Ondes de Rossby

Les ondes de Rossby ou ondes planétaires sont des mouvements ondulatoires de la circulation atmosphérique ou océanique de grande longueur d'onde dont l'initiation est due à la variation de la force de Coriolis selon la latitude.

Elles sont un sous-ensemble des ondes inertielles, identifiées en 1939 par Carl-Gustaf Rossby dans l'atmosphère. Ce dernier travailla à la théorie pour les expliquer.

Sommaire 1 Caractéristiques 1.1 Atmosphère 1.2 Océans 2 Notes 3 Bibliographie 4 Voir aussi 4.1 Liens externes

Caractéristiques

La caractéristique principale des ondes de Rossby est leur vitesse de phase, le déplacement de sa crête, qui est toujours rétrograde ; c'est-à-dire qu'elle se dirige vers l'ouest alors que la circulation générale est dans l'autre direction. Cependant, la vitesse de groupe de ces ondes, associée avec son transport d'énergie, peut être dans une direction ou l'autre. En général, les ondes les plus courtes se déplacent vers l'est et les plus longues vers l'ouest.

On parle d'ondes de Rossby "barotropiques" et "barocliniques" selon la structure de l'atmosphère:

• les premières se meuvent dans une masse d'air où le déplacement de l'air est parallèle aux isothermes ce qui fait que ces ondes ne varient pas dans la verticale et ont une propagation plus rapide.
• les secondes se déplacent à travers les isothermes et sont plus lentes avec des vitesses de l'ordre de quelques centimètres par seconde, ou moins.

Les ondes de Rossby conservent le tourbillon potentiel et doivent leur existence au gradient isentrope de ce tourbillon.

Atmosphère

Dans l'atmosphère, la différence de réchauffement entre les Pôles et l'équateur donne une variation de la température moyenne de l'air entre ces deux régions. Cette différence donne une répartition de la pression, des vents et des isothermes qui donnent la circulation atmosphérique. Lorsque l'air est barotrope (ligne de pressions parallèles aux isothermes), l'onde de Rossby conserve le tourbillon. C'est-à-dire que la rotation due à la force de Coriolis selon la latitude () et celle locale dans le flux d'air (), dite tourbillon relatif, forment une constante :

Lorsque l'air passe au-dessus d'obstacles du relief, il doit s'écouler dans une couche atmosphérique plus mince ce qui accélère la rotation dans le flux (), d'une façon similaire à celle subie par un patineur qui ramène ses bras lors d'une rotation. Pour conserver le tourbillon total, il faut que l'air se déplace vers l'équateur pour diminuer . Lorsque l'air redescend de l'autre côté de l'obstacle, il est forcé vers une latitude plus polaire pour la raison inverse ce qui induit un ondulation de la circulation atmosphérique. Ce champ de tourbillon de perturbation induit un champ de vitesse méridienne (nord-sud) qui provoque l'advection de la chaîne des particules de fluide vers l'équateur à l'ouest du tourbillon maximum et vers le pôle à l'ouest du tourbillon minimum. Ainsi, les particules oscillent d'avant en arrière autour de la latitude d'équilibre, et la configuration du tourbillon maximum et minimum se propage vers l'ouest.

L'observation des ondes de Rossby est facile à repérer en suivant la trajectoire du courant-jet. Ce dernier sépare les masses d'air. Quand ses ondulations deviennent très prononcées, on a un développement des systèmes météorologiques des latitudes moyennes (dépressions et anticyclones). La vitesse de ces ondes de Rossby est donnée par :

où c est la vitesse de l'onde, u le vent moyen dans l'atmosphère, β le nombre de Rossby et k le nombre d'onde total.

Le nombre de ces oscillations (plus nombreuses en été qu'en hiver) autour de la planète peut varier de 3 à 7 environ, et leur longueur d'onde (plus grande en hiver qu'en été) atteint couramment quelques milliers de kilomètres. Comme le montre la formule, leur vitesse est toujours inférieure à la vitesse du vent et leur propagation s'effectue vers l'ouest. Dans certains cas d'ondes stationnaires, entre autres au-dessus de l'Atlantique, un anticyclone coupé peut se détacher dans une crête thermique de direction nord-sud et y rester pendant une durée de l'ordre d'une semaine. Une telle situation bloque la circulation et dévie les systèmes vers le nord. De même, un centre dépressionnaire peut se détacher du flux et former une circulation stationnaire (dépression coupée ou froide) qui dévie le temps vers le sud^[1].

Océans

Les ondes océaniques de Rossby transfèrent à la mer les variations du climat par l'interaction des vents et de la flottabilité et vice-versa. Les ondes barotropes et baroclines causent une variation de la hauteur de la surface de la mer, difficilement détectable avant l'avènement des satellites. Les ondes baroclines donnent également un déplacement vertical significatif de la thermocline, souvent de l'ordre de plusieurs dizaines de mètres. Les satellites ont montré la progression des ondes de Rossby à travers les bassins océaniques, particulièrement aux latitudes moyennes. Ces ondes ont une périodicité très longue pouvant prendre des mois ou même des années à traverser le Pacifique par exemple.

Notes

Bibliographie

• Rossby, C-G (1939), Relation between variations in the intensity of the zonal circulation of the atmosphere and the displacements of the semi-permanent centers of action, J. Marine Research p. 38 à 55.
• Platzman, G (1968) The Rossby wave, Quart. J. Roy. Meteorol. Soc. p. 94 à 248.
• Dickinson, R E (1978) Rossby waves - long-period oscillations of oceans and atmospheres, Ann. Rev. Fluid Mech. p. 10 à 195.

Voir aussi

• Météorologie
• Cyclogénèse
• Satellite TOPEX/Poseidon
• Onde de Kelvin

Liens externes

• Les ondes de Rossby atmosphériques par Euromet.
• Onde de Rossby atmosphériques par Météo-France.
• L'influence des ondes de Rossby océaniques sur les sytèmes équatoriaux par le CNRS.
• Le satellite TOPEX-POSEIDON, premières observations par le CNRS.
• (en) An introduction to oceanic Rossby waves and their study with satellite data par le Southampton Oacanography Center de Grande-Bretagne.

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