1.2.1 Les travaux de Kogan et collègues
Un premier travail relatant d’un couplage entre une microphysique détaillée et une dynamique tridimensionnelle est celui de Kogan (1991). Dans un premier temps, seuls les processus microphysiques chauds sont considérés, les processus microphysiques froids ont été ajoutés ultérieurement (Ovtchinnikov et Kogan, 2000). Le modèle utilise deux distributions. La première est une distribution en nombre des particules d’aérosol,
associée à une grille en rayon avec 19 catégories (de 7.6 nm à 7.6 µm). La seconde fonction est utilisée pour représenter la distribution en nombre des gouttes sur une grille des masses comprenant 30 catégories (de 4 µm à 3.2 mm). Les transferts entre le réservoir des particules d’aérosol et celui des gouttes sont gérés en accord avec les travaux de Mordy (1959) et d’Ivanova et al. (1977). Pour une humidité relative RH=100%, les particules d’aérosol dont le rayon sec est inférieur à 0.12 µm sont considérées comme étant à l’équilibre et leur rayon humide sous ces conditions d’humidité est donc calculé à l’aide de l’équation de Koehler. La valeur limite de 0.12 µm provient des travaux de Mordy (1959). A l’inverse, les particules d’aérosol dont le rayon sec est supérieur à 0.12 µm grandissent lentement et n’ont donc pas le temps d’atteindre leur taille d’équilibre.
D’après Ivanova et al. (1977), leur taille humide peut alors être calculée en multipliant leur taille sèche par un facteur k, qui est fonction de la vitesse verticale dans le nuage et de la taille sèche de la particule. Toujours d’après Ivanova et al. (1977), on peut cependant faire l’hypothèse k=constante pour les nuages convectifs, et des valeurs de 3, 5 ou 8 pour le facteur k conduisent à des résultats similaires. Cette méthode évite le calcul de la croissance des particules d’aérosol humide pour une grande partie des points du domaine tridimensionnel car les particules d'aérosol restent sèches tant que RH<100%.
Le calcul de leur taille humide se fait uniquement lorsque ces particules doivent être activées (RH≥100%) et sert à obtenir l’allure du spectre des gouttes nouvellement nucléées.
Pour les processus de condensation/évaporation des gouttes, l’équation de croissance est utilisée mais sous une forme simplifiée : le terme de solution est constamment négligé, tandis que le terme de courbure est également laissé de côté pour les gouttes de pluie (r>50 µm). Les autres processus microphysiques pris en compte sont la coalescence et la rupture des gouttes, et sont traités à l’aide du schéma de Berry et Reinhardt (1974). Dans la version avec la microphysique froide (Ovtchinnikov et Kogan, 2000), les grilles ont été un peu modifiées : la grille des particules d’aérosol ne compte plus que 12 classes (de 24 nm à 3.32 µm) et celle des gouttes 28 (de 4 µm à 2 mm). De même, la grille utilisée pour la phase glace possède 28 catégories. Les 15 premières classes sont consacrées aux cristaux de glace de forme «plaquette » avec une masse volumique de 0.9 g cm-3. Les 13 autres classes sont associées à des grêlons avec une masse volumique de 0.4 g cm-3. Le diamètre des plaquettes peut ainsi varier entre 9.2 et 486 µm, celui des grêlons entre 0.34 et 5.56 mm. Le modèle prend en compte les quatre formes de nucléation hétérogène pour la glace, l’agrégation, le givrage ainsi que la production secondaire de cristaux de glace associée au givrage (processus de Hallett et Mossop (1974)).
Dans le premier modèle de Kogan (1991), la régénération des particules d’aérosol de part l’évaporation des gouttes n’est pas prise en compte (alors que ce processus est
important pendant toute la durée de vie du nuage, depuis sa formation et jusqu’à sa dissipation, comme nous le verrons au paragraphe 1.3). Par la suite, Kogan et al. (1994) étudient l’impact de ce processus sur les propriétés des stratocumulus, en faisant des hypothèses différentes sur la forme du spectre des particules d’aérosol régénérées. Ils voient alors apparaître des différences dans les paramètres microphysiques (nombre total de gouttes, rayon moyen) mais également des variations significatives sur l’épaisseur optique simulée. Dans un deuxième temps, Kogan et al. (1995) utilisent encore une autre méthode pour représenter ce processus : lors de la désactivation des gouttes, les particules d’aérosol régénérées sont replacées d’abord dans la plus petite classe qui a été activée au cours de la simulation et ceci jusqu’à ce que cette classe ait retrouvé le nombre de particules d’aérosol spécifié initialement pour l’air ambiant. A ce moment, on recommence la même procédure pour la classe juste au dessus et on continue ainsi de suite en se déplaçant toujours vers les grandes tailles. L’inconvénient majeur de cette méthode est qu’elle ne tient pas compte des effets du nuage sur la distribution des particules d’aérosol. Enfin, le processus de régénération des particules d’aérosol est pris en compte dans les travaux d’Ovtchinnikov et Kogan (2000), mais il n’est pas décrit et il n’y a pas non plus de référence.
1.2.2 Le modèle de Lynn et al. (2005)
Lynn et al. (2005) ont associé un modèle microphysique au modèle méso-echelle MM5 (Mesoscale Model 5th generation, Dudhia, 1993). La version originale du modèle microphysique (Khain et Sednev 1996 ; Khain et al. 1996, 1999, 2001, 2004) utilise huit distributions en nombre pour décrire les gouttes, les cristaux de glace de forme colonne, plaquette et dendritique, les cristaux de neige, la petite grêle, les grêlons et enfin les particules d’aérosol. Cependant, pour diminuer les ressources informatiques nécessaires (mémoire et temps de calcul), c’est une version dite « rapide » de ce modèle qui est principalement utilisée avec MM5. Le nombre de fonctions pour les cristaux de glace passe de 6 dans la version originale à 3 dans la version « rapide ». Les dendrites sont maintenant regroupées avec les cristaux de neige, les plaquettes avec la petite grêle et enfin les colonnes avec les grêlons. Les grilles en masse possèdent 33 catégories. Pour les hydrométéores, la première classe correspond à la masse d’une goutte de 2 µm en rayon.
L’équation de Koehler est utilisée pour calculer le rayon d’activation en fonction de la sursaturation. Les particules d’aérosol dont le rayon est supérieur au rayon critique sont activées et transférées dans le réservoir des gouttes. Le calcul du rayon des gouttes nouvellement formées suit la même réflexion que Kogan (1991), mais le rayon sec limite est fixé à 0.03 µm et le paramètre k prend la valeur de 5. Les autres processus pris en compte par le modèle microphysique sont les mêmes que pour le modèle de Ovtchinnikov
et Kogan (2000) à savoir, la condensation/évaporation de tous les types d’hydrométéores, la coalescence et la rupture des gouttes, la nucléation hétérogène pour les cristaux, l’agrégation, le givrage et le processus de Hallett-Mossop.
Le modèle de Lynn et al. (2005) a bien une fonction de distribution pour les particules d’aérosol, cependant, il perd leur trace dès lors que ces particules sont activées et transformées en gouttelettes. En conséquence, il est très difficile de représenter le transfert inverse depuis le réservoir des gouttes vers celui des particules d’aérosol lors de l’évaporation (ou désactivation) des gouttes. Ainsi pour (Lynn et al, 2005), l’évaporation des gouttes ne donne lieu à aucune « production » de particule d’aérosol.
1.2.3 Le modèle de Fridlind et al. (2004)
Le modèle microphysique de Fridlind et al. (2004) utilise 16 classes pour les particules d’aérosol (de 5 nm à 1 µm en diamètre), les gouttes (2 µm à 1 cm) et les cristaux de glace (2 µm à 3 cm). La masse volumique pour la phase glace est fixée à 0.9 g cm-3 tant que les cristaux ont un diamètre inférieur à 300 µm, ensuite elle décroît selon les observations d’Heymsfield et al. (1978) pour les grêlons. La microphysique froide est décrite plus précisément par Jensen et al. (1994). Les cristaux sont considérés de forme colonne. Concernant la microphysique chaude, l’activation des particules d’aérosol est déterminée par le calcul de la sursaturation critique pour les tailles de particule considérées. Il n’est fait mention nulle part du devenir des particules d’aérosol qui servent de noyau de condensation ou de congélation. On trouve quelques détails supplémentaires dans le papier d’Ackerman et al. (1995). Il semblerait que le modèle d’Ackerman et al.
(1995) garde en mémoire les deux premiers moments de la distribution en volume des CCN pour chaque classe de gouttes. Outre la croissance des hydrométéores, les autres processus microphysiques représentés sont la coalescence et la rupture des gouttes, la nucléation homogène et hétérogène et le givrage des cristaux de glace.
Dans la publication de Fridlind et al. (2004), rien n’est précisé sur la réactivation des particules d’aérosol. Par contre, ce processus est déjà présent dans les travaux d’Ackerman et al. (1995) : connaissant le volume de particule d’aérosol dans les gouttes, ce volume est redistribué sur la grille des AP en suivant une loi de probabilité lognormale (Turco et al. 1979).