A - Atmosphère barocline
1- Une atmosphère uniquement caractérisée par son champ de pression, avec des lignes de courant semblables à chaque niveau (en pratique, on utilise la couche de 500 hpa), est dite barotrope. Les isothermes sont confondues avec les isobares et il n'y a pas d'advection thermique. Une telle atmosphère, qui est en équilibre, doit être complétée pour tenir compte des champs thermiques.
Une tranche horizontale de l'air, limitée par deux isobares, a une épaisseur plus grande quand elle est plus chaude ; à une même hauteur au-dessus de la surface isobare de base, sa pression est donc plus forte. En réponse à cette hausse de pression, la vitesse du vent augmente et il tourne en laissant l'air chaud à droite et l'air froid à gauche. Cette déviation est un cas particulier de cisaillement, appelé "vent thermique". Une atmosphère où les champs de température recoupent les champs de pression est dite barocline.
2 - L'atmosphère moyenne est barocline puisqu'il y a sans cesse un réchauffement dans la partie supérieure des régions intertropicales et un refroidissement dans les basses couches des zones subpolaires. Pour la représenter, on a pris l'habitude d'utiliser les températures potentielles. Elles augmentent avec l'altitude, et recoupent obliquement les isobares ; leur inclinaison est orientée dans le même sens que celle des isobares, c'est à dire des tropiques vers les pôles. Ce gradient thermique contribue à renforcer la vitesse des vents d'ouest des latitudes moyennes (vers 35° de latitude) et aide à mieux comprendre le fait que ces vents augmentent en altitude : puisqu'on empile continuellement des couches toujours plus chaudes du côté équatorial, chacune d'elle accélère les vents. Ces zones de vents forts, de plus de 100 km par heure en moyenne, mais qui ont des vitesses localement beaucoup plus fortes (on parle d'aérojets), exercent évidemment des tensions de cisaillement très grandes.
On ne peut cependant, pas expliquer complètement les échanges réels et l'intensité des cellules tropicales, à partir des seules valeurs moyennes des composantes du vent zonal dans l'atmosphère. L'essentiel du transport de chaleur est assuré par l'effet des fluctuations et du flux tourbillonnaire. Il y a dans les latitudes moyennes une résultante (course de vent x quantité de chaleur) statique en direction des pôles. En supposant une distribution aléatoire des anticyclones et des cyclones, on aboutit à des configurations isobariques dont les axes sont à direction SW-NE dans l'hémisphère nord (et du NW au SE dans l'hémisphère sud) parce que l'accélération (Coriolis) augmente vers le nord et avec la force centrifuge d'un anticyclone. La figure 6.2 montre un exemple de circulation turbulente où, même si le vent méridien moyen (nord-sud) est nul, on observe une coïncidence entre les composantes rapides d'ouest et de sud dans les vents de SW et une composante lente dans les vents de NW, ce qui donne un transfert de moment d'inertie positif vers le Nord.
Cette importance des flux perturbés dans la circulation nous amène à regarder plus en détail leur dynamique.