Circulation atmosphrique observe

1 Structure verticale

1.3 A Brief Survey of the Atmosphere 9

Although aerosols and cloud droplets account foronly a minute fraction of the mass of the atmos-phere, they mediate the condensation of water vaporin the atmospheric branch of the hydrologic cycle,they participate in and serve as sites for importantchemical reactions, and they give rise to electricalcharge separation and a variety of atmospheric opti-cal effects.

1.3.4 Vertical structure

To within a few percent, the density of air at sea levelis 1.25 kg m3. Pressure p and density decreasenearly exponentially with height, i.e.,

(1.8)

where H, the e-folding depth, is referred to as thescale height and p0 is the pressure at some referencelevel, which is usually taken as sea level (z 0). Inthe lowest 100 km of the atmosphere, the scale heightranges roughly from 7 to 8 km. Dividing Eq. (1.8) byp0 and taking the natural logarithms yields

(1.9)

This relationship is useful for estimating the height ofvarious pressure levels in the Earths atmosphere.

Exercise 1.2 At approximately what height abovesea level does half the mass of the atmosphere lieabove and the other half lie below? [Hint: Assumean exponential pressure dependence with H 8 kmand neglect the small vertical variation of g withheight.]

Solution: Let be the pressure level that halfthe mass of the atmosphere lies above and half liesbelow. The pressure at the Earths surface is equalto the weight (per unit area) of the overlying col-umn of air. The same is true of the pressure atany level in the atmosphere. Hence,where is the global-mean sea-level pressure.From Eq. (1.9)

Substituting H 8 km, we obtain

zm 8 km 0.693 5.5 km

zm H ln 0.5 H ln 2

p0

pm p0 /2

pm

zm

ln pp0

zH

p p0ezH

Because the pressure at a given height in theatmosphere is a measure of the mass that lies abovethat level, it is sometimes used as a vertical coordi-nate in lieu of height. In terms of mass, the 500-hPalevel, situated at a height of around 5.5 km abovesea level, is roughly halfway up to the top theatmosphere.

Density decreases with height in the same manneras pressure. These vertical variations in pressure anddensity are much larger than the corresponding hori-zontal and time variations. Hence it is useful todefine a standard atmosphere, which represents thehorizontally and temporally averaged structure ofthe atmosphere as a function of height only, as shownin Fig. 1.8. The nearly exponential height dependenceof pressure and density can be inferred from the factthat the observed vertical profiles of pressure anddensity on these semilog plots closely resemblestraight lines. The reader is invited to verify inExercise 1.14 at the end of this chapter that the cor-responding 10-folding depth for pressure and densityis 17 km.

Exercise 1.3 Assuming an exponential pressureand density dependence with H 7.5 km, estimatethe heights in the atmosphere at which (a) the airdensity is equal to 1 kg m3 and (b) the height atwhich the pressure is equal to 1 hPa.

0

20

40

60

80

100

120

140

160

108 107 106 105 104 103 102 101 1 10 102 103

Pressure (hPa)Density (g m3)

Mean free path (m)

Hei

ght a

bove

sea le

vel (k

m)

Fig. 1.8 Vertical profiles of pressure in units of hPa, densityin units of kg m3, and mean free path (in meters) for theU.S. Standard Atmosphere.

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FIGURE 1 Structure verticale de la pression, la densit, et du libre parcours moyen desmolcules. Noter lchelle logarithmique en abscisse, les variations avec z sont doncproches dexponentielles.

Les principales variables thermodynamiques utilises pour ltude de latmosphresont la temprature T , la pression P, et la masse volumique (ou densit) . Toutesles trois varient beaucoup plus rapidement sur la verticale que sur lhorizontale, onpeut donc dfinir une structure verticale moyenne en fonction de laltitude.

La pression moyenne au niveau de la mer est de 1013,25 hPa, la densit denviron1,25kgm3. Pression et densit dcroissent ensuite de faon approximativementexponentielle (figure 1) :

P Poez/Ho H est appele hauteur dchelle. La pression est divise par deux environ tous les5 km.

Les variations verticales de temprature sont trs diffrentes : la tempraturedcroit et augmente alternativement avec laltitude, de faon quasi-linaire (figure

1

10 Introduction and Overview

Solution: Solving Eq. (1.9), we obtain z H ln ( p0p),and similarly for density. Hence, the heights are (a)

for the 1-kg m3 density level and (b)

for the 1-hPa pressure level. Because H varies withheight, geographical location, and time, and the refer-ence values 0 and p0 also vary, these estimates areaccurate only to within 10%.

Exercise 1.4 Assuming an exponential pressureand density dependence, calculate the fraction of thetotal mass of the atmosphere that resides between 0and 1 scale height, 1 and 2 scale heights, 2 and 3 scaleheights, and so on above the surface.

Solution: Proceeding as in Exercise 1.2, the fractionof the mass of the atmosphere that lies between 0 and1, 1 and 2, 2 and 3, and so on scale heights abovethe Earths surface is e1, e2, . . . eN from which itfollows that the fractions of the mass that reside inthe 1st, 2nd . . ., Nth scale height above the surface are1 e1, e1(1 e1), e2(1 e1) . . ., eN(1 e1),where N is the height of the base of the layer expressedin scale heights above the surface. The correspondingnumerical values are 0.632, 0.233, 0.086 . . .

Throughout most of the atmosphere the concen-trations of N2, O2, Ar, CO2, and other long-lived con-stituents tend to be quite uniform and largelyindependent of height due to mixing by turbulentfluid motions.7 Above 105 km, where the mean freepath between molecular collisions exceeds 1 m(Fig. 1.8), individual molecules are sufficiently mobilethat each molecular species behaves as if it alonewere present. Under these conditions, concentrationsof heavier constituents decrease more rapidly withheight than those of lighter constituents: the densityof each constituent drops off exponentially with

7.5 km ln 10001.00 52 km

7.5 km ln 1.251.00 1.7 km

height, with a scale height inversely proportional tomolecular weight, as explained in Section 3.2.2. Theupper layer of the atmosphere in which the lightermolecular species become increasingly abundant (ina relative sense) with increasing height is referred toas the heterosphere. The upper limit of the lower,well-mixed regime is referred to as the turbopause,where turbo refers to turbulent fluid motions andpause connotes limit of.

The composition of the outermost reaches of theatmosphere is dominated by the lightest molecularspecies (H, H2, and He). During periods when thesun is active, a very small fraction of the hydrogenatoms above 500 km acquire velocities high enoughto enable them to escape from the Earths gravita-tional field during the long intervals between molec-ular collisions. Over the lifetime of the Earth theleakage of hydrogen atoms has profoundly influ-enced the chemical makeup of the Earth system, asdiscussed in Section 2.4.1.

The vertical distribution of temperature for typi-cal conditions in the Earths atmosphere, shown inFig. 1.9, provides a basis for dividing the atmos-phere into four layers (troposphere, stratosphere,

7 In contrast, water vapor tends to be concentrated within the lowest few kilometers of the atmosphere because it condenses and pre-cipitates out when air is lifted. Ozone are other highly reactive trace species exhibit heterogeneous distributions because they do notremain in the atmosphere long enough to become well mixed.

0

10

20

30

40

50

60

90

100

160 180 200 220 240 260 280 300Temperature (K)

Hei

ght (k

m)

1000

100

10

1

0.1

0.01

0.001

300

80

70

Pres

sure

(hPa

)

Thermosphere

Mesopause

Mesosphere

Stratopause

Stratosphere

TroposphereTropopause

Fig. 1.9 A typical midlatitude vertical temperature profile,as represented by the U.S. Standard Atmosphere.

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FIGURE 2 Structure verticale idalise de la temprature

2), en restant comprise entre environ 200 et 300K. Cette structure verticale de latemprature permet de diviser latmosphre en un certain nombre de couches auxproprits diffrentes, nommes -sphre, dont les limites suprieures sont appeles-pause. On distingue, partir de la surface :

La Troposhre qui stend jusqu environ 11km daltitude, et contient 80% dela masse de latmosphre. La temprature y dcroit en moyenne de 6,5par kilomtre. La troposphre est une couche relativement bien mlangesur la verticale, sauf sur certaines couches minces appeles inversions o latemprature dcroit peu ou mme augmente avec laltitude. La troposphre estla couche o on lieu la plupart des phnomnes mtorologiques.

La Stratosphre est situe au dessus. Elle contient trs peu de vapeur deau (cause des tempratures trs basses rencontres la tropopause) mais la ma-jorit de lozone. Labsorption du rayonnement solaire ultraviolet par lozoneexplique que la temprature dans la stratosphre est dabord isotherme, puisaugmente avec laltitude jusqu un maximum la stratopause. Cette structureverticale trs stable inhibe fortement les mouvements verticaux, ce qui expliqueque la stratosphre soit organise - comme son nom lindique - en coucheshorizontales. Le temps de rsidence de particules dans la stratosphre est trslong cause de labsence de nuages et prcipitations.

La Msosphre a des caractristiques proches de la troposhre, avec une tempra-

2

ture dcroissante sur la verticale, mais pas de vapeur deau.

La Thermosphre situe au sommet a sa temprature contrle par labsorptiondu rayonnement solaire ultraviolet dur et X, et varie beaucoup suivant lactivitsolaire et lalternance jour-nuit.

On peut ajouter ces diffrentes couches une couche limite atmopshrique situejuste au dessus de la surface, dpaisseur variant de quelques centaines de m 3 km.Cest la couche o latmosphre interagit avec la surface sur des dures courtescomme le cycle diurne.

2 Composition

La composition chimique de latmosphre sexprime gnralement en utilisant lerapport de mlange volumique, ou la proportion dun volume dair occupe par ungaz particulier. Lair tant un gaz parfait, ce rapport de mlange volumique est galau rapport du nombre de molcules du gaz sur le nombre total :

ri =nink

Le rapport de mlange est exprim en pourcentage pour les composs les plusabondants, et pour les gaz traces en parties par million (ppm) ou par milliards(ppb). Une concentration d1 ppm correspond donc une molcule sur 1 million demolcules dair, ou un rapport de mlange de 106.

Lazote et loxygne dominent largement la composition (tableau 1), suivis parlargon et dautre gaz rares beaucoup moins abondants. Les concentrations de vapeurdeau et dozone sont trs variables, la vapeur deau tant prsente surtout dans latroposhre, avec un maximum prs de la surface et dans les tropiques (figure 5), etlozone dans la stratosphre. Un certain nombre de gaz traces sont mis rgulirementau niveau de la surface, par des phnomnes naturels ou les activits humaines.Leur rpartition dpend alors beaucoup de leur dure de vie dans latmosphre. LeCO2 qui est trs stable est bien mlang. Le mthane, qui a une dure de vie dunedizaine dannes, est bien rparti dans la troposhre mais sa concentration variedans la stratosphre. Des polluants dure de vie courte (quelques jours) commelozone troposhrique, se retrouveront surtout au voisinage des sources. Les activitshumaines ont galement contribu modifier la concentration de certains de cesgaz.

Cette composition de lair est valide et constante sur les premiers 80 100 kmdaltitude, part quelques constituants mineurs . On appelle cette rgion lhomosphre.Au dessus de cette altitude, le libre parcours moyen des molcules devient trs grand,et on a une dcantation o les lments plus lgers dominent progressivement auxaltitudes leves.

3

ConstituantMasseMolaire

Rapportde Mlange

Azote (N2) 28 78%Oxygne (O2) 32 21%Argon (Ar) 40 0.93%Vapeur deau (H2O) 18 0-5%Dioxyde de Carbone (CO2) 44 380 ppmNon (Ne) 20 18 ppmHlium (He) 4 5 ppmMthane (CH4) 16 1.75 ppmKrypton (Kr) 84 1 ppmHydrogne (H2) 2 0.5 ppmOxide nitreux (N2O) 56 0.3 ppmOzone (O3) 48 0-0.1 ppm

TABLE 1 Principaux composants de latmosphre. Les gaz effet de serre sont indiqus engras.

3 Circulation atmosphrique

3.1 Structure en latitude

Au premier ordre, les caractristiques de latmosphre dpendent essentiellement dela latitude. On a en particulier un contraste entre les rgions tropicales, comprisesentre 30 sud et nord, et les latitudes moyennes (autour de 45) et hautes (prs desples). Ces variations apparaissent clairement en observant des moyennes sur toutesles longitudes, ou moyennes zonales (figure 3).

La temprature dcroit partout sur la verticale jusqu un minimum la tropopause,situe entre 100 hPa dans les tropiques (o la temprature minimale est atteinte) et300 hPa aux moyennes latitudes. Sur lhorizontale, la temprature est maximale etpresque constante dans les tropiques, puis dcroit trs rapidement vers les ples auxlatitudes moyennes.

La structure du vent zonal est domine par la prsence de deux jets douest (ventde louest vers lest) situs aux moyennes latitudes. Leur vitesse augmente sur laverticale entre la surface et un maximum au niveau de la tropopause, autour de50 m/s. Dans les tropiques, les vents moyens sont dest mais restent faibles.

La circulation dans le plan mridien (sud-nord et verticale) est caractrise parune srie de cellules fermes (figure 4). Dans les tropiques, lair slve autour delquateur (lgrement au nord en moyenne) et redescend au niveau des subtropiques.Par continuit, on a un coulement vers lquateur en surface, et vers les ples en

4

FIGURE 3 Coupes latitude-pression de la temprature (haut) et du vent zonal (bas), enmoyenne climatique et zonale, pour le mois de janvier. Lutilisation de la pression commecoordonne verticale permet de focaliser sur la troposphre.

5

90S 60S 30S 0 30N 60N 90NLatitude

020

040

060

080

010

00Pr

essi

on [hP

a]

40

20

20

20

0

00

0-20

-60

-200 -180 -160 -140 -120 -100 -80 -60 -40 -20 0 20 40 60 80 100 120 140 160 180 200Fonction Fonction de courant mridienne [1e9 Kg/sec]

FIGURE 4 Circulation moyenne (zonale et temporelle) dans le plan mridien. La circulation(schmatise par les flches) est parallle aux isolignes de la fonction de courant, et le fluxde masse (dbit) entre deux isolignes est constant.

altitude. Ce systme est appel cellules de Hadley. On observe galement dans lesmoyennes latitudes des cellules plus faibles appeles cellules de Ferrel.

La rpartition de la vapeur deau (fig 5) est trs lie la temprature : on observeun maximum dans les zones chaudes tropicales prs de la surface, et peu deau enaltitude ou aux latitudes polaires. La vapeur deau est galement absente dans lastratosphre malgr la temprature leve, cause de labsence de sources locales :la vapeur deau provient de lvaporation en surface et ne peut franchir le pige froid la tropopause.

3.2 Circulation en surface

Le champ de pression au niveau de la mer est relativement symtrique en longitudedans lhmisphre sud, et varie peu suivant les saisons (figure 6) : on observe uneceinture de hautes pressions aux latitudes subtropicales (vers 30), une pression unpeu plus faible vers lquateur, et une baisse rapide de la pression vers le ple, avecun minimum autour de 60. Dans lhmisphre nord, des variations est-ouest liesaux contrastes continent-ocan se rajoutent cette structure en latitude. Lt, onobserve des pressions relativement basses sur les continents chauds, et des hautes

6

FIGURE 5 Moyenne (zonale et temporelle) du rapport de mlange massique de vapeur deau(en g/kg dair).

1.3 A Brief Survey of the Atmosphere 17

Fig. 1.18 DecemberJanuaryFebruary (top) and JuneJulyAugust (bottom) surface winds over the oceans based on 3 years ofsatellite observations of capillary waves on the ocean surface. The bands of lighter shading correspond to the major rain belts.Ms denote monsoon circulations, Ws westerly wind belts, and Ts trade winds. The wind scale is at the bottom of the figure.[Based on QuikSCAT data. Courtesy of Todd P. Mitchell.]

20 m s1

T

TT

TT

T TM

W W

w

W

W

M

120E60E 180 120W 60W 0

60S

30S

0

30N

60N

60S

30S

0

30N

60N

Fig. 1.19 DecemberJanuaryFebruary (top) and JuneJulyAugust (bottom) surface winds, as in Fig. 1.18, but superimposedon the distribution of sea-level pressure. The contour interval for sea-level pressure is 5 hPa. Pressures above 1015 hPa areshaded blue, and pressures below 1000 hPa are shaded yellow. The wind scale is at the bottom of the figure. [Based on theNCEPNCAR Reanalyses. Courtesy of Todd P. Mitchell.]

H

H H

H

H

H

H

L L

L

L60 E 120 E 180 120W 60W 0

20 m s1

60S

30S

0

30N

60N

60S

30S

0

30N

60N

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FIGURE 6 Vent et pression de surface observs

7

pressions sur les ocans (anticyclones des aores dans lAtlantique et dHawa dans lePacifique). Lhiver, ces anomalies sinversent et on a des minimums de pression surles ocans (dpressions dIslande et des Aloutiennes) et des hautes pressions sur lescontinents froids (anticyclone de Sibrie).

Le vent de surface a lui aussi une structure alterne en latitude. Dans les tropiques,les vents sont dest, avec par endroits une composante vers lquateur (cest la branchede surface des cellules de Hadley) ; on les appelle les alizs. Aux moyennes latitudes,les vents dominants sont douest. Une exception cette image est observe dans lesrgions de mousson (sous-continent Indien, et dans une moindre mesure Afrique delouest et Amrique centrale) o la direction du vent sinverse entre lt (vers lecontinent) et lhiver (vers locan).

On remarque que le vent a tendance senrouler autour des extrema de pressionisols. Il laisse les basses pressions sa gauche dans lhmisphre nord, et les hautespressions droite. Cette loi (de Buys-Ballot) sinverse dans lhmisphre sud.

20 Introduction and Overview

subtropical anticyclones and, in the Pacific andAtlantic sectors, they encompass equatorial regionsas well.

Small seasonal or year-to-year shifts in the positionof the ITCZ can cause dramatic local variations inrainfall. For example, at Canton Island (3 S, 170 W)near the western edge of the equatorial dry zone,rainfall rates vary from zero in some years to over30 cm per month (month after month) in other yearsin response to subtle year-to-year variations in seasurface temperature over the equatorial Pacific thatoccur in association with El Nio, as discussed inSection 10.2.2.

Over the tropical continents, rainfall is dominated bythe monsoons, which migrate northward and south-ward with the seasons, following the sun. Most equato-rial regions receive rainfall year-round, but the beltsthat lie 1020 away from the equator experience pro-nounced dry seasons that correspond to the time ofyear when the sun is overhead in the opposing hemi-sphere. The rainy season over India and southeast Asiacoincides with the time of year in which the surfacewinds over the northern Indian Ocean blow from thewest (Figs. 1.17 and 1.18).Analogous relationships exist

between wind and rainfall in Africa and the Americas.The onset of the rainy season, a cause for celebrationin many agricultural regions of the subtropics, isremarkably regular from one year to the next andit is often quite dramatic: for example, in Mumbai(formerly Bombay) on the west coast of India, monthlymean rainfall jumps from less than 2 cm in May to50 cm in June.

The flow of warm humid air around the westernflanks of the subtropical anticyclones brings copioussummer rainfall to eastern China and Japan and theeastern United States. In contrast, Europe and west-ern North America and temperate regions of thesouthern hemisphere experience dry summers. Theseregions derive most of their annual precipitationfrom wintertime extratropical cyclones that formwithin the belts of westerly surface winds over theoceans and propagate eastward over land. The rain-fall maxima extending across the Pacific and Atlanticat latitudes 45 N in Fig. 1.25 are manifestations ofthese oceanic storm tracks.

Rainfall data shown in Fig. 1.25, which are aver-aged over 2.5 latitude 2.5 longitude grid boxes, donot fully resolve the fine structure of the distribution

60E 120E 180 120W 60W 060S

30S

0

30N

60N

60E 120E 180 120W 60W 060S

30S

0

30N

60N

0 200 300 400 500100

Fig. 1.25 January (top) and July (bottom) climatological-mean precipitation in cm. [Based on infrared and microwave satelliteimagery over the oceans and rain gauge data over land, as analyzed by the NOAA National Centers for Environmental PredictionCMAP project. Courtesy of Todd P. Mitchell.]

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FIGURE 7 Prcipitations moyennes saisonnires, en dcembre (haut) et juillet (bas).

La carte des prcipitations moyennes (figure 7) dans les tropiques une concentra-tion dans une mince bande proche de lquateur. Cette zone troite correspond la

8

rgion de convergence des vents de surface, do son nom de Zone de ConvergenceIntertropicale (ZCIT). On a galement de fortes pluies un peu plus loin de lquateurau cours des moussons dt. Ces zones de pluies intenses sont aussi des rgionsdascendance grande chelle.

Au del des subtropiques trs sches, on retrouve dautres rgions de pluie surles ocans des latitudes moyennes. Ces pluies sont cette fois lies au passage desdepressions, et pas une zone de convergence particulire.

3.3 Circulations transitoires

A cette circulation moyenne se superpose une circulation transitoire, qui varie dunjour sur lautre. La comparaison entre la vapeur deau instantane et moyenne surun mois (figure 8) montre la signature de cette circulation dans les basses couchesde latmosphre : les variations horizontales de vapeur deau viennent du transportpar la circulation.

On reconnait dans la distribution instantane les grandes rgions sches et hu-mides des tropiques. A lendroit de la transition vers les latitudes moyennes, onobserve en revanche des filaments dair qui senroulent, entrains par une circulationtourbillonaire. Ces ondes baroclines sont responsables des alternances frquentes detemps sec et humide des rgions tempres. On observe environ 5 8 structuresalternes sur un cercle complet de longitude, soit une longueur donde de quelquesmilliers de km. Leur priode est de quelques jours. Ces ondes sont galement visiblesdans la haute troposphre, toujours aux latitudes moyennes (figure 9) autour de laposition du jet. Elles ne pntrent pas en revanche dans la stratosphre.

3.4 Rsum

Les caractristiques de la circulation atmosphrique sont donc trs diffrentes dansdeux zones qui couvrent chacune environ la moiti de la plante (figure 10) :

Tropiques les tropiques sont marques par des gradients horizontaux trs faibles detemprature, mais des variations dhumidit marques entre rgions humideset sches. Ces rgions se dplacent lchelle saisonnire, mais restent stables des priodes plus courtes (mais la prcipitation dans les rgions humides peutvarier rapidement). La circulation est domine par des cellules avec ascendancedans les zones de convergence, et subsidence au dessus des dserts. En surface,on a des vents dest rguliers (alizs) qui convergent prs de lquateur.

Moyennes latitudes La rgion des latitudes moyennes est marque au contrairepar des gradients de temprature et de pression trs forts. Les vents sontdouest en moyenne en surface, et culminent avec un jet rapide au niveau de latropopause. A cette circulation moyenne se rajoute une circulation horizontale

9

FIGURE 8 Cartes de quantit de vapeur deau totale intgre sur la verticale (kg.m2).Moyenne sur le mois de dcembre 1999 (haut), et instantan au premier dcembre 1999(bas).

10

FIGURE 9 Cartes de la vorticit potentielle (un traceur dynamique conserv au cours dumouvement) 250 hPa : mois de dcembre 1999 (haut) et premier dcembre (bas). Lesvaleurs absolues leves aux ples correspondent de lair stratosphrique.

11

14 Introduction and Overview

counterclockwise with the terms cyclonic and anti-cyclonic (i.e., in the same or in the opposite sense asthe Earths rotation, looking down on the pole).A cyclonic circulation denotes a counterclockwisecirculation in the northern hemisphere and a clock-wise circulation in the southern hemisphere. In eitherhemisphere the circulation around low pressure cen-ters is cyclonic, and the circulation around high pres-sure centers is anticyclonic: that is to say, in referenceto the pressure and wind fields, the term low is syn-onymous with cyclone and high with anticyclone.

In the equatorial belt the wind tends to blowstraight down the pressure gradient (i.e., directlyacross the isobars from higher toward lower pres-sure). In the surface wind field there is some ten-dency for cross-isobar flow toward lower pressure athigher latitudes as well, particularly over land. Thebasis for these relationships is discussed in Chapter 7.

b. The observed surface wind field

This subsection summarizes the major features of thegeographically and seasonally varying climatological-mean surface wind field (i.e., the background windfield upon which transient weather systems aresuperimposed). It is instructive to start by consider-ing the circulation on an idealized ocean-coveredEarth with the sun directly overhead at the equator,as inferred from simulations with numerical models.

The main features of this idealized aqua-planet,perpetual equinox circulation are depicted inFig. 1.15. The extratropical circulation is dominatedby westerly wind belts, centered around 45 N and45 S. The westerlies are disturbed by an endless suc-cession of eastward migrating disturbances calledbaroclinic waves, which cause the weather at theselatitudes to vary from day to day. The average wave-length of these waves is 4000 km and they propa-gate eastward at a rate of 10 m s1.

The tropical circulation in the aqua-planet simula-tions is dominated by much steadier trade winds,11

marked by an easterly zonal wind component and acomponent directed toward the equator. The north-easterly trade winds in the northern hemisphere andthe southeasterly trade winds in the southern hemi-sphere are the surface manifestation of overturningcirculations that extend through the depth of the tro-posphere. These so-called Hadley12 cells are charac-terized by (1) equatorward flow in the boundarylayer, (2) rising motion within a few degrees of theequator, (3) poleward return flow in the tropicalupper troposphere, and (4) sinking motion in the

H

L

H

L

SP NP

cyclones

anticyclones

Fig. 1.14 Blue arrows indicate the sense of the circulationaround highs (H) and lows (L) in the pressure field, lookingdown on the South Pole (left) and the North Pole (right).Small arrows encircling the poles indicate the sense of theEarths rotation.

Hadleycells

NorthPole

Tropospheric jet streamJ

J

L L

H H H

L L

H

H

H

Fig. 1.15 Schematic depiction of sea-level pressure isobarsand surface winds on an idealized aqua planet, with the sundirectly overhead on the equator. The rows of Hs denote thesubtropical high-pressure belts, and the rows of Ls denotethe subpolar low-pressure belt. Hadley cells and troposphericjet streams ( J) are also indicated.

11 The term trade winds or simply trades derives from the steady, dependable northeasterly winds that propelled sailing ships along thepopular trade route across the tropical North Atlantic from Europe to the Americas.

12 George Hadley (16851768) English meteorologist. Originally a barrister. Formulated a theory for the trade winds in 1735 whichwent unnoticed until 1793 when it was discovered by John Dalton. Hadley clearly recognized the importance of what was later to be calledthe Coriolis force.

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FIGURE 10 Schma de la circulation atmosphrique : zone de convergence et alizs dansles tropiques ; gradient de pression tropiques (H) -ple (L), vents douest et ondes auxmoyennes latitudes. La position des jets douest et lextension des cellules de Hadley sontreprsentes droite.

intense de type ondulatoire turbulente, qui, lie aux fortes variations hori-zontales, peut donner des variations trs fortes et rapides de temprature oudhumidit.

Comme on le verra, ces diffrences de comportement sont principalement dues linfluence diffrente de la rotation de la Terre.

12