Circulations atmosphériques. Forces appliquées sur une. géostrophique. Cartes isobares

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1 Circulations atmosphériques Quelques références Fondamentaux de météorologie, S. Malardel, Cépadues, 2005 Essentials of meteorology, C.D. Ahrens, Brooks, 2000 Forces appliquées sur une parcelle d air dair et vent géostrophique Bernard Aumont aumont@lisa.univ-paris12.fr Cartes isobares Les vents horizontaux sont induits par l existence de gradients de pression horizontaux. Ces différences de pression résultent de variations dans le réchauffement des surfaces (variation de l albédo, de la capacité calorifique, de la conduction thermique notamment). La pression varie rapidement avec l altitude : une «petite» différence d altitude entre 2 stations de mesure peut induire une «grande» variation de pression (de l ordre de 1 hpa pour 10 m). L enregistrement de la pression en différents points de mesure doit être corrigée des effets d altitude afin d en déduire les gradients horizontaux de pression (l altitude de référence est le niveau de la mer). Les variations horizontales de pression sont de l ordre de quelques hpa pour ~ 100 km. Carte des pressions au niveau de la surface (le 16/04/2004). Cette carte donne plus d information sur l altitude des différents points de mesure que sur les variations spatiales et temporelles de P. Diagramme a : pression mesurée en 4 points d altitude différente. Diagramme b : pression ramenée au niveau de la mer Diagramme c : Carte isobare, construite par interpolation des pressions mesurées sur différentes 3 stations Carte des pressions réduites au niveau de la mer (le 16/04/2004). Les pressions sont estimées en ajoutant le poids de la colonne qui se trouverait entre le point d observation et le niveau de la mer. 4

2 Dépression Dans l hémisphère nord, on observe que le vent «tourne» autour des anticyclones (en rouge) dans le sens des aiguilles d une montre et dans le sens inverse autour des dépressions (en bleu). Le sens de rotation est inversé dans l hémisphère sud (loi de Buys-Ballot). Anticyclone Carte de surface des isobares. Les flèches représentent la direction du vent. Le centre des zones de haute pression est appelé «anticyclone», le centre des zones de basse pression «dépression» 5 Z Les météorologistes utilisent fréquemment des cartes d iso altitudes (isohypse : ligne de niveau hpa de la surface isobare) pour un niveau isobare particulier (géopotentiel). β 850 hpa 1 Le point 1 est dans un anticyclone, le point 2 α 900 hpa dans une dépression. L isobare 1000 est respectivement au dessus (en 1) puis en 950 hpa dessous (en 2) du niveau de la mer : de fortes pressions correspondent à des altitudes 1000 hpa hautes de l isobare 1000, de basses pressions à de basses altitudes. Il en est de même pour toutes les isobares sélectionnées (voir les points α et β) sur l isobare 850 hpa. Carte d altitudes (isohypses). Les lignes continues représentent l altitude pour laquelle une pression de référence (géopotentiel) est observé (ici 500 mb). Les lignes discontinues présentent t les isothermes. 6 Force associée au gradient de pression Toute différence de pression dans un fluide induit une force agissant sur le fluide qui entre alors en mouvement. Une force nette s exerce sur une parcelle d air en présence d un gradient de pression horizontal (force résultante du gradient de pression, PGF). Cette force est dirigée des zones de haute pression vers les zones de basse pression. Plus le gradient de pression est élevé, plus la PGF est élevée Réservoir A Haute pression F B A F A B F net gradient de pression Réservoir B Basse pression La pression au pied du réservoir A est supérieure à celle au pied du réservoir B. La force exercée par A sur le fluide dans le tuyau est donc supérieure à celle de B. Dans le tuyau, le fluide reçoit une force nette, orientée de A vers B : le fluide s écoule de A vers B. Plus la différence de pression entre A et B est élevée, é plus la force nette est grande, plus l écoulement de A vers B est rapide. 7 L accélération produite par la PGF Forte pression Basse pression anticyclone dépression selon l axe x est donnée par : 1 dp a p = ρ dx mb 6 mb 101 PGF PGF A La force induite par le gradient de pression horizontal est la force à l origine du vent 8

3 Force de Coriolis (source : Atmosphériques, janvier 2003) Deux navires, situés de part et d autre de l équateur tirent chacun un projectile en direction de l autre. La flèche bleue indique la trajectoire visée et les flèches rouges les trajectoires réelles. Un observateur sur le navire se sent obligé «d inventer» une force pour «expliquer» la «déviation» de la trajectoire qu il perçoit : il l appelle la force de Coriolis. La force de Coriolis (CF) est une force «apparente», générée dans tout référentiel en rotation (donc un référentiel terrestre). 9 Pour comprendre le fonctionnement de la force de Coriolis, on considère 2 personnes A et B sur un tourniquet se lançant une balle. Si le tourniquet est l arrêt, la balle lancée par A décrit un mouvement linéaire et atteint B. Le mouvement de la balle n est pas modifié si le tourniquet est en rotation ti : un observateur non lié au tourniquet t (par exemple situé au dessus du plan) voit la balle décrire un mouvement linéaire lorsque A lance la balle. Pour les joueurs sur le balle Trajectoire apparente, telle qu observée par les joueurs sur la plateforme en rotation Trajectoire réelle Plateforme à l arrêt Plateforme en rotation tourniquet en mouvement, la balle semble «détournée» sur la droite. Les joueurs se sont en effet déplacés d un angle θ pendant le temps de vol de la balle au dessus du tourniquet. Le joueur A visant le joueur B manque sa cible. Pour le joueur, tout semble comme si une force extérieure a été exercée sur la balle afin de la détourner sur la droite. Cette force est «fictive», elle est associée non pas à une interaction entre 2 corps, mais à la rotation du référentiel L exemple montre que l observateur sur le tourniquet en rotation, aurait pu se passer d inventer cette force. S il est facile de descendre du tourniquet pour prendre du recul, il est plus difficile de quitter pour la terre pour ne pas tourner avec elle. Les météorologistes (et les océanographes) ont besoin de cette force. 10 Animation concernant la force de Coriolis : Animation concernant la force de Coriolis :

4 Les observations atmosphériques sont réalisées dans un référentiel en rotation. Dans ce référentiel, la force de Coriolis s applique à tout objet en mouvement. Vitesse de translation dans la direction longitudinale : 2π R cos v λ T = t avec t =1 jour. Pour λ=45 (Paris), v T =1180 km/h Soit un observateur à la surface terrestre et à une latitude λ 1 dans l hémisphère nord. Cet observateur lance un projectile sur une cible localisée à une latitude λ 2. Durant le vol du projectile de λ 1 à λ 2, il conserve son moment angulaire. Remarques à propos de la force de Coriolis - L intensité de la force de Coriolis augmente lorsque la vitesse de déplacement augmente. Elle est nulle lorsque l objet (la parcelle d air) dair) est immobile. - La force de Coriolis est orientée vers la droite du déplacement dans l hémisphère nord, elle est orientée vers la gauche dans l hémisphère sud. Elle s exerce perpendiculairement au déplacement de l objet. - La force de Coriolis s applique à tout objet en déplacement horizontal à la surface terrestre. On montre que l accélération a c induite it par la force de Coriolis pour les mouvements horizontaux est donnée par : a c = 2 ω v sin λ ω : vitesse angulaire v : vitesse dans le référentiel en rotation ti de l objet en déplacement (à ne pas confondre avec v T ) Effet de la force de Coriolis sur le mouvement méridien Rappel : le moment angulaire est donné par masse du projectile (m) distance à l axe de rotation (Rcosλ) vitesse de translation (dans un repère géocentrique). Comme v T (λ 2 ) < v T (λ 1 ), la conservation du moment angulaire impose que le projectile acquiert une vitesse v, dirigée vers l est, par rapport à la terre en rotation pendant la période de vol de λ 1 à λ 2. Le projectile a été détourné vers la droite. De même, un projectile, évoluant de λ 13 2 vers λ 1 serait également détourné vers la droite par rapport au déplacement, donc vers l ouest. La force de Coriolis n est significative que pour des déplacements de grandes échelles. D après l accélération de Coriolis, un objet se déplaçant de Δx à une vitesse v, subit un déplacement Δy de: ω ( Δ x ) 2 ω sin λ Δy = v A la latitude de Paris (45 ) : - une balle lancée à une vitesse de 20 km/h subit un déplacement Δy de 1 1 mm pour une trajectoire de 10 m. La force de Coriolis peut être ignorée aux échelles locales un missile parcourant une distance de 1000 km à 2000 km/h subit un déplacement Δy 100 km. Vent géostrophique Soit une parcelle d air, initialement à l arrêt, en présence d un gradient de pression. La force de Coriolis est nulle, la parcelle étant à l arrêt. Sous l effet de la force induite par le gradient de pression (PGF), la parcelle commence à s écouler, perpendiculairement aux isobares, depuis les hautes pressions vers les basses pressions. A mesure que la parcelle acquiert de la vitesse, la force de Coriolis augmente en intensité et incurve le déplacement. Un équilibre est éventuellement atteint lorsque la force de Coriolis compense la force associée au gradient de pression. L écoulement est alors stationnaire. Il est appelé l écoulement géostrophique (vent géostrophique). L écoulement géostrophique est parallèle aux isobares. Anticyclone Force de Coriolis PGF Dans l hémisphère nord, l écoulement géostrophique est tel que les hautes pressions sont à droite de l écoulement. L air s écoule dans le sens des aiguilles d une montre autour d un dun anticyclone P - 3ΔP écoulement Basse pression a p géostrophique Dépression P - 2ΔP P - ΔP a c a c Dans l hémisphère nord, l écoulement géostrophique est tel que les basses pressions sont à gauche de l écoulement. L air s écoule dans le sens inverse des aiguilles d une montre autour d une dépression PGF Force de Coriolis P a p Parcelle d air Initialement à l arrêt Haute pression 15 La direction des écoulements est inversée dans l hémisphère sud 16

5 Force de friction Au voisinage du sol, une force supplémentaire est exercée sur une parcelle d air en déplacement horizontal : la force de friction. L écoulement de l air lair au voisinage du sol est freiné (diminution du moment), par la friction de l air sur les obstacles du sol (arbres, buildings, vague ). La force de friction s exerce dans la direction opposée à celle du déplacement de l objet. La diminution de la vitesse de l écoulement induit une diminution de la force de Coriolis. Les forces de friction au voisinage du sol modifient l écoulement : il traverse les isobares, depuis les zones de pressions élevées vers celles de basses pressions. a p Direction de l écoulement Dépression P - ΔP Anticyclone Altitudes à 500 mb (lignes continues) et isothermes (lignes en pointillés). L écoulement en altitude s effectue le long des isobares, les anticyclones à gauche de l écoulement et les dépressions à droite. a f a c 17 P 18 Effet des forces de friction au voisinage du sol sur l écoulement à proximité d une dépression et d un anticyclone. Dépression Anticyclone Dans une région de haute pression, un écoulement vertical est nécessaire pour compenser la divergence des masses d air en surface. La «descente» d une parcelle s accompagne d une compression, donc d un réchauffement et d une diminution de l humidité relative. Les conditions anticycloniques sont associées aux conditions sèches et ensoleillées. En revanche, dans une région de basse pression, la convergence induit un mouvement vertical ascendant : l air se refroidit par expansion et l humidité relative augmente. Ce processus conduit à la formation de nuages (si la saturation est atteinte) et, éventuellement, à des précipitations. Convergence Divergence Subsidence La couche atmosphérique influencée par les forces de friction est appelée la couche limite planétaire. Cette couche s étend typiquement sur une altitude de 1000 m. L altitude de la couche limite planétaire varie toutefois significativement en fonction 19 de la vitesse du vent et de la rugosité du terrain. Dépression Anticyclone 20

6 Distribution de l énergie solaire La distribution de l énergie solaire incidente varie avec la latitude. Chaque unité de surface terrestre reçoit proportionnellement plus d énergie au voisinage de l équateur qu au voisinage des pôles. Ce gradient d énergie reçue induit des variations de température et de densité de l air. Ces gradients «forcent» la circulation atmosphérique : l air chaud des zones tropicales circule vers les pôles, l air lair froid des régions polaires circule vers les zones tropicales. La circulation générale La circulation de Hadley Le premier modèle de circulation atmosphérique a été proposé par Hadley (XVIII siècle). Le modèle imaginé par Hadley est une cellule convective d échelle globale caractérisée par : - une zone d ascendance au niveau de l équateur (induit par l échauffement des masses d air) - le transport de l air «chaud» en altitude de l équateur vers les pôles - une subsidence au niveau des pôles (induit par le refroidissement des masses d air), - le transport en surface de l air froid des pôles vers l équateur Ce modèle de circulation est toutefois incomplet car il ne prend pas en compte l effet de la force de Coriolis sur le mouvements des masses d air de l équateur aux pôles. froid chaud chaud froid La circulation de Hadley 23 Effet de la force de Coriolis sur la circulation de Hadley L air circulant en altitude depuis l équateur subsidence vers les pôles subit une accélération de Coriolis : il est dévié selon une circulation latitudinale. Les cellules de Hadley ne s étendent que de l équateur à approximativement 30 de latitude. ascendance cellule de Hadley subsidence divergence ascendance ITCZ convergence cellule de Hadley divergence 30 N 0 30 S basse pression dépression forte pression anticyclone forte pression anticyclone Pôle Nord Circulation d ouest en altitude 30 Circulation d est en surface Equateur L ascendance au niveau de l équateur induit une zone de basse pression. Cette zone d ascendance est appelée la zone d interconvergence tropicale (ITCZ). La subsidence forme autour de 30 une «ceinture» de haute pression. 24

7 Le refroidissement provoqué par l ascension des masses d air est à l origine de la ceinture nuageuse et des fortes précipitations p observées au niveau de l ITCZ (zone claire sur l animation) Animation météosat, canal vapeur d eau Le réchauffement des masses d air induit par la subsidence autour de 30 est à l origine de zones présentant t de faibles précipitations (la plupart des déserts sont observés dans cette bande de latitude). Les zones sombres sur l animation représentent les zones de subsidence Circulation méridienne (latitudinale) Les pôles sont des zones de haute pression (air froid = air dense) donc des zones de divergence en surface : la circulation générale de l air «froid» est orientée des pôles vers l équateur. Cette zone de divergence s accompagne d une subsidence au dessus des pôles (conservation des masses d air). L air froid se dirigeant vers l équateur «rencontre» l air chaud en provenance des zones tropicales (zone de front polaire). Les deux masses d air ne se mélangent pas facilement : l air froid (plus dense) «plonge» sous l air chaud. Remarque : la position du front polaire varie dans le temps, les processus dynamiques présentant une structure ondulatoire dans cette zone. Pression surface Zone de front polaire cellule de Hadley ITCZ ascendance cellule de Hadley Zone de front polaire forte forte/basse forte basse forte forte/basse forte 90 N 60 N 30 N 0 30 S 60 S 90 S 26 Circulation méridienne nord/sud dans la troposphère Circulation longitudinale En combinant la circulation méridienne et l accélération de Coriolis, on obtient une structure présentant alternativement des vents dominant d est (dans les zones subtropicales et régions polaires) et d ouest (aux latitudes moyennes). Variation saisonnière de l équateur «météorologique» La zone recevant le maximum de rayonnement solaire n est pas la zone équatoriale. Ceci est du à l inclinaison de l axe de rotation de la terre par rapport au plan de l orbite. La position de l ITCZ coïncide avec les zones recevant le maximum de rayonnement solaire (au nord de l équateur géographique en été, au sud de celui-ci en hiver)

8 Pression moyenne de surface Janvier Temps caractéristiques du transport horizontal La vitesse des vents longitudinaux est de l ordre de 10 m.s -1 (vent géostrophique). Le temps requis par une parcelle d air pour effectuer un «tour du monde» le long d une bande de latitude est donc de l ordre de quelques semaines. Juillet Le transport méridional est plus lent (de l ordre de 1 m.s -1 ). Le temps requis par une parcelle d air aux latitudes moyennes pour être mélangée (transportée) avec les régions polaires et tropicales est de l ordre de 1 à 2 mois. 29 Le mélange inter hémisphérique requiert des échelles de temps de l ordre de l année (pas de forcage thermique au travers de l équateur, cf. le modèle de Hadley). Le transport inter hémisphérique est lié (i) à la convection au niveau de l ITCZ, (ii) au déplacement saisonnier de l ITCZ (iii) à des ruptures de l ITCZ causées par des circulations liées au contraste 30 océans/continents (moussons) Brise de terre / brise de mer Vents locaux Durant la journée, le continent se réchauffe plus rapidement que la mer => induit une faible dépression sur le continent et des pressions légèrement plus élevées sur la mer. Ce gradient de pression génère une circulation depuis la mer vers le continent (brise de mer). Le contraste de température (donc de pression) est particulièrement prononcé (i) à l interface océan/continent (ii) en milieu d après-midi => les vents les plus forts sont au voisinage de la côte (sur la plage!) et diminuent rapidement à l intérieur des terres. La nuit, le continent se refroidit plus rapidement que la mer. La circulation est inversée (brise de terre)

9 Brise de montagne Effet de Foëhn Durant la journée, le rayonnement solaire réchauffe les flancs de la montagne, donc l air à son contact. L air réchauffé est moins dense que l atmosphère environnante : il s écoule le long des pentes (brise montante de vallée). Vent fort (force l élévation des parcelles d air) Libération de chaleur latente t Perte d eau La nuit, la circulation s inverse. Les flancs se refroidissent rapidement, réfrigérant l air à son contact. L air refroidi (plus dense), «glisse» le long des pentes (brise descendante de montagne) Flottabilité La figure présente la force de pression nette exercée sur un volume arbitraire de fluide de densité ρ. Si le fluide est en équilibre hydrostatique, les forces de pression exercées par le fluide F p extérieur compensent la force gravitationnelle : x Fp = Fg F g F = mg = ρvg p Le transport vertical F p Supposons que l on remplace ce volume de fluide par un objet quelconque, de densité ρ. Le fluide extérieur n est nest pas modifié ; il exerce la même force sur l objet, avec une intensité toujours égale au poids du fluide original. Cette force est appelée la force de flottabilité (poussée d Archimède). La circulation de l atmosphère décrite précédemment est déterminée par le bilan des forces horizontales. Les zones de convergence/divergence associées à la circulation générale induisent des mouvements verticaux des parcelles d air. La vitesse de ces vents verticaux est faible, de l ordre de 10-3 à10-2 m.s -1 (en comparaison aux vents horizontaux, de l ordre de 1 à 10 m.s -1 ). Avec de telles vitesses, le transport d une parcelle d air de la surface à la tropopause est de l ordre de 3 mois! Des mouvement verticaux, beaucoup plus rapide, se déroulent dans la troposphère. Ce transport local est piloté par la flottabilité des parcelles d air 35 x Fg L accélération résultant du bilan des forces est donnée par : γ = Si l objet est plus dense que le fluide (ρ >ρ), ρ), sa force gravitationnelle est supérieure à la poussée d Archimède : l objet «coule». f F f m ρ ρ' = g ρ' 36

10 Exercice : La température de l air à la surface d un parking (noir) est légèrement supérieure à celle de l atmosphère environnante. Si l écart lécart de température est de 1 C et pour une température de 300 K, quelle est l accélération de l air au dessus du parking? Réponse : 0,033 m.s -2 Variation de la température avec l altitude : détente adiabatique Variation de pression (cf. éq. hydrostatique) : Détente/compression de la parcelle d air lorsque z varie => la température dans la parcelle varie P z H () z = P() 0 e L air est un bon «isolant thermique» : les échanges de chaleur sont lents. Si l on néglige gg les échanges de chaleur entre la parcelle et l atmosphère environnante lors du mouvement vertical (l ascension de la parcelle d air est rapide devant la vitesse des transferts de chaleur) => transformation adiabatique (dq=0) z+dz z 37 Calcul du gradient vertical de température (air sec) Premier principe i : du = dq + dw Pour un G.P. => c p - c v = R nc p dt = VdP = (nrt/p)dp Transformation adiabatique : dq = 0 soit : dt/dp = RT/(c p P) (E) Travail des forces de pression : dw = -PdV En combinant (E) et l équation donnant la variation de P avec z (dp/dz = -PM pour un G.P. : du=nc v dt air g/rt), on obtient le gradient de température : soit : nc v dt=-pdv (C) dt/dz = (dt/dp).(dp/dz)(dp/d ) = -M air g/c p D après la relation des G.P. : d(pv) = d(nrt) => PdV+VdP=nRdT (D) En combinant (C) et (D) : n(c v +R)dT = VdP Pour de l air sec et pour une détente adiabatique : Γ = - dt/dz = 10 K.km -1. Gradient moyen observé : Γ = 6-7 K.km -1 A.N : c p,air = 29 J.K -1.mol -1, M air = kg.mol -1 Γ = - dt/dz = K.m -1 La différence est liée à la condensation de la vapeur d eau (exothermique) lors de la détente. N.B. : En pratique, le gradient peut être très variable => stabilité et instabilité des parcelles d air 38 Stabilité atmosphérique z z 1 z 0 z 2 Atmosphère stable Parcelle d air z z 1 z 0 z 2 Atmosphère instable T T T 1,ad T 1,atm T 2,atm T 2,ad T 1,atm T 1,ad T 2,ad T 2,atm Passage de la parcelle de z 0 à z 1 T ad,1 < T atm,1 donc ρ ad,1 > ρ atm,1 => la parcelle retombe => retour au point de départ, stable Passage de la parcelle de z 0 à z 1 T ad,1 > T atm,1 donc ρ ad,1 < ρ atm,1 => la parcelle s élève => écart amplifié, instable Passage de la parcelle de z 0 à z 2 Passage de la parcelle de z 0 à z 2 T ad,2 > T atm,2 donc ρ ad,2 < ρ atm,2 T ad,2 d2 < T atm,2 donc ρ ad,2 d2 > ρ atm,2 => la parcelle remonte => la parcelle descend => retour au point de départ, stable => écart amplifié, instable En conclusion : > Γ dt atm : instable = Γ atm < Γ dz dz dz : stable 39 Inversion de température L évolution «spontanée» tend à ramener les masses d air vers une situation de flottabilité neutre, c est-à-dire vers une situation d équilibre présentant un gradient vertical de T identique au gradient adiabatique. Les sources et/ou les puits de chaleur incessants dans l atmosphère ne permettent pas l établissement de cette situation d équilibre. z stable Stratosphère Troposphère température Inversion thermique L absorption du rayonnement UV par la couche d ozone dans la stratosphère génère une inversion de température. Cette inversion de T rend l atmosphère particulièrement stable. Le mouvement vertical des masses d air est supprimé. L inversion stratosphérique de température agit comme un «couvercle» au dessus de la troposphère, empêchant la pénétration des parcelles d air en mouvement ascendant (par exemple au niveau de l ITCZ). Cette restriction des échanges troposphère/stratosphère limite le transfert, dans la stratosphère, de nombreux polluants émis en surface. 40

11 Les surfaces continentales se refroidissent et s échauffent plus rapidement que l atmosphère. Durant la journée, l échauffement de la surface induit une augmentation de la température de l air au voisinage du sol. L atmosphère devient instable ; les mouvements verticaux ascendant et descendant sont amplifiés afin de rétablir un gradient adiabatique d équilibre. Le gradient vertical de température «instable» ne diffère cependant que très peu du gradient adiabatique (les échanges verticaux étant rapides). Inversion radiative (ou de surface) : Cette inversion est liée au refroidissement rapide du sol après le coucher du soleil donc de l air lair situé immédiatement au dessus. Ce type d inversion est généralement observé lors de situations peu ventilées et persiste jusqu au lever du soleil. La hauteur d inversion i typique est de quelques dizaines de mètres. Z (km) 2 Après le lever du soleil, le réchauffement de la surface «déstabilise» progressivement la couche stable. La couche instable au contact du sol est appelée «couche de mélange», sa hauteur est matin appelée la «hauteur de la couche de mélange». nuit 0 midi 41 T 42 Inversion de subsidence : Elle est causée par la subsidence qui provoque un effet de compression et donc un réchauffement des masses d air. Hauteur d inversion typique : de l ordre de 1-2 km. La couche d inversion joue le rôle d un «couvercle» sur la masse d air (barrière dynamique). Le mélange vertical à travers la couche d inversion est très lent (zone de forte stabilité). Les polluants émis au sol restent confinés dans le volume sous la couche d inversion. ht (km) Heigh Potential temp. profiles Bound. Layer Height Residual layer Time (h) Profils de température potentielle en région Parisienne du 07 au 09 août Mise en évidence de la couche limite. La couche limite est la partie la plus basse de la troposphère. Elle est directement influencée par la présence de la surface terrestre et répond aux forçages de la surface (transfert de chaleur, évaporation, émission de polluants) sur une échelle de temps de l ordre de l heure. Le reste de la troposphère est appelé troposphère libre. 43 Mesure Lidar à Paris le 13/03/95. Mise en évidence de la couche limite. 44

12 Temps caractéristique du transport vertical dans la troposphère stratopause tropopause Troposphère libre 1 mois 5-10 ans 1-2 ans Couche limite Surface 1-2 heures 1 semaine 45