII. Weil. Reu., 105,413-420.
Ramos-Buarque, 5.,1994: Estimation de l'intensité de la pluie par radar dans
les lignes de grain soudano-sahéliennes par intégrales spatio-temporelles.
Thése de l'Université Paul Sabatier (Toulouse III) nO 1782, 126p
Redelsperger, J.L., 1992: Les lignes de grain tropicales. Cours Ecole d'été: les
climats subtropicaux et leur évolution, CNES, 233-259.
Redelsperger, J.L. and J.P. Lafore, 1988: A th'ree dimentional simulation of a
tropical squall line convective organization and thermodynamic vertical
transport, J. Atmas. Sei., 45, 1334-1356.
Riehl, H., 1954: Tropical meteorology, Mc Craw Hill book company inc.,
392pp.
Rosenfeld, D., D. Atlas, D.A. Short, 1990: The estimation of convective
rainfall by area integrals, 2, the height-area rainfall threashold (HART)
rnethod, J. Geaphys. Res., 95, D3, 2161-2176.
Rosenfeld, D., D.B. Wolff, D. Atlas and E. Amitai, 1992: Rainfall beamwith
effects on Z-R relations and area integrals, J. Appl. lv1eteoT., 31, 454-464.
Rotunno, R., J.B. Klemp and L. \\Neisman, 1988: A theory for strong, long
lived squall line, f. Atlllos. Sei., 45, 463-485.

---

- 103 -
Roux, F., 1988: The west african squall line observed on 23 June 1981 during
COPT 81: Kinematics and thermodynamics of the convective region, J.
Atmos. Sei., 45, 406-426.
Rudledge, S.A., 1991: Middle latitude and tropical mesoscale convective
systems, Rev. Geophys., supplement, 88-97.
Rudledge, S.A. and R.A. House Jr, 1987: A diagnostic modeling study of the
trailing stratiform region of a midlatitude squall line, J. Atmos. Sei., 44, 2640-
2656.
Sauvageot, H, 1992: Radar Meteorology, Artech House, 366pp.
Sauvageot, H, 1994: The probability density fonction of rain rate and the
estimation of rainfall by area integrals, J. Appl. Meteor., 33, 8p (à paraitre).
Sauvageot, H. and G. Despaux, 1990: Sanaga, un systéme d'acquisition
numérique et de visualisation des données radar pour la validation des
estimations satellitaires de précipitation, Veille Cli11l. Sat.,30, 51-55.
Sauvageot, H., S. Ramos-Buarque, L. Bourrel, P. Bationo, M.S. Diop, R.S.
Ténorio, 1994: L'estimation des précipitations par radar et IR satellitaire à
partir d'intégrales d'aires, Jounzées hydrologiques 'de l'ORSTOivl, 22pp.
Simpson, J., R.F. Adler and G.R. North, 1988: A proposed rainfall
measurement mission (TRMM), Bull. Amer. Met. Soc., 69, 278-295.

---

- 104 -
Smull, B.f. and R.A. House ]r, 1987: Dual doppler radar analysis of a
midlatitude squall line with trailing a trailing region of striltiform rain, J.
Atmos. Sei., 44, 2128-2148.
Ténorio, R.S., S. Ramos-Buarque, H. Sauvageot, 1994: Etude statistique sur la
taille des cellules de pluies dans les lignes de grains tropicales à partir des
données d'un radar et d'un réseau pluviométrique à maille fine, 7eme
Colloque intenzatiolla/ de climatologie de l'A.I.C. (à p<Hilitre)
Van Camp, L., Nykjer and P. Schlittenhardt, 1988: The structure and
variability of a filament in the northwest african upwelling area as observed
from CZCS and AVHRR images, Re1l10te sell5Ï11g symposium : Moving
toward tlze 21st celltury, /GARSS'88, Edinbourgh, Scotland, 1057-1100.
Wilson, ].W. and E.A. Brandes, 1979: Radar measurements ofrainfalt Bull.
1·
Amer. Meteor. Soc., 60, 1048-1058.
t~~00"-'/~ .
.-.1
r ·
.
~:\\ ~):.-
Zipser, E.]., 1977: Mesoscale and convectIve-scale downd~d~~t}'hct
.~:..."
c ,~9~;r··
components of squall line circulation, Mail. Wea. Rev., 105>1~.p~~:;.1§89:

---