Glossaire

onde de Rossby

Au-delà des régions tropicales, la moyenne zonale du flux de rayonnement émis par le Soleil et atteignant la surface terrestre — ou une surface isobare donnée de la troposphère — décroît sensiblement à mesure qu'on se rapproche des pôles, ce qui suscite une diminution concomitante de la moyenne zonale des températures sur de telles surfaces quand on se déplace suivant un méridien ; le taux, ou " gradient ", de cette diminution devient maximal au-dessus des régions tempérées, où il est de l'ordre de 1 °C au niveau moyen de la mer pour un parcours méridien de 100 km. La variation verticale de la température étant en relation étroite avec celle de la pression atmosphérique, cette décroissance thermique moyenne s'accompagne d'un affaissement global des surfaces isobares à mesure qu'on se déplace vers un pôle. Aux hautes latitudes, il est vrai, cet effet est compensé, à faible hauteur au moins, par le développement d'anticyclones thermiques qui gouvernent une circulation modérée de vents d'est ; en outre, durant l'hiver boréal, d'autres anticyclones thermiques s'étendent sur de vastes régions continentales, cela pour des raisons semblables : forte inclinaison du rayonnement solaire, albédo élevé de la neige, brièveté du jour. Mais en dehors de pareils cas, les altitudes géopotentielles des surfaces isobares de pression déterminée prennent des valeurs qui, dans l'ensemble, ont bien tendance à décroître entre la zone intertropicale et les zones subpolaires, du sud au nord dans l'hémisphère Nord, du nord au sud dans l'hémisphère Sud.

Il se crée donc entre ces zones, dans chaque hémisphère, une zone tempérée dépressionnaire à l'échelle planétaire, qui est parcourue par des courants généraux d'ouest. Or, ces courants ne prennent pas une direction nettement zonale, mais tendent à s'en décaler de part et d'autre de chaque cercle de latitude en formant une suite d'amples oscillations, qui sont particulièrement apparentes en altitude, par exemple sur les cartes de géopotentiel à 500 hPa représentatives de la troposphère moyenne. Ces oscillations, dont chaque méandre fait alterner un thalweg "descendant" d'un pôle vers l'équateur et une dorsale "montant" de l'équateur vers ce pôle, sont appelées des ondes de Rossby, du nom du physicien suédois Carl-Gustav Arvid Rossby, qui le premier en expliqua le mécanisme, applicable également aux courants marins en océanographie. Le nombre de ces oscillations (plus nombreuses en été qu'en hiver) peut varier de 3 à 7 environ, et leur longueur d'onde (plus grande en hiver qu'en été) atteint couramment quelques milliers de km ; elles font le tour des zones méridiennes, d'ouest en est le plus souvent, à une vitesse toujours inférieure à la vitesse du vent : par rapport au flux d'air qui les porte, leur propagation s'effectue donc vers l'ouest. Dans certains cas d'ondes stationnaires — survenant entre autres au-dessus de l'Atlantique — , un anticyclone coupé peut se décaler d'une dorsale chaude vers un pôle, créant ainsi, pendant une durée de l'ordre de une semaine, une situation de blocage où, par la circulation secondaire qu'il imprime comme par la lenteur avec laquelle il se déplace, il fait obstacle à la migration normale vers l'est des centres anticycloniques et dépressionnaires ; de même se dégage parfois d'un thalweg froid une dépression coupée, qui se meut vers l'équateur hors des courants d'ouest qui la portaient.

Les ondes de Rossby, à cette échelle planétaire, sont induites par la conservation du tourbillon absolu ξr + f dans le flux d'ouest, où le tourbillon relatif de perturbation ξr prend donc des signes opposés de côté et d'autre de chaque cercle de latitude, sur lequel le paramètre de Coriolis f garde une valeur constante ; outre ces ondes planétaires , cependant, des processus comparables de variation de ξr déclenchent également des ondes de Rossby, cette fois à l'échelle synoptique, et exclusivement au voisinage de la surface terrestre ou de la tropopause.