Ondes de Rossby et variabilité des courants-jets

Ondes de Rossby

Les ondes de Rossby, décrites par Rossby pour la première fois en 1939 avant d’être généralisées par Haurwitz en 1940, sont des ondes atmosphériques caractéristiques des moyennes latitudes. Elles se développent à cause de la variation du facteur de Coriolis f = 2Ω sin(ϕ) (où Ω = 2π/89400 = 7.27 × 10−5 s−1 est la vitesse angulaire de la Terre) en fonction de la latitude la latitude ϕ. Nous présenterons dans une première partie la théorie de ces ondes dans un cadre simple, puis nous présenterons l’instabilité barocline, principale source d’ondes aux moyennes latitudes. Ensuite, nous décrirons le cycle de vie de ces ondes d’un point de vue énergétique. Enfin, nous ferons le lien entre ondes de Rossby et courants-jets en montrant comment leur propagation induit une accélération locale du vent zonal.

L’instabilité barocline

L’équation de la partie précédente ne donne qu’une vision simplifiée de la dynamique des ondes de Rossby. En particulier, elle ne permet pas de comprendre comment ces ondes peuvent croître en amplitude, passant en quelques jours d’une faible perturbation initiale aux ondes de grandes échelles visibles sur les observations. Pour comprendre cette croissance, il faut s’intéresser au phénomène d’instabilité, et en particulier à l’instabilité barocline.

L’instabilité barocline est la principale instabilité dynamique génératrice d’ondes au moyennes latitudes. En effet, cette instabilité nécessite un gradient vertical de vent zonal, ou de façon équivalente un gradient méridien de température (du fait de la relation du vent thermique). Or, les moyennes latitudes vérifient ce critère puisqu’elles sont la zone de la troposphère où se fait la transition entre les températures plutôt élevées des Tropiques et les températures bien plus froides des pôles, comme le montrent les pentes très prononcées des isentropes au-delà de 30◦ de latitude.

Plusieurs modèles conceptuels ont été proposés pour décrire cette instabilité, et en particuler la croissance des perturbations baroclines (Charney, 1947; Eady, 1949). Physiquement, l’instabilité barocline peut s’interpréter comme un phénomène d’amplification mutuelle de deux ondes de Rossby se propageant à des niveaux verticaux différents, d’où son nom. Pour comprendre cette instabilité, il faut envisager la circulation secondaire, aussi appelée agéostrophique, induite par une anomalie de vorticité.

La circulation secondaire tend donc à rétablir l’équilibre géostrophique et hydrostatique que la déformation causée par le cisaillement du vent géostrophique brisait. C’est pourquoi dans le cas d’une perturbation cyclonique d’altitude (figure 1.5), on observe la même circulation secondaire au cas précédent.

On peut comprendre l’instabilité barocline comme l’interaction entre les circulations secondaires d’une perturbation d’altitude et d’une perturbation au niveau du sol qui tendent à accroître mutuellement leur anomalies de vorticité relative respectives.  On remarque que si on les superpose, l’effet net consistera à accentuer la circulation secondaire totale sans effet sur les perturbations elles-même. Par contre, si on place la perturbation d’altitude un peu en amont (à l’est) par rapport à celle située au sol, la circulation secondaire résultante viendra influencer les anomalies de vorticité. En effet, comme on peut le voir sur la figure 1.6c, le vent vertical n’est plus nul au niveau du maximum de vorticité potentielle. Celui-ci est positif au dessus de la perturbation au sol et négatif en dessous de celle d’altitude, ce qui aura tendance à étirer la colonne d’air au niveau des deux perturbations. Cet étirement tend, comme on la vu, à augmenter la vorticité relative, creusant ainsi l’anomalie cyclonique (positive). Ce mécanisme reste le même dans le cas de deux anticyclones, la circulation secondaire étant opposée au cas cyclonique.

Cependant, pour qu’une telle amplification puisse être efficace, il faut que les deux perturbations restent dans la configuration de la figure 1.6c suffisamment longtemps. En effet, si la perturbation d’altitude se dépace vers l’ouest, la retroaction perd alors en efficacité, devenant même négative à partir du moment où elle dépasse la position de la perturbation au sol. On parle alors de décroissance barocline. Ainsi, pour permettre l’amplification, il faut que les deux perturbations se déplacent à des vitesses de phase suffisamment proches.

Cycle de vie

La partie précedente présente la principale source d’ondes de Rossby aux moyennes latitudes, cependant ces ondes ne font pas que croître indéfiniment. D’une part, le verrouillage de phase n’est jamais parfait entre l’onde d’altitude et celle de surface, limitant l’amplification maximale. De plus, au-delà d’une certaine amplitude, des phénomènes non-linéaires comme le déferlement interviennent. Ainsi, les ondes suivent une sorte de cycle de vie, dont la durée est de l’ordre de la semaine .

Une façon simple d’appréhender ce cycle de vie est de le considérer d’un point de vue énergétique. Bien qu’il soit assez simple d’estimer l’énergie cinétique due au mouvement des masses d’air, la question de l’énergie potentielle est plus complexe. En effet, la quantité d’énergie potentielle totale, qu »elle soit interne ou gravitationelle, contenue par l’atmosphère est colossale, mais toute cette énergie ne peut être convertie en énergie cinétique. Lorenz (1955) proposa le concept d’energie potentielle utilisable en considérant l’écart d’énergie par rapport à une situation de repos où l’atmosphère aurait une stratification stable et horizontale .

Or du fait de l’éclairement solaire plus important en moyenne à l’équateur qu’aux pôles, l’atmosphère ne se trouve pas dans cet état de repos mais présente une stratification où les isentropes sont inclinées . L’énergie potentielle utilisable correspond alors à l’énergie potentielle de flottabilité obtenue en réarrangeant les parcelles d’air afin d’obtenir des isentropes horizontales et par conséquent à annuler le gradient méridien de température.

Variabilité des courants-jets

Comme nous l’avons vu, le courant-jet est fortement influencé par les ondes de Rossby et il en est de même pour sa variabilité. Dans cette partie nous allons d’abord présenter les principales méthodes utilisées pour étudier la variabilité des moyennes latitudes, puis nous concentrerons sur la méthode des Fonctions Orthogonales Empiriques (EOF) qui nous permettra de dégager les principaux modes de variabilité du courant-jet. Enfin, nous verrons les mécanismes proposés pour déterminer le mode de variabilité dominant.

Méthodes d’étude de la variabilité

Du fait de la grande variabilité du climat aux moyennes latitudes, de nombreuses méthodes statistiques ont été utilisées pour déterminer des modes cohérents pouvant caractériser cette variabilité. Deux principales approches ont alors émergées. La première, appelé téléconnections, est basée sur l’analyse de la corrélation de différents champs atmosphériques dans l’espace et le temps. La seconde, appelée régimes de temps, consiste à classer les états de l’atmosphère en classes présentant des caractéristiques similaires.

Téléconnections
Depuis les travaux pionniers de Walker and Bliss (1932) sur la corrélation à grande échelle du champ de pression, l’idée d’une interconnexion dynamique entre certaines régions des moyennes latitudes n’a fait que se renforcer. D’abord définies comme un couple de régions aux conditions atmosphériques fortement anticorrélées (Wallace and Gutzler, 1981), la méthode de téléconnections a par la suite évolué notammant grâce à l’utilisation des Fonctions Orthogonalers Empiriques ou EOF (Molteni et al., 1988; Feldstein, 2000) qui permettent d’obtenir un indice temporel, appelé composante principale, et une structure spatiale decrivant la variabilité (cf. annexe A.2). Nous verrons dans un premier temps les téléconnections dans un cadre moyenné zonalement, puis nous mettrons en évidence les spécificités des téléconnections de l’hémisphère Nord.

Modes annulaires
Même si la Terre présente une certaine asymétrie zonale, en particulier à cause des continents et des grandes chaînes de montagnes comme l’Himalaya ou les Rocheuses, une partie de la variabilité des moyennes latitudes peut-être reproduite par un mode de variabilité zonalement homogène. Historiquement, ces modes ont été observés d’abord dans l’hémisphère Nordcomme une anticorrélation de la pression au niveau de la mer comparée aux Tropiques connue sous le nom d’Oscillation Arctique (AO) Lorenz (1951). Sa contrepartie, dans l’hémisphère Sud, est appelée Oscillation Antarctique (AAO). Une autre définition, basés sur les EOF du géopotentiel, conduit à une autre dénomination : le NAM (North Annular Mode) et le SAM (South Annular Mode) (Thompson and Wallace, 2000). Ces deux définitions montrent une forte corrélation, indiquant qu’elles sont probablement les deux facettes d’un même phénomène.

Table des matières

Introduction
1 Ondes de Rossby et variabilité des courants-jets
1.1 Ondes de Rossby
1.1.1 Modèle heuristique des ondes de Rossby
1.1.2 L’instabilité barocline
1.1.3 Cycle de vie
1.1.4 Interaction entre onde de Rossby et jet zonal
1.2 Variabilité des courants-jets
1.2.1 Méthodes d’étude de la variabilité
1.2.1.1 Téléconnections
1.2.1.2 Modes annulaires
1.2.1.3 Téléconnections de l’hémisphère Nord
1.2.1.4 Régimes de temps
1.2.2 Modes de variabilités des courants-jets
1.2.3 Persistance et rétroaction
2 Ondes planétaires et synoptiques
2.1 Article : A Short-Term Negative Eddy Feedback on Midlatitude Jet Variability due to Planetary Wave Reflection Principaux résultats
2.1.1 Introduction
2.1.2 Methodology
2.1.2.1 Model
Normal mode approach
Long-term run
2.1.2.2 Refractive index
2.1.3 Normal-mode study
2.1.4 Long-term simulation
2.1.4.1 Model climatology
2.1.4.2 Snapshots
2.1.4.3 Composites
2.1.5 Conclusion
2.2 Séparation planétaire/synoptique
2.2.1 Détection des réflexions
2.2.2 Comptage des réflexions
2.2.3 Réflexions et dépôt de quantité de mouvement
2.3 Conclusion
3 Rétroactions dans la simulation de contrôle
3.1 Article : Positive and Negative Eddy Feedbacks Acting on Midlatitude Jet
Variability in a Three-Level Quasigeostrophic Model
Principaux résultats
3.1.1 Introduction
3.1.2 Model
3.1.3 Jet Variability
3.1.4 Short-term feedback
3.1.4.1 Planetary and synoptic components
3.1.4.2 Planetary feedback
3.1.4.3 Synoptic feedback
3.1.5 Long-term feedback
3.1.6 Conclusion
3.2 Comparaison avec les données ERA-Interim
3.2.1 Variabilité du « eddy-driven » jet
3.2.2 Décompsition planétaire/synoptique
3.2.3 Rétroactions à court terme
3.2.3.1 Rétroaction planétaire
3.2.3.2 Rétroaction synoptique
3.2.4 Rétroaction à long terme
3.2.5 Conclusion
4 Variabilité et changement climatique
4.1 Extension des diagnostics pour l’étude d’une série de simulations
4.1.1 Nature des EOF
4.1.2 Séparation planétaire/synoptique
4.2 Sensibilité à la latitude du forçage
4.3 Article : Effect of upper- and lower-level baroclinicity on the persistence
of the leading mode of midlatitude jet variability
Principaux résultats 
4.3.1 Introduction
4.3.2 Model and diagnostics
4.3.2.1 Numerical model
4.3.2.2 Simulations
4.3.3 Persistence of the leading mode and eddy feedbacks
4.3.4 Dynamical interpretation
4.3.5 Additional sensitivity experiments
4.3.5.1 Baroclinicity intensity versus latitude
4.3.5.2 Sensitivity to relaxation timescales
4.3.6 Conclusion
4.4 Sensibilité au temps caractéristique de friction
4.5 Conclusion
5 Conclusion

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