Structure de l’atmosphère et tropopause tropicale

Structure de l’atmosphère et tropopause tropicale

Structure générale de l’atmosphère : vision d’ensemble et première définition de la tropopause tropicale

Tropopause thermique
La tropopause est une région de transition séparant la couche la plus basse de l’atmosphère, appelée la troposphère, de celle située juste au-dessus, la stratosphère. La forme du profil moyen de la température de l’atmosphère permet d’approximer la position moyenne de la tropopause. En effet, la température décroît avec l’altitude dans la troposphère jusqu’à celle-ci puis réaugmente dans la stratosphère, principalement à cause de la présence de l’ozone stratosphérique. De ce fait, la tropopause est la partie la plus froide de la basse atmosphère. Les mouvements y sont, de ce fait, très lents. L’altitude de cette tropopause dite thermique, dépend de la latitude. Elle est située, à partir du niveau de la mer, entre 6 et 10 km aux pôles, entre 10 et 12 km aux moyennes latitudes et 16-18km au niveau des tropiques. Cette altitude dépend de la saison mais aussi de la région considérée. Par exemple, elle est en moyenne plus élevée au-dessus de la “warm pool” du Pacifique ouest équatorial (autour de 17.5 km), là où les températures de surface de la mer dépassent 28.5 °C sur une profondeur d’une centaine de mètres. La tropopause peut atteindre 18 km sur le sud-est asiatique durant la mousson asiatique d’été, à cause de la présence de systèmes convectifs tels que la Mousson asiatique. WMO [1957] propose de définir la tropopause tropicale thermique comme l’altitude la plus basse à laquelle le gradient thermique vertical diminue de 2° C ou moins par km dans une couche d’au moins de 2 km d’épaisseur. Cette définition présente cependant quelques inconvénients. Elle ne prend, par exemple, pas en compte les processus convectifs. De plus, lorsque le gradient thermique est inférieur à -3°C .km−1 sur environ 1 km, la présence d’une double tropopause thermique peut être observée. Dans ce cas, la tropopause est discontinue et peut même être constituée de multiples tropopauses. Cela se produit particulièrement où le gradient horizontal thermique dans la troposphère est important comme dans les extra tropiques. D’autres définitions, plus ou moins utilisées, ont été proposées : comme la tropopause thermique au niveau de chauffage convectif [Forster et al., 1997] ou encore la température minimale de la basse atmosphère [Selkirk, 1993]. La surface 100 hPa est aussi parfois utilisée : elle correspond à la pression moyenne pour laquelle le gradient de température s’inverse, mais elle ne reste qu’une approximation.

Dynamique troposphérique et stratosphérique équatoriale

Le réchauffement solaire est le principal moteur de la circulation atmosphérique tropicale, entre 30° S et 30° N. Celui-ci engendre deux circulations troposphériques globales moyennes observées au niveau des tropiques : une circulation méridienne d’énergie via les cellules de Hadley et une circulation zonale d’énergie via les cellules de Walker. Dans la stratosphère, les masses d’air se déplacent verticalement beaucoup plus lentement que dans la troposphère. Cette circulation stratosphérique est appelée circulation de Brewer-Dobson.

Transport méridien troposphérique d’énergie : la circulation de Hadley
Le chauffage solaire réchauffe la surface au niveau des tropiques, ce qui engendre une zone de basse pression. De ce fait, les alizés (vents de nord-ouest pour l’hémisphère nord et de sudouest pour l’hémisphère sud, du fait de la rotation de la Terre) convergent vers cette zone de basse pression. Cette région est appelée Zone de Convergence Inter-Tropicale (ITCZ). Du fait de l’inclinaison de la Terre, elle est située en moyenne dans l’hémisphère sud durant l’hiver boréal et dans l’hémisphère nord durant l’été boréal. Les alizés sont chargés en humidité puisqu’ils proviennent principalement de région océaniques. Proche de l’ITCZ, ces masses d’air convergeantes se réchauffent, du fait du rayonnement solaire, et s’élèvent. Un pourcentage de ces masses d’air atteint la tropopause. En s’élevant, elles perdent une grande partie de leur humidité. C’est pourquoi des nuages convectifs profonds et d’intenses précipitations sont observées très fréquemment dans les tropiques. Au niveau de la tropopause, les masses d’air divergent vers les pôles tout en acquiérant une composante zonale d’ouest de plus en plus forte jusqu’à atteindre une valeur maximale aux alentours de 30° N et 30° S. Ce sont les jets subtropicaux qui sont aussi visibles dans la haute troposphère .

Transport zonal troposphérique d’énergie : les cellules de Walker 

La circulation de Hadley met en évidence l’ascendance des masses d’air au niveau des tropiques ainsi que l’activité convective associée. Cependant, cette activité convective ne s’observe pas de manière uniforme à toutes les longitudes. Bjerknes [1969] et par la suite Flohn [1971] ont mis en évidence l’existence de quatre cellules tropicales zonales de circulation qui expliquent cette non uniformité .

En effet, la capacité calorifique de l’océan est plus forte que celle de la surface continentale. L’océan peut donc emmagasiner de la chaleur plus facilement que les continents. De plus, cette énergie est redistribuée plus facilement par l’océan, via les gyres subtropicales et la circulation thermohaline, que par la surface continentale, qui a une faible conductivité thermique. Au niveau des continents, l’excédent d’énergie nécessite une redistribution verticale plus rapide, ce qui entraîne de forts mouvements verticaux atmosphériques. Cette intense activité convective engendre des zones de basse pression à la surface et des zones de hautes pression vers 200 hPa, ce qui entraîne des vents orientés des hautes vers les basses pressions .

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Table des matières

I Introduction
1 Structure de l’atmosphère et tropopause tropicale
1.1 Structure générale de l’atmosphère : vision d’ensemble et première définition de la tropopause tropicale
1.2 Dynamique troposphérique et stratosphérique équatoriale
1.3 La tropopause vue comme une couche de transition : la TTL
2 La convection profonde tropicale
2.1 Mécanismes de la convection profonde et niveau de détraînement maximum
2.2 Méthodes de détection des sommets des nuages tropicaux
2.3 Climatologie ISCCP des nuages tropicaux
2.4 Cas des nuages convectifs profonds atteignant la TTL
2.5 Mécanismes des moussons tropicales et subtropicales
3 Transport à travers la tropopause : état de l’art
3.1 Taux de chauffage radiatifs dans la TTL
3.2 L’effet radiatif des nuages et conséquences sur le transport dans la TTL
3.3 Observations du transport troposphérique-stratosphérique tropical
4 Objectifs de la thèse
II Convection profonde tropicale et détection des sommets des cumulonimbus tropicaux
1 Présentation des données de température de brillance CLAUS
2 Climatologie des sommets des nuages convectifs tropicaux et définition de boîtes régionales
2.1 Méthode : détection des sommets des nuages convectifs profonds tropicaux avec les données CLAUS
2.2 Choix d’un seuil en température de brillance
2.3 Définition de boîtes régionales
3 Altitude des sommets des nuages
3.1 Cas des parcelles ayant subi une refroidissement adiabatique très rapide
3.2 Première détermination des altitudes des sommets des nuages
3.3 Correction de l’altitude des sommets des nuages convectifs tropicaux
4 Résumé du chapitre
III Transport lagrangien : généralités, données utilisées et méthode
1 Modèle lagrangien diabatique vs modèle eulérien diabatique
1.1 Présentation générale et choix d’un modèle de transport diabatique
1.2 Avantages de l’approche lagrangienne pour cette étude
2 Les réanalyses ERA-Interim, MERRA et JRA-55
2.1 Généralités sur les réanalyses
2.2 La réanalyse ERA-Interim
2.3 La réanalyse MERRA
2.4 La réanalyse JRA-55
3 Trajectoires lagrangiennes diabatiques forward et backward dans TRACZILLA
3.1 Le modèle de transport TRACZILLA
3.2 Trajectoires forward et backward
IV Conclusion

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