1. Elements de classifications et ordres de grandeur
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..
equateur
~-;J!
1 1
Figure 1.6 - Un modele simplifie de la circulation generale (la circulation de
Hadley, XVIII€ siecle) : ascendance d'air chaud a I'equatcur et subsidence aux
poles. En realite, dans chaque hemisphere, a la cellule de Hadley, entre I'equateur et la latitude 30
0
, se rajoutent la cellule de Ferrel (entre 30 0 et 60
0
) puis
la cellule polaire (entre 60 0 et 90 0).
1.3.1.2 Transport vertical
Les vents verticaux sont beaucoup plus faibles que les vents horizontaux (de
trois a quatre ordres de grandeur). De plus, la diffusion moleculaire dans l'air
est trop faible pour jouer un role (de l'ordre de Vair ~ 105
m
2 s-1).
Un mecanisme beaucoup plus efficace est lie aux effets de fiottabilite : l'air
chaud est plus leger et les gradients de temperature induisent des mouvements
turbulents ascendants. Cela peut etre represents par des mccanismes de diffusion turbulente (chapitre 3). Une valeur moyenne typique de coefficient de
diffusion turbulente est K; ~ 10 - 20 m 2 s-1.
Le temps de transport associe al'echelle spatiale L est donne par T == L
2 / K,
et on obtient alors comme ordre de grandeur:
• pour Ie transport dans la couche limite atrnospherique : de quelques
heures a un jour (fonction de la stabilite, chapitre 3) ;
• pour Ie transport troposphcrique (jusqu'a la tropopause) : de l'ordre du
mois.
On a vu que Ie profil de temperature prescntait une inversion au niveau de
la tropopause (figure 1.1). Cela rend plus difficile Ie passage de la troposphere
vers la stratosphere (temps caracteristique de l'ordre de 5 a 10 ans) ; Ie temps
de passage de la stratosphere vers la troposphere est de I'ordre de 1 a 2 ans
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Figure 1.6 - Un modele simplifie de la circulation generale (la circulation de
Hadley, XVIII€ siecle) : ascendance d'air chaud a I'equatcur et subsidence aux
poles. En realite, dans chaque hemisphere, a la cellule de Hadley, entre I'equateur et la latitude 30
0
, se rajoutent la cellule de Ferrel (entre 30 0 et 60
0
) puis
la cellule polaire (entre 60 0 et 90 0).
1.3.1.2 Transport vertical
Les vents verticaux sont beaucoup plus faibles que les vents horizontaux (de
trois a quatre ordres de grandeur). De plus, la diffusion moleculaire dans l'air
est trop faible pour jouer un role (de l'ordre de Vair ~ 105
m
2 s-1).
Un mecanisme beaucoup plus efficace est lie aux effets de fiottabilite : l'air
chaud est plus leger et les gradients de temperature induisent des mouvements
turbulents ascendants. Cela peut etre represents par des mccanismes de diffusion turbulente (chapitre 3). Une valeur moyenne typique de coefficient de
diffusion turbulente est K; ~ 10 - 20 m 2 s-1.
Le temps de transport associe al'echelle spatiale L est donne par T == L
2 / K,
et on obtient alors comme ordre de grandeur:
• pour Ie transport dans la couche limite atrnospherique : de quelques
heures a un jour (fonction de la stabilite, chapitre 3) ;
• pour Ie transport troposphcrique (jusqu'a la tropopause) : de l'ordre du
mois.
On a vu que Ie profil de temperature prescntait une inversion au niveau de
la tropopause (figure 1.1). Cela rend plus difficile Ie passage de la troposphere
vers la stratosphere (temps caracteristique de l'ordre de 5 a 10 ans) ; Ie temps
de passage de la stratosphere vers la troposphere est de I'ordre de 1 a 2 ans