Tropopause

Régions tropicales

La tropopause tropicale (située à environ 380 K) se trouve dans la branche ascendante de la circulation de Brewer-Dobson (figure 1) à une pression d’environ 100 hPa et à une température d’environ -70 à -80°C. Les constituants qui traversent la surface isentropique de 400 K (environ 90 hPa) après avoir franchi la tropopause tropicale sont susceptibles d’être transportés dans la moyenne et la haute stratosphère par la circulation de Brewer-Dobson à grande échelle. Là, elles peuvent affecter la composition de la stratosphère pendant des années. Entre la tropopause tropicale et 400 K, les calculs théoriques et les mesures de la vapeur d’eau et des débris de bombes atomiques (provenant des explosions des années 1950 et 1960) indiquent un transport considérable vers le pôle des constituants à l’état de traces. Cela suggère qu’une fraction des constituants qui traversent la tropopause tropicale ne sont pas transportés beaucoup plus haut que 400 K, mais sont rapidement transportés dans la stratosphère extratropicale la plus basse, par un transport essentiellement isentropique.

La TEP dans les tropiques est régie par une interaction complexe et mal comprise entre la convection et la circulation de Brewer-Dobson à grande échelle. Les parcelles qui traversent la tropopause sont initialement transportées vers le haut dans des nuages convectifs profonds. Cependant, au-delà d’une certaine hauteur, la circulation de Brewer-Dobson régit le soulèvement ultérieur de la parcelle. La hauteur de transition entre la convection et la circulation à grande échelle n’est pas fermement fixée. Au moins la tropopause tropicale n’est souvent pas clairement délimitée. Au lieu de cela, il peut être plus exact de considérer la tropopause tropicale comme une région de transition assez profonde entre la troposphère et la stratosphère.

La question de savoir si la transition entre la convection et la circulation à grande échelle se produit généralement au-dessus ou au-dessous de la tropopause tropicale définie reste ouverte. Les tourelles convectives pénètrent effectivement la tropopause à l’occasion, comme on l’a observé dans la région indonésienne, par exemple. Cependant, on peut se demander si ces événements convectifs très profonds sont suffisamment fréquents pour fournir le flux de masse ascendant nécessaire. Dans ce cas, le mouvement ascendant à travers la tropopause tropicale pourrait être de grande ampleur, auquel cas on s’attendrait à une fréquente nébulosité élevée près de la tropopause. Des cirrus subvisibles sont observés au-dessus du bassin chaud du Pacifique occidental plus de 90 % du temps pendant l’hiver de l’hémisphère Nord, mais la cause de cette nébulosité n’est pas encore déterminée. D’autre part, si la convection fournit plus que le flux de masse requis au-dessus de la tropopause, seuls les événements convectifs les plus élevés et les plus froids peuvent finir par avoir un impact sur la stratosphère. Dans ce cas, en dehors des courants ascendants convectifs, la tropopause équatoriale se trouve dans une région subsidente.

La sécheresse de l’air entrant dans la stratosphère équatoriale (environ 3 ppm en volume pendant l’hiver de l’hémisphère nord et 4,2 ppm en volume pendant l’été de l’hémisphère nord) contraint étroitement les voies possibles par lesquelles l’air tropical peut entrer dans la stratosphère. Comme il s’agit d’un air beaucoup plus sec que l’air troposphérique en moyenne et typiquement plus sec que le rapport de mélange de vapeur d’eau à saturation à la tropopause tropicale, toute théorie des STE tropicales doit tenir compte de la déshydratation des parcelles d’air entrant dans la stratosphère.

Un mécanisme possible pour un rapport de mélange de vapeur d’eau aussi faible est que l’air qui entre dans la stratosphère a été traité à travers un nuage. En effet, lorsqu’une parcelle se déplace vers le haut et se refroidit, l’eau en excès de la pression de vapeur saturante se condense. Pour que la déshydratation soit efficace, il faut que la parcelle reste à des températures suffisamment froides pour que les cristaux de glace atteignent une taille suffisante pour une sédimentation rapide. Sinon, lorsque la parcelle continue de s’élever dans la stratosphère, les cristaux de glace peuvent se réévaporer. L’air présentant de faibles rapports de mélange stratosphériques de vapeur d’eau a parfois été mesuré en association avec des nuages convectifs profonds. Cependant, des processus autres que la convection peuvent également jouer un rôle dans la déshydratation de l’air. Par exemple, les ondes de gravité se propageant près de la tropopause peuvent fournir un soulèvement suffisant pour permettre une condensation supplémentaire et une perte de vapeur d’eau. Le traitement des nuages affectera également l’EST des espèces chimiques par la perte concomitante d’espèces solubles.

Les températures moyennes zonales de la tropopause tropicale ne sont pas cohérentes avec l’extrême sécheresse de la stratosphère. Cela suggère l’hypothèse qu’il existe des régions privilégiées dans lesquelles l’air pénètre dans la stratosphère ; l’air passe localement vers le haut à travers la tropopause tropicale uniquement là où la pression de vapeur saturante est suffisamment basse (du fait des températures très froides) pour permettre une déshydratation suffisante des parcelles d’air comme décrit ci-dessus. Une telle région se trouve dans le Pacifique occidental (principalement à proximité de l’Indonésie) pendant l’hiver de l’hémisphère nord, conformément à l’idée d’une « fontaine » stratosphérique localisée par laquelle l’air entre dans la stratosphère. Cependant, pendant l’été de l’hémisphère Nord, la distribution des températures provenant des analyses météorologiques à grande échelle n’indique aucune région avec des températures suffisamment froides de manière persistante pour expliquer l’enregistrement de la vapeur d’eau. À cette époque de l’année, les températures froides et les événements de déshydratation ne doivent se produire que sporadiquement, en association avec des événements limités dans l’espace et dans le temps qui ne sont pas pris en compte dans les analyses météorologiques à grande échelle. Une autre hypothèse, introduite récemment et toujours en cours de développement, est basée sur l’existence d’une couche de transition profonde de la tropopause. La déshydratation de l’air se produit dans les systèmes convectifs, mais le transport de l’air déshydraté vers la stratosphère se fait par une lente ascension en raison du réchauffement radiatif net global dans cette partie de l’atmosphère. Dans cette optique, la déshydratation et le transport dans la stratosphère se produisent à des moments et des endroits différents. Cette vision de l’EST tropical est plus dynamique que la « fontaine » stratosphérique et implique des processus verticaux et horizontaux à des échelles très différentes. Aucune des hypothèses décrites ci-dessus n’a encore pu expliquer de manière complète et cohérente la distribution observée de la vapeur d’eau dans la stratosphère tropicale.

Les variations longitudinales de la hauteur et de la température de la tropopause, et donc les emplacements privilégiés de l’EST équatorial, peuvent être attribuées à un ensemble de processus locaux mal compris. Les hauteurs de tropopause les plus froides sont associées à la piscine chaude du Pacifique occidental et à la mousson de l’hémisphère Nord. Ceci est cohérent avec le fait que la convection joue un rôle actif dans le façonnement de la morphologie de la tropopause. Cependant, la relation entre la convection et la hauteur de la tropopause n’est pas simple. En particulier, il y a des indications selon lesquelles les températures minimales à la tropopause en janvier sont centrées sur l’équateur, alors que la convection est maximisée légèrement au sud. Les effets radiatifs des nuages convectifs et les mouvements d’ondes forcés par leur chauffage diabatique obscurcissent toute relation directe entre la convection, la hauteur et la température de la tropopause, et l’emplacement de l’EST.

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