MODELE DE NUAGE STRATIFORME IDEAL - ADAPTE DE ZHANG ET AL. (2004)

La dynamique du nuage stratiforme implémentée dans DESCAM a été établie pour que les précipitations simulées soient de l’ordre de grandeur des pluies stratiformes en France allant de 0,1 jusqu’à 1 mm.h-1 au maximum (Depuydt, 2013).

4.1.2.2.1 MODIFICATIONS APPORTEES A DESCAM 1.5-D

Dans la modélisation du nuage stratiforme, le spectre de l’aérosol atmosphérique est toujours celui d’un aérosol continental de Jaenicke (1993). Le paramètre d’hygroscopicité, la densité et la matrice d’efficacité considérés pour l’aérosol atmosphérique sont les mêmes que pour le cas convectif CCOPE. Pour autant, plusieurs modifications sont apportées.

Pour simplifier l’étude, on impose au nuage stratiforme une microphysique « chaude », c’est-à-dire, sans phase glace. Pour ce faire, la colonne verticale du modèle dynamique 1.5-D va de 0 m à 1800 m, pour une résolution de 30 m. On initialise les profils de pression, température et humidité relative de la même façon que Zhang et al. (2004) - présentés sur la Figure 4-9.

• La température suit une adiabatique sèche avec une température au sol de 15°C. Le sommet du nuage est fixé à 1290 m d’altitude. Après 1290 m, le profil de température est inversé. Ces considérations permettent de ne pas passer sous l’isotherme 0°C, justifiant l’hypothèse d’un nuage dépourvu de phase glace ;

• La pression est déduite de la relation fondamentale de la statique des fluides et des lois de Laplace ;

• Le nuage est fixé entre 690 m et 1290 m. L’humidité relative est initialisée à 95 %, 98,5 % et 95 %, respectivement sous, dans et au-dessus du nuage.

Figure 4-9 Profils initiaux de pression, température, humidité relative et vitesse (maximale à 450 s et minimale à 1050 s) pour le nuage stratiforme - tirés des travaux de Zhang et al. (2004).

Contrairement au nuage convectif CCOPE, la dynamique du nuage stratiforme idéal est complètement imposée, sans rétroaction de la microphysique sur la dynamique. Les vents ascendants étant si faibles dans un nuage stratiforme (≤1 m.s-1), les fixer permet de s’assurer d’un maintien du nuage sur plusieurs heures de simulation. Un profil idéal de vents ascendants (𝑤) est alors pronostiqué durant toute la simulation, identique à celui de Zhang et al. (2004). Il est constitué d’une double modulation en altitude et en temps (Équations 4-9).

{

𝑤(𝑧, 𝑡) = cos (𝜋^{𝑧 − 𝑧}_ℎ ^𝑐

𝑐 ) [𝑤0+ 𝑤1sin (^2𝜋𝑡_𝑡

𝑐 )] 𝑠𝑖 |𝑧 − 𝑧𝑐| ≤^ℎ₂^𝑐

𝑤(𝑧, 𝑡) = 0 𝑠𝑖 |𝑧 − 𝑧𝑐| >^ℎ₂^{𝑐 Équations 4-9} Où 𝑧_𝑐, ℎ_𝑐 et 𝑡_𝑐 sont respectivement l’altitude caractéristique du centre du nuage (=990 m), l’épaisseur du nuage (=600 m) et la période des oscillations (=1800 s). 𝑤0 et 𝑤1 sont les paramètres pilotant l’amplitude des vents ascendants, fixés à 0,2 et 0,8 m.s-1 comme Zhang et al. (2004). Notons que 𝑤₁ dépend du temps ; que la vitesse maximale est au milieu du nuage et que les vents sont nuls en dehors du nuage.

Avec une dynamique de nuage plus faible que pour le cas convectif CCOPE, la résolution temporelle pour le cas stratiforme est de 5 s, pour des simulations de plusieurs heures. Une dernière modification concerne la concentration de l’aérosol atmosphérique sur la colonne verticale, considérée constante sur toute la hauteur de la colonne d’air (1800 m).

4.1.2.2.2 MODELISATION DU NUAGE STRATIFORME IDEAL DANS DESCAM 1.5-D

Les vents ascendants beaucoup plus faibles dans le nuage stratiforme (Figure 4-10, gauche) engendrent des niveaux de sursaturation entre 0 % et 0,5 % (Figure 4-12, haut), inférieurs à ceux observés dans le nuage liquide de CCOPE qui atteignent plus de 2 % (Figure 4-8, gauche). Ainsi, alors que pour le nuage liquide CCOPE, le rayon d’activation minimum est inférieur à 20 nm (Figure 4-8, droite), dans le nuage stratiforme idéalisé les aérosols de rayon supérieur à 90 nm sont susceptibles d’être activés (Figure 4-12, bas). Dans le nuage stratiforme, le contenu en eau liquide est au maximum de 1,55 g.m-3 (Figure 4-11, gauche), en-deçà de l’eau liquide présente dans le cas CCOPE - avec des contenus maxima de 2,6 g.m-3 (Figure 4-5, gauche). On constate une périodicité de la présence en eau liquide au sein du nuage, très marquée pour les altitudes supérieures, qui est corrélée au sens des vents verticaux. Quand ces derniers sont ascendants, la vapeur se condense sur les aérosols qui s’activent en gouttes. Ainsi, le contenu en eau liquide augmente (Figure 4-11, gauche) et la concentration en aérosol baisse (Figure 4-13). Au contraire, en phase de subsidence, l’air descendant s’assèche et le nuage se dissipe - le contenu en eau liquide diminue fortement (Figure 4-11, gauche). À noter que dans ces phases de vents descendants, la concentration en aérosol interstitiel augmente dès lors que des aérosols sont advectés depuis le sommet du nuage (Figure 4-13).

A la fin de la première période (vers 500 s), les premières précipitations atteignent le sol. Pour ce nuage stratiforme idéalisé, l’intensité pluviométrique maximale est de l’ordre de 1 mm.h-1 (Figure 4-10, droite) en accord avec les observations réelles des pluies stratiformes (Depuydt, 2013). En dessous du nuage, une partie des gouttes précipitantes s’évaporent, ce qui explique l’augmentation de l’humidité sous le nuage au cours de la simulation. En ce qui concerne ce nuage modélisé, les gouttes de nuage sont plus petites que dans le nuage liquide de CCOPE, de rayon moyen 7,9 μm (Figure 4-11, droite).

Notons que le nuage stratiforme de Zhang et al. (2004) possède des niveaux inférieurs de sursaturation avec des maxima entre 0,1 et 0,2 %. L’intensité pluviométrique est, elle-aussi, inférieure pour les auteurs - de l’ordre de 0,1 mm.h-1. Une explication possible de ces différences viendrait du schéma d’advection utilisé.

Figure 4-10 Distribution spatio-temporelle des vents verticaux (Gauche). Intensité pluviométrique et cumul des pluies au sol pour le nuage stratiforme (Droite).

Figure 4-11 (Gauche) Distribution spatio-temporelle du contenu en eau liquide (𝑞𝑐) et distribution spatio-temporelle du rayon moyen de goutte (Droite) dans le nuage stratiforme.

Figure 4-12 Distribution spatio-temporelle de la sursaturation (Haut) et du rayon d’activation de l’aérosol (Bas) pour le nuage stratiforme. Les traits tiretés délimitent le nuage.

Figure 4-13 Distribution spatio-temporelle de la concentration totale en nombre (𝐶𝐴𝑃) de l’aérosol atmosphérique (type 1).