Tropopause

La tropopause est la zone de transition entre la troposphère et la stratosphère. Elle est définie comme l'altitude la plus basse où le gradient thermique vertical devient plus faible que -2 K par km dans une couche d'au moins 2 km d'épaisseur[5]. Elle n'est pas continue et ressemble à un escalier descendant en direction des régions polaires depuis l'équateur. Le passage de la troposphère à la stratosphère est beaucoup plus progressif et imprécis dans les régions polaires[1].

La pression atmosphérique au niveau de la tropopause ne dépasse guère 200 hPa et son altitude varie avec la température moyenne dans la troposphère. Ainsi, la tropopause est plus élevée pendant l'été que l'hiver car la température au sol est plus élevée. Pour la même raison, elle varie avec la latitude, allant de 8 km aux pôles à 18 km à l'équateur, avec une altitude moyenne de 11 km[1].

Comme elle se comporte presque comme un plafond (ou plancher) en ce qui concerne la dynamique des basses couches de l'atmosphère, dans les modèles numériques la tropopause est définie comme une cassure de la variation du tourbillon potentiel en fonction de l'altitude. Le tourbillon est de l'ordre de 10^-4, la variation de la température potentielle ${\displaystyle {d\theta \over dz}}$ est de l'ordre de 3 × 10^-3 et la masse volumique ρ de l'air à 11 km est 0.3. Le tourbillon ζ est de l'ordre de 10^-4 aux latitudes moyennes. Donc le tourbillon potentiel dans les hautes couches de la troposphère est (exprimé en SI) :

${\displaystyle P_{t}={\zeta \|\nabla \theta \| \over \rho }={10^{-4}\times 3\times 10^{-3} \over 0.3}=10^{-6}}$

Dans la basse stratosphère, la température est à peu près constante (varie de moins de 2 K par kilomètre) et donc :

${\displaystyle P_{s}={\zeta \|\nabla \theta \| \over \rho }={10^{-4}\times 8\times 10^{-3} \over 0.3}=2.7\times 10^{-6}}$

Dans ces conditions, la tropopause est définie comme étant l'altitude z où le tourbillon potentiel est de l'ordre de 2 × 10^-6 (ou 2 unités de tourbillon potentiel appelées en anglais potential vorticity unit)[6].

Si à un niveau plus élevé le gradient de température dépasse 3 °C par km, il est possible d'avoir une seconde zone de tropopause. La séparation entre la troposphère et la stratosphère peut ainsi être multiple à une latitude quelconque et s'effectuer par une série de feuillets quasi-horizontaux dans la verticale[7]. Ce phénomène est plus commun dans les régions à fort contraste thermique horizontal. Dans le cas extrême, les feuillets sont tellement rapprochés qu'ils deviennent indistincts l'un de l'autre et forment une couche très épaisse où la température est uniforme[8].

Stratification des températures et des vents sous la tropopause

Le changement de température horizontal dans une zone frontale crée une variation de pression à une altitude donnée. Cette variation augmente avec l'altitude dans la troposphère et est à l'origine de l'augmentation des vents avec l'altitude jusqu'à la tropopause. Par contre, dans la stratosphère la variation s'inverse et le vent diminue. On retrouve donc au niveau de la tropopause les vents maximums de la basse atmosphère que l'on nomme courant-jets.

La formation de dépressions météorologiques se produit près des zones de divergence en altitude que l'on trouve autour des courants-jets. On retrouve à ces endroits un abaissement de la tropopause qui peut provoquer des tempêtes importantes si l'abaissement est rapide.

• Circulation atmosphérique