Réflectivités radar .1 Observations

La figure 4.13 montre le profil de réflectivité radar observé en fonction du temps à la verticale d’Alès où le cumul, le flux de pluie et le nombre de gouttes ont précédemment été étudiés et comparés avec les observations du disdromètre (cf. paragraphe 4.2.2).

Time (h UTC) 1

2 3 4

Height (km)

4 8 12 16 20 24 28 32 36 40 44

0h 0h30 1h 1h30 2h 2h30 3h 3h30

(dBZ)

A B

Figure 4.13 : Evolution temporelle du profil vertical de réflectivité radar calculé au dessus d’Alès d’après les scans 3 à 8 du radar de Bollène (pour lesquels l’angle de tir reste constant). Les lettres A, B et C correspondent au découpage de l’évènement proposé d’après l’analyse de l’évolution du cumul au sol (cf. Fig. 4.9).

La figure 4.13 montre que les valeurs maximales dans le profil de réflectivité radar ne se situent pas aux mêmes altitudes entre les phases A et B. Pendant la phase A, on trouve les réflectivités maximales entre 2.5 et 3 km d’altitude. Or, nous avons déjà mentionné au paragraphe 4.2.1 (cf. Fig. 4.7) que l’isotherme 0°C se situe dans notre cas d’étude vers 2.5

km d’altitude. Pendant la phase A, les réflectivités radar montrent donc la présence d’une bande brillante : les cristaux en train de fondre sont recouvert d’une fine pellicule d’eau à la surface qui interagit avec l’onde électromagnétique du radar. Le radar assimile ainsi les gros cristaux en train de fondre à des gouttes de grande taille et on a une augmentation artificielle des réflectivités radar due à la différence de valeur entre la constante diélectrique pour l’eau liquide ( Kw ² =0.93) et pour la glace ( Ki ² =0.176). Les gouttes de pluies échantillonnées pendant la phase A proviennent donc directement de la fonte des gros cristaux de glace, et de ce fait, elles sont de grande taille.

A l’inverse pendant la phase B, les réflectivités radar sont maximales lorsqu’on se rapproche du sol, ce qui traduit la croissance des gouttes de pluie par coalescence durant leur chute. La formation des gouttes de pluie se fait donc de façon différente entre les phases A et B et ceci explique les différences notées dans les spectres de la pluie au sol observés (voir paragraphe précédent).

L’étude du profil de réflectivité radar à la verticale d’Alès nous montre également une extension verticale de la convection différente entre les phases A et B. Au cours de la phase A, les réflectivités radar à 4 km d’altitude voisinent les 30 dBZ alors que pendant la phase B, les valeurs sont maintenant inférieures à 4 dBZ. La convection est donc plus faible pendant la phase B, d’où une contribution moins importante de la phase glace aux précipitations dans ce cas là.

4.3.2 Simulation

Dans le modèle DESCAM 3D, les réflectivités radar Z sont calculées à partir des distributions dimensionnelles des hydrométéores. Pour les gouttes, on utilise directement le moment d’ordre 6 de la distribution dimensionnelle :

∫

Pour les hydrométéores glacés, Delanoë et al. (2005) proposent la formule suivante :

i i variations possibles de la réflectivité radar, on utilise une transformation logarithmique :



La figure 4.14 montre l’évolution temporelle du profil de réflectivité radar calculé à partir des simulations à la verticale du point de la grille correspondant à Alès. Alors que les flux et le cumul de pluie au sol sont bien reproduits par le modèle, on est surpris de constater que les réflectivités simulées sont clairement sous-estimées par rapport aux observations (cf. Fig. 4.13). Plusieurs raisons sont à évoquer.

1 1.5 2 2.5 3 3.5 4

Height (km)

Time (h UTC)

4 8 12 16 20 24 28 32 36 40 44

0h30 1h 1h30 2h 2h30 3h 3h30 4h 4h30 5h

(dBZ)

A B C

Figure 4.14 : Evolution temporelle du profil vertical de réflectivité radar simulé au dessus d’Alès.

De manière générale, il apparaît clairement que le modèle sous-estime la convection, car au-dessus de 2.5 km d’altitude, les réflectivités sont bien plus faibles que celles observées.

On note cependant que la localisation du maximum de réflectivité radar près de la surface pendant la phase B est mieux reproduite par le modèle. En ce qui concerne la sous-estimation des valeurs de réflectivité simulées pendant cette phase, il est également important de garder en mémoire le fait que les réflectivités de la figure 4.14 correspondent à un point de grille et non à une moyenne sur quelques points. Or, il est bien connu qu’un des points faibles des modèles reste la localisation précise des pluies au sol. Par exemple, pour t = 3 h 25 et t = 3 h 45, il est possible que le centre des cellules convectives avec les réflectivités maximales ne soit pas exactement au-dessus d’Alès mais un ou deux points de grille à côté. On signale également que le modèle produit des réflectivités radar supérieures à 40 dBZ au-dessus des reliefs des Cévennes.

Pour la phase A, les réflectivités radar simulées ne montrent pas de bande brillante vers 2.5 km d’altitude. Ceci est dû aux hypothèses utilisées dans le modèle pour la phase glace. Ainsi, le processus de fonte des cristaux est supposé instantané ce qui ne reflète pas la réalité. De plus, dans le nuage, le givrage peut également être responsable de la formation d’une pellicule d’eau à la surface d’un grêlon même si la température de l’air T reste inférieure à 0 °C. En effet, les cristaux de glace qui viennent de capturer une goutte

d’eau surfondue ont une température de surface Ts supérieure à celle de l’air ambiant T du fait de la chaleur dégagée par la congélation de la goutte d’eau. Tant que Ts reste inférieure à 0 °C, la goutte d’eau est entièrement congelée et la surface du grêlon reste sèche. On parle de régime de croissance sèche. Mais, si Ts devient supérieure à 0 °C, la goutte d’eau qui est entrée en collision avec le grêlon ne congèle pas entièrement. Il reste de l’eau liquide en surface voir même à l’intérieur du grêlon et on parle alors de régime de croissance humide. Dans le modèle DESCAM 3D, la température de surface du grêlon n’est pas suivie et les gouttes qui entrent en collision avec des cristaux de glace congèlent entièrement et instantanément. En résumé, dans notre modèle, les particules glacées sont toujours « sèches » et les réflectivités pour la glace sont calculées en accord avec cette hypothèse. Le modèle n’est donc pour le moment pas capable de reproduire le phénomène de bande brillante.

Cependant, pour le calcul des réflectivités radar, nous pouvons occasionnellement faire l’hypothèse extrême inverse à savoir que tous les grêlons simulés par DESCAM 3D sont vus par le radar comme étant recouvert par une fine pellicule d’eau. Les réflectivités radar pour la phase glace sont alors calculées comme pour la phase liquide, en prenant l’intégrale du moment d’ordre 6 de la distribution dimensionnelle des cristaux. Cette nouvelle hypothèse ne nous permet toujours pas de simuler le phénomène de bande brillante, mais elle nous permet d’estimer l’augmentation des réflectivités radar autour de l’isotherme 0°C. Les résultats de cette hypothèse sont présentés sur la figure 4.15. Dans ce cas, on constate par exemple que la limite de 15 dBZ se situe vers 3.3 km au lieu de 2.4 km auparavant (4.5 km dans les observations, cf. Fig. 4.3). Néanmoins, la contribution de la phase glace dans le modèle n’est pas encore assez importante pour avoir, à ces altitudes, des réflectivités aussi fortes qu’observées.

Enfin, la masse volumique de la glace ρi intervient dans le calcul des réflectivités radar directement d’après l’équation (46). On rappelle que dans le modèle la masse volumique de la glace est fixée à ρi = 0.9 g cm^-3, mais que des valeurs bien plus faibles sont possibles. Une estimation à partir des équations (46) et (47) montre qu’une modification de la masse volumique des cristaux de 0.9 à 0.5 (resp. 0.3) g m^-3 conduirait à une augmentation de 5 (resp. 9.5) dBZ pour les réflectivités radar. De plus, la masse volumique est également utilisée dans le modèle pour calculer la taille des cristaux (autrement dit les diamètres Di dans l’équation (46)) à partir des grilles en masse. Or, une modification de la masse volumique des cristaux de 0.9 à 0.5 (resp. 0.3) g cm^-3 conduirait à une augmentation de 20 (resp. 40) % du rayon calculé à partir d’une même masse de départ (cf. chapitre 3, paragraphe 2.3.3) et par conséquent à une augmentation supplémentaire des réflectivités radar calculées de 5.5 (resp.10) dBZ. En combinant les deux effets, une densité fixée à 0.5 (0.3) g cm^-3 au lieu de 0.9 g cm^-3 pour le calcul des réflectivités radar provoque finalement une augmentation de 10 (resp. 20) dBZ ! Tenir

compte des variations possible pour la masse volumique des cristaux dans le modèle serait donc une manière d’améliorer les réflectivités radar simulées.

0 5 10 15 20 25 30

Reflectivité radar (dBZ) 0

1 2 3 4 5 6

Altitude (km)

Reflectivité radar totale avec la phase glace calculée selon Delanoë et al. (2005) la phase glace assimilée à de l'eau liquide

Figure 4.15 : Profil de réflectivité radar simulé à la verticale d’Alès à t=1 h 20 UTC en fonction de l’hypothèse adoptée pour la contribution de la phase glace.

En conclusion sur ce paragraphe, l’étude des réflectivités observées au-dessus d’Alès nous montre que l’étendue verticale de la convection et donc la formation des précipitations sont différentes entre les phases A et B. Pendant la phase A, la convection atteint des altitudes plus élevées que pendant la phase B. Les réflectivités sont maximales à l’altitude de l’isotherme 0°C : une grande partie de la pluie résulte de la fonte des cristaux et on obtient alors des spectres de pluie au sol très larges. En revanche, pendant la phase B, les réflectivités radar sont maximales près de la surface et sont très faibles au-dessus de 4 km : la contribution de la phase glace est maintenant réduite par rapport à la phase A. Les gouttes de pluie en surface sont plus petites que pour la phase A et les réflectivités fortes proches de la surface s’expliquent par l’intense coalescence des gouttes de pluie au cours de leur chute.

Le modèle produit une convection plus faible qu’observée et par conséquent, les réflectivités radar sont globalement sous-estimées. Pendant la phase A, comme pendant la phase B, les réflectivités radar maximales simulées se situent à proximité de la surface.

Cependant, nous avons déjà vu (cf. Fig. 4.7) que dans le modèle, les processus microphysiques froids contribuent activement à la formation des précipitations. Mais, les hypothèses des cristaux de glace toujours « secs » et de la masse volumique de la glace fixée à 0.9 g cm^-3 dans le modèle restent des limitations importantes pour le calcul des

réflectivités radar lorsque le nuage est mixte ou entièrement glacé. Ainsi, la prise en compte, dans le modèle, de l’état humide des cristaux ou des grêlons permettrait de simuler le phénomène de bande brillante et un changement de la valeur de la masse volumique de la glace permettrait d’obtenir des réflectivités simulées plus importantes.

Les nuages simulés par DESCAM 3D sont mixtes entre 2.5 et 5.5 km, puis entièrement glacés au dessus de 5.5 km, et les processus microphysiques froids contribuent à la formation des précipitations (cf. Fig. 4.7). L’épisode précipitant simulé montre ainsi des caractéristiques semblables à celles observées dans la nuit du 27 au 28 Octobre 2004. Les cumuls et les flux simulés à Alès sont en accord avec les mesures du disdromètre, alors que les réflectivités radar, et plus particulièrement celles dues à la phase glace, sont sous-estimées. Ceci confirme la complexité des liens entre précipitation et réflectivités radar qui se traduit entre autre par la diversité des relations Z – R disponibles dans la littérature (Straka et al., 2000).

Outre le fait que notre modèle possède une représentation détaillée et non paramétrée de la microphysique, notre travail se distingue également de précédentes simulations numériques (Pinty et al., 2001, Cosma et al., 2002, Anquetin et al., 2003) car nous tenons compte de la phase glace. Afin de mieux cerner la contribution des processus microphysiques froids à la formation des précipitations dans la région des Cévennes, nous allons décrire, dans le paragraphe suivant, les résultats obtenus lorsque l’utilisation des processus microphysiques froids n’est pas permise dans le modèle. Ce cas sans la microphysique froide sera appelé « cas liquide » pour alléger le texte. Les résultats de ce deuxième calcul seront comparés avec ceux de la simulation qui vient d’être décrite (au paragraphe 4) et qui sera dénommée dorénavant « cas mixte ».

5 Simulation sans la microphysique froide