Radar météorologique

Un radar météorologique est un type de radar utilisé en météorologie.

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Tour et pose du radôme du nouveau radar météorologique de King City, Canada ([Environnement Canada])

Petite histoire

• En 1864, James Clerk Maxwell décrit les lois de l’électromagnétisme ce qui permet pour la première fois de travailler sur leur source.

• En 1889, Heinrich Rudolf Hertz montre que les ondes électromagnétiques sont réfléchies par les surfaces métalliques.

• Début XXième siècle:

• Développement du radio et de la TSF (Marconi), donc des antennes
• Dans les années 20: expériences de détection avec des antennes. Problème de longueur d’onde et de puissance.

• En 1934, des essais sur des systèmes de détection par radio sont menés par des intérêts français (16 et 80 cm de longueur d'onde) et en 1935, un tel système utilisant des antennes paraboliques, est monté sur le paquebot Normandie (16 cm) :

• Émetteur à magnétron
• Récepteur séparé

• En 1935, premier réseau de RADARs commandé par les Britanniques selon un brevet de Robert Watson-Watt (l’inventeur “officiel” du radar)

• Durant la Deuxième Guerre Mondiale, les opérateurs des radars micro-onde des armées alliées remarquèrent de la contamination qui s’avéra être des échos venant de la précipitation (pluie, neige , etc.)

• Juste après la guerre, les scientifiques militaires, qui avaient déjà commencé leur recherche sur les phénomènes rapportés, ont continué leur travail tant dans la vie militaire que civile.

• Aux Etats-Unis : David Atlas, pour le groupe de l’armée de l’air et plus tard avec le MIT. Ils ont développé les premiers radars météorologiques opérationnels.
• Au Canada : J.S. Marshall et R.H. Douglas forment le « Stormy Weather Group » à l’Université McGill de Montréal. Marshall et son étudiant Walter Palmer sont reconnus pour avoir travaillé sur la distribution du diamètre des gouttes dans les précipitations ce qui a mené à la relation entre la réflectivité (Z), le retour d’intensité de la précicpitation, et le taux de précipitation (R) au sol communément appelé relation Z-R.
• En Grande-Bretagne, les recherches se poursuivent pour relier les caractéristiques des échos au patron des précipitations et sur les possibilités qu’offrent les différentes longueurs d’onde entre 1 et 10 cm.

• Entre 1950 et 1980, les différents services de météorologie à travers le monde construisent des radars météorologiques pour suivre la précipitation par sa réflectivité. D’abord ces radars furent pour usage local dans les grands centres avec un nombre limité d’angles. Ils étaient opérés en temps réel par les météorologistes qui devaient suivre les échos sur des écrans cathodiques.

Dans les années ’70, les différents radars commencent à être organisés en réseaux avec un début de standardisation. Les premiers systèmes de capture des images ont été développés. Le nombre d’angles sondés augmente ce qui permet d’obtenir un volume de données en trois dimensions. Les coupes horizontales (CAPPI) et verticales sont développées. On étudie ainsi la structure des orages et autres nuages (entre autre par Isztar Zawadski). Les groupes de recherche se sont multipliés à travers le monde, en particulier le NSSL aux Etats-Unis en 1964, qui commencent à expérimenter sur la variation de la polarisation du signal radar ainsi que sur l’utilisation de l’effet Doppler.

• Entre 1980 et 2000, les réseaux de radars météorologiques se généralisent en Amérique du Nord, en Europe, au Japon et dans certains autres pays. Les radars conventionnels sont remplacés par des radars pouvant détecter non seulement l’intensité des précipitations mais également leur vitesse de déplacement (effet Doppler). Aux Etats-Unis, l’implantation de ces radars de longueur d’onde de 10 cm appelé NEXRAD ou WSR-88D commence en 1988 et se termine au début des années ‘90. Au Canada, le premier radar Doppler est celui de 10 cm à l’Université McGill en 1993 et le second à King City (un radar de 5 cm), au nord de Toronto. Le tout se généralise à partir de 1999. La France et les autres pays européens se convertissent à la fin des années ’90 et après 2000.

Le développement fulgurant de l’informatique permet de traiter les données radar en temps réel pour faire une multitude de produits directs (CAPPI, PPI, cumul de précipitations, etc.) mais également des algorithmes qui permettent de repérer les précipitations dangereuses (orages, pluie diluvienne, rafales sous les nuages, etc.) et de prévoir à court terme leur déplacement.

• Après 2000, les recherches qui ont été effectuées sur la double polarisation du signal radar commencent à trouver des applications pratiques dans la détection du type de précipitations. La France, le Canada, les Etats-Unis, l’Australie et d’autres ont transformé certains de leur radar pour utiliser ce concept en mode pré-opérationnel.

Des recherches sont en cours depuis 2003 pour utiliser des antennes réseau à commande de phase assemblés en radar tridimensionnel à balayage électronique pour remplacer le sondage mécanique en balayage électronique, donc plus rapide.

Principes du radar météorologique

Émission d’une onde électromagnétique pulsée (impulsion de l’ordre de la microseconde)

Fichier:Radar-faisceau.png

Trajectoire du faisceau radar et volume sondé

Une impulsion est produite par un oscillateur, envoyé à travers un tube guide d’onde à une antenne parabolique qui elle l’émet vers la précipitation. Chaque impulsion sonde un volume de cibles qui est égal à h x r² $\theta$² (h est largeur de l'impulsion, r la distance au radar et $\Theta$ angle d’ouverture du faisceau). Cependant, comme on ne peut distinguer le retour du front de l’impulsion et celui de sa fin au-delà de h/2, la résolution est la moitié du volume. La longueur typique d’une impulsion est de 300 m et l’angle d’ouverture du faisceau de 1 degré. On sonde donc des volumes qui sont de l’ordre 0,001 km³ à 10 km de distance et de l’ordre du km³ à 200 km.

Temps d’écoute (généralement de l’ordre de 1 ms)

Fichier:Radar-hauteur.png

Calcul de la hauteur des échos

Entre chaque impulsion, l'antenne et le circuit électronique sont mis à l’écoute de l’impulsion de retour. Les échos seront donc notés en distance par:

distance = c x $\Delta$ t /2 (c = vitesse de la lumière).

Donc la distance maximale qu'on peut sonder sans ambiguïté dépend du $\Delta$ t utilisé entre deux impulsions subséquentes. La position de tout retour qui arrive d'une première impulsion, APRÈS que soit partie une seconde, sera mal interprétée comme revenant de cette dernière.

En plus de la distance, on peut calculer la hauteur au-dessus du sol où se trouvent les cibles. Cela se calcule en connaissant l’angle d’élévation du radar et en tenant compte de la stratification des couches de l’atmosphère qui fait courber le faisceau par changement de l’indice de réfraction.

Stratégie de sondage

Après avoir effectué une rotation complète à un angle d’élévation, l’antenne parabolique sera haussée à un angle supérieur et effectuera une autre rotation. Ce scénario se répétera sur plusieurs angles de telle façon que le radar effectuera un balayage en trois dimensions de l’atmosphère en 5 ou 10 minutes. On aura ainsi une idée des précipitations depuis un niveau près sol jusqu’à environ 15 à 20 km d’altitude et sur 250 km de distance.

Angles typiquement sondés au Canada. Les lignes en zig-zig représentent les données de deux CAPPIs à 1,5 et 4 km d'altitude

À cause de la courbure de la Terre et du changement d’indice de réfraction de l’air avec l’altitude, qui affecte la trajectoire du faisceau radar, le sondage ne pourra pas « voir » sous une certaine hauteur qui dépend de la distance au radar et de l’angle minimal utilisé. Il ne pourra également pas « voir » plus près du radar que la trajectoire de l’angle maximal utilisé. La figure à gauche montre la hauteur versus la distance d’une série d’angles typiquement utilisés par un radar météorologique canadien. Ils vont de 0,3 à 25 degrés.

RÉFLECTIVITÉ (en décibel ou dBZ)

• L’écho de retour réfléchi par les cibles est également analysé pour son intensité afin d’établir le taux de précipitation dans le volume sondé. On utilise une longueur d’onde radar entre 1 et 10 cm afin que le retour agisse selon la loi de Rayleigh (intensité proportionnelle à une puissance du diamètre de la cible en autant que le diamètre des cibles (pluie, flocons, etc… ) soit beaucoup plus petit que la longueur d’onde du faisceau radar). C’est ce qu’on nomme la RÉFLECTIVITÉ (Z).

Cette intensité varie en fait comme la 6^ième puissance du diamètre des cibles de diamètre D et le carré de leur constante diélectrique. La distribution des gouttes (N[D]) est celle d'un fonction Gamma tronquée ce qui donne:

Z = $\int _{0}^{Dmax}$ |K|² N₀e ^{$-\Lambda$ D / D₀} D⁶dD

Comme le taux de précipitation (R) est égal au nombre de particules, leur volume et leur vitesse de chute (v[D]):

R = $\int _{0}^{Dmax}$ |K|² N₀e^{$-\Lambda$ D / D₀} ($\pi$D³/6) v(D)dD

On voit que Z et R sont reliés par:

Z = aR^b

où a et b dépendent du type de précipitations (pluie,neige, convective ou stratiforme) qui ont des $\Lambda$, K, N₀ et v différents

• L’antenne tourne sur son axe à un angle d’élévation donné mais émet un grand nombre d’impulsions dans chaque angle de visée. La RÉFLECTIVITÉ revenant de chaque impulsion pour chacun des volumes de cibles est donc notée pour calculer une intensité moyenne de sondage pour ce volume.

• La variation de diamètre et la constante diélectrique entre les différents types de précipitations (pluie, neige, bruine, grêle, etc..) est très grande, la RÉFLECTIVITÉ est exprimée en dBZ (10 fois le logarithme du rapport entre le retour et une constante qui correspond au retour que donnerait une volume remplie de gouttelettes de pluie de 1 mm de diamètre avec une certaine densité)

Vitesse Doppler

Projection du vent réel sur la composante radiale au radar selon la direction de visée sur 360 degrés.

À proprement parler, la différence de fréquence générée, selon l'effet Doppler traditionnel, par le déplacement des gouttes de pluie ou les flocons de neige est trop petite pour être notée par l'instrumentation électronique actuelle. En effet, les fréquences utilisées sont de l'ordre de $10^{9}$ Hz (longueurs d'onde 5 à 10 cm) et les vitesses des cibles de 0 à 70 m/s ce qui donne un changement de fréquence de seulement 10^-5%. On utilise donc à la place la différence de phase entre deux impulsions successives revenant d'un même volume sondée (pair de pulses). Entre chaque impulsion, les cibles se déplacent légèrement créant cette différence de phase. L'intensité d'une impulsion après un aller-retour:

I = I₀ Sin $\left({\frac {4\pi x_{0}}{\lambda }}\right)$ = Sin $\left(\Theta _{0}\right)$

où

• x est la distance entre le radar et la cible
• $\lambda$ la longueur d'onde
• $\Delta t$ est le temps entre deux impulsions

L'intensité d'une impulsion subséquente revenant du même volume sondée qui a légèrement bougé:

I = I₀Sin $\left({\frac {4\pi (x_{0}+v\Delta t)}{\lambda }}\right)$ = I₀Sin $\left(\Theta _{0}+\Delta \Theta \right)$

Donc $\Delta \Theta$ = $\left({\frac {4\pi v\Delta t}{\lambda }}\right)$

v = vitesse des cibles = ${\frac {\lambda \Delta \Theta }{4\pi \Delta t}}$

Cette vitesse est appelée la vitesse Doppler. Elle ne donne que la composante radiale du déplacement. Cependant, il est possible de déduire avec une certaine précision les vraies vitesses et directions si l'écran est suffisamment rempli de précipitation.

Fichier:Radar-vents Doppler.png

Exemple idéalisé de sortie Doppler. Les vents s'approchant sont en bleu et ceux sortant en rouge selon la convention habituelle. Remarquez la variation sinuosidale de la vitesse lorsqu'on se déplace sur 360 degrés le long d'un des cercles(Source: Environnement Canada).

Pensons à une pluie d'automne qui dure toute la journée et qui se déplace UNIFORMÉMENT d'ouest en est. Le faisceau radar pointant vers l'ouest verra donc les gouttes s'approcher de lui et l'inverse quand il pointe vers l'est. Par contre, quand le radar pointe vers le nord et le sud, les gouttes ne se rapprochent, ni ne s'éloignent de lui car elles passent perpendiculairement au faisceau. Donc la vitesse notée sera nulle.

Si on se rappelle que le radar tourne sur 360 degrés, il verra donc toutes les composantes de projection de la vitesse de ces gouttes sur son axes de visée. L'ensemble des vitesses sur un tour complet prendra les valeurs d'un cosinus. Fort de cela, on peut donc déduire la direction et la vitesse des précipitations (+/- celle du vent).

On a cependant négligé la vitesse de chute des gouttes mais elle est faible pour les angles d'élévation sous 3 degrés à l'intérieur de 150 km du radar ce qui sont le plus souvent les angles recherchés. Un regard plus en hauteur doit en tenir compte.

La portée maximale et la vitesse Doppler maximale non ambigüe varient de façon inverse (rouge pour la portée et bleu pour la vitesse maximale)

Regardons maintenant la vitesse maximale qu'on peut mesurer sans ambiguïté. Comme un Sinus peut varier entre -$\pi$ et +$\pi$, on ne peut noter une vitesse supérieure à:

Vitesse_max = $\pm$${\frac {\lambda }{4\Delta t}}$

C'est ce qu'on appelle la vitesses de Nyquist. Pour obtenir une meilleure détermination de la vitesse des cibles, il faut envoyer des impulsions très rapprochées, donc avec $\Delta t$ très petit. Mais on sait également que la portée en réflectivité est

x = ${\frac {c\Delta t}{2}}$

ce qui demande un grand $\Delta t$ pour être sûr de la position des échos revenant de loin sans ambiguïté. Ce dilemne Doppler limite donc la portée utile des radars qui utilise cet effet. Il faut donc faire un compromis qui en général fait que les radars Doppler ont une portée utile de 100 à 150 km.

Polarisation

Fichier:Radar-polarisation.png

Illumination de la cible avec la double polarisation. Notez la forme de la goutte

En général, la plupart des hydrométéores ont un axe plus grand selon l’horizontale (ex. les gouttes de pluie deviennent oblates en tombant à cause de la résistance de l’air). L’axe dipolaire des molécules d’eau a donc tendance à s’aligner dans cette direction et le faisceau radar sera généralement sera polarisé horizontalement pour tirer profit d’un retour maximal.

Si on envoie en même temps une impulsion avec polarisation verticale et une autre avec polarisation horizontale, on pourra noter une différence de plusieurs caractéristiques entre ces retours comme leur intensité (Zdr), leur différence de phase ($\phi _{dp}$), leur corrélation d’un pulse à l’autre ($\rho$_hv), etc… Les radars dits POLARISÉS qui utilisent ce type de sondage peuvent donc obtenir des indications sur la forme des cibles ainsi que sur le mélange de formes. Ceci peut être utilisé, en plus de l’intensité du retour, pour une identification directe du type de précipitations (pluie, neige, grêle, etc..) grâce à un algorithme.

NCAR aux États-Unis, a été un des centres pionniers dans ce domaine avec Dusan S. Zrnic et Alexandre V. Ryzhkov. Le NOAA met à l'essai depuis le début des années 2000 un radar opérationnel de ce type et pense équiper tout son réseau d'ici la fin de cette décennie. L'université McGill (Montréal, Canada) a également un radar qui en est équipé et dont les données sont utilisées opérationnellement par Environnement Canada. EC a un autre radar polarisé à King City en banlieue nord de Toronto en mode développement. Finalement, Météo-France pourrait avoir ses premiers radars polarizés en 2008.

Plus de détails:

Radar américain de développement

Application canadienne

Types principaux d'images produites

Toutes les données obtenues par le sondage radar sont affichées selon leur format. Certains produits servent à afficher plusieurs types de données alors que d'autres sont plus spécifiques.

PPI (Vue panoramique à angle d'élévation constant)

Image d'un front d'orages en réflectivité (en dBZ), vu sur PPI (NOAA)

Comme les données sondées par le radar se font un angle d'élévation à la fois, les premìères images ont été celles d'un affichage panoramique des données de chaque angle individuellement (PPI). Ce type de données doit être interprété en se rappelant que le faisceau radar s'élève au-dessus du sol à mesure qu'on s'éloigne du radar. Donc ce qu'on voit près du radar est à beaucoup plus bas niveau que ce que l'on voit à 200 km.

Il est résulte qu'un nuage avec des taux de pluie élevé à 30 km du radar peut sembler diminuer ou augmenter d'intensité à mesure qu'il s'éloigne du radar. En fait, comme notre faisceau est plus haut dans le nuage au second temps, il regarde une autre section de ce dernier.

Un PPI est également affligé de retours venant du sol près du radar. Ceci donne de très forts retours qui peuvent être mal interprés comme étant des précipitations fortes.

USAGE: Tous les types de données soient réflectivité, vitesse radiale et les différents champs de polarimétrie.

CAPPI (Vue panoramique à altitude constante)

Pour pallier aux problèmes du PPI, le CAPPI a été développé par les chercheurs canadiens. Il s'agit en fait d'une coupe horizontale à travers l'ensemble des angles d'élévation sondés par le radar. Selon le nombre d'angles et les élévations de ceux-ci, on peut faire une coupe plus ou moins précise. Selon le niveau de notre coupe, il arrive également qu'à une certaine distance nous n'ayons plus de données à l'altitude recherchée. Ce qui est ensuite vu sur le CAPPI, ce sont les données du PPI le plus près de ce niveau.

Par exemple, sur l'images des angles plus haut en page, les 24 angles s'échelonnent de 0,5 à 25 degrés et nous donc pouvons faire un CAPPI à travers ces données. Les lignes grasses en dents-de-scie représentent des CAPPI à 1,5 et 4 km d'altitude. Remarquez qu'au-delà de 120 km, l'angle le plus bas passe au-dessus de 1,5 km et qu'à 200 km il dépasse le 4 km. Donc la portion des CAPPI qui sera au-delà de ces limites sera donc plutôt un PPI de l'angle le plus bas.

USAGE: Surtout pour la réflectivité qui est un champ avec des gradients verticaux faibles. Utilisé avec les données Doppler du radar de l'Université McGill (Montréal, Canada)bien que le champ des vents soit plus changeant avec l'altitude et donne un résultat plus mitigé.

(Exemples en temps réel [Université McGill] [Environnement Canada])

Carte de cumul des précipitations

Une des utilités principales des radars météorologiques est de pouvoir détecter à distance les précipitations pour des usages hydrométriques. Par exemple, les services de contrôle du débit des rivières, d’avertissement d’inondations, de planification de travaux de barrage, etc. ont tous besoin de savoir les quantités de pluie et neige qui tombent sur de larges domaines. Le radar complète idéalement un réseau de pluviomètres car il couvre une grande superficie. Les premiers pouvant servir à calibrer le second.

Fichier:Radar-accumulations.png

Cumul de 24 heures de la pluie selon le radar de Val d'Irène dans l'est du Québec (Canada). Remarquez les cônes sans données vers l'est et le sud-ouest causés par le blocage du faisceau par les montagnes(Source: Environnement Canada)

Pour faire une image d’accumulations, il faut donc multiplier le taux de précipitation obtenu à bas niveau dans un sondage radar par la durée voulue. Comme les précipitations se déplacent, on ne peut prendre le taux qu’à un seul instant donné et il faut donc faire plusieurs sondages à intervalles réguliers et distribuer la précipitation entre chaque pas de temps.

Par exemple, si on génère un PPI ou CAPPI de bas niveau à toutes les 10 minutes. En comparant ces images informatiquement, on peut en tirer la vitesse et la direction de déplacement du patron de précipitations. Le taux de précipitations X (par minute), qui se déplace du point A au point B entre deux pas de temps, laissera donc 10 X millimètres de pluie. On réparti ensuite cette quantité également tout le long du trajet de A à B. Pour obtenir des accumulations sur de plus grandes périodes (heures, jours, etc…), il suffit donc d’additionner les données de plusieurs pas de temps de sondage.

Carte des sommets d’échos

Un autre domaine d’utilisation des radars est selui de l’aviation. Une carte très utile pour ce domaine est celle des sommets de précipitations. En effet, les aéronefs désirent savoir la hauteur des sommets des nuages, entre autres ceux des orages, pour savoir à quelle altitude voler. Comme le radar météorologique sonde un volume en trois dimensions, on peut donc y trouver la hauteur à laquelle se terminent les précipitations. Ce n’est pas la hauteur à proprement parler des nuages, puisque le sommet de ceux-ci ne contient que des gouttelettes pas assez grosses pour être visible au radar, mais il s’en approche.

La façon de procéder est simplement de prendre les données depuis l’angle le plus élevé vers le plus bas et de noter la hauteur et les endroits à chaque angle de visée où on dépassera un taux seuil de précipitations. Plus ce taux sera faible, plus on s’approche du sommet réel du nuage.

Coupes verticales

Afin de connaître la structure verticale des nuages, ce qui est important pour reconnaître leur type, un produit de coupe verticale des données des radars à été développé.

Animations

Boucle de PPIs de réflectivité (en dBZ) montrant l'évolution d'un ouragan (NOAA)

Tous les produits dérivés des données radar peuvent être animées. L'utilisateur peut ainsi voir l'évolution du patron de réflectivités, de vitesses, etc... et en tirer des informations sur le déplacement et la dynamique du phénomène météorologique observé.

Par exemple, on peut extrapoler le déplacement pour prévoir à court terme l'arrivée de la pluie sur une ville d'intérêt. On peut remarquer également le développement ou la diminution des précipitations.

Dans les sections suivantes, nous parlerons des différents types de retours au radar qui ne proviennent pas d'hydrométéores et qui nuisent à l'interprétation. Un animation est très utile pour repérer les plusieurs artéfacts non météorologiques car ces derniers ont un comportement soit aléatoire (bruit, propagation anormale) ou ne bougent pas (échos de sol).

Mosaïques de radars

Les données d'un seul radar météorologique sont utiles si on ne regarde qu'à courte portée et sur un temps assez court. Cependant, pour bien voir le déplacement des précipitations, les sorties de plusieurs radars doivent être mis en réseau sur une carte mosaïque. Comme les différents radars peuvent avoir des caractéristiques différentes, dont leur calibration, et avoir des zones de recoupement, il faut prévoir une arbre de décision pour choisir quelque valeur mettre en un point de façon à avoir un continuum.

Pour les radars qui peuvent avoir une certaine atténuation dans les précipitation fortes, comme ceux de 5 cm de longueur d'onde, on mettra en général la donnée du radar ayant le plus fort retour en un point si deux radars couvre cet endroit. Pour les radars n'ayant pas d'atténuation notable, comme ceux de 10 cm, on mettra plustôt la valeur du radar le plus près.

Ceci peut également varier entre l'hiver et l'été. Dans le premier cas, il peut y avoir beaucoup de différence de position dû au transport par les vents et de variations du taux de précipitations par sublimation (virga). Cela peut donner à une grande différence entre le niveau de la donnée du radar et le sol.

Voici quelques sites pour voir les données en réseaux:

Environnement Canada

Radar américain par NOAA

République Tchèque

République d'Afrique du Sud

Algorithmes automatiques

Pour mieux repérer les informations contenus dans les données d'un radar, divers algorithmes informatiques ont été développés. En effet, un météorologiste à l'oeil averti et avec beaucoup d'expérience pourra interpréter ces sorties mais certains détails demande trop d'attention. Ceci est particulièrement vrai des données Doppler qui ne donnent que la composante radiale.

Fichier:Radar-algorithme.png

Le carré est mis par le programme de traitement lorsqu'il a repéré une rotation sur les données Doppler. A noter que ceci est un zoom d'une région et que le doublet de rotation (vert-jaune) a moins de 10 km de rayon (Source: Environnement Canada).

Les principaux algorithmes de réflectivité sont:

• La quantité de précipitation totale (VIL en anglais) dans la colonne ce qui permet de repérer les nuages les plus importants comme les orages .
• Celui de Rafale Potentielle qui relie le VIL et la hauteur du sommet des échos radar. Plus la quantité d'eau se concentre dans le nuage, plus la rafale sera forte lorsque le coeur des précipitations descendra.
• Présence de grêle.

Les principaux algorithmes pour les vitesses Doppler:

• Repérage des rotations dans les orages. Avec un radar météorologique on ne peut voir les tornades, car elles sont plus petites que la résolution habituelle, mais on peut voir se former dans les cellules orageuses les rotations qui pourront se concentrer en tornade si les conditions sont favorables.
• Repérage du cisaillement des vents dans les bas niveaux qui donne une idée où se produisent des rafales importantes.

Limitations et artéfacts

L'interprétation des données radar dépend de plusieurs hypothèses qui ne sont pas toujours remplies:

• Atmosphère standard
• Obéissance à la loi de Rayleigh et relation directe entre le retour et le taux de précipitation
• Le volume sondé par le faisceau est rempli de cibles (gouttes, flocons, etc..) météorologiques, toutes du même type et à une concentration uniforme
• Aucune atténuation
• Aucun phénomène d'amplification
• Les lobes latéraux sont négligeables.
• La forme du faisceau à mi-puissance peut être représentée de façon approximative par une courbe gaussienne.
• Les ondes incidentes et rétrodiffusées sont polarisées linéairement.
• La diffusion multiple est négligeable (pas de retour à multiples réflections sur différentes cibles).

Le faisceau radar se propage dans l'atmosphère et rencontre bien des choses en plus de la pluie ou de la neige. Il faut donc savoir reconnaître la signature de ces artéfacts pour pouvoir interpréter correctement les données.

Propagation anormale (atmosphère non standard)

L'on prend comme hypothèse que le faisceau radar se déplacera dans une atmosphère standard où la température diminue selon une courbe normale avec l'altitude. Le calcul de la position des échos et leur altitude dépend de cet hypothèse.

Suréfraction

Il arrive souvent que des inversions de températures se produisent à bas niveau (ex. refroidissement nocturne par ciel clair) ce qui change la stratification de l'air. L'indice de réfraction de l'air, qui dépend de la température, de la pression et de l'humidité, change donc anormalement. Il augmente au lieu de diminuer dans la couche en inversion de température ce qui fait recourber le faisceau radar vers le sol. Cela a pour effet que le faisceau frappe le sol et retourne au radar. Comme ce dernier s'attend à un retour d'une certaine hauteur, il place erronnément l'écho.

Ce type de faux échos est facilement repérable en regardant une séquence d'images s'il n'y a pas de précipitations. On y voit dans certains endroits des échos très forts qui varient d'intensité dans le temps sans changer de place. De plus, il y a une très grande variation d'intensité entre points voisins. Comme cela se produit en inversion nocturne, le tout commence après le coucher du soleil et disparait au matin.

Par contre, si l'inversion est due à une inversion pré-frontale (front chaud), il peut y avoir de la précipitation mêlée avec la propagation anormale ce qui rend la détection plus problématique.

L'extrême de ce phénomène se produit quand l'inversion est si prononcé et sur une mince couche que le faisceau radar devient piégé dans la couche en guide d'onde et rebondit plusieurs fois au sol avant de revenir au radar. Ceci crée des échos de propagation anormale en bandes concentriques multiples.

Infraréfraction

Si l'air diminue de température plus rapidement que dans l'atmosphère standard, comme dans une situation d'air instable (convection), l'effet inverse se produit. Le faisceau radar est alors plus haut que l'on pense. Cette situation est difficle à repérer.

Des cibles hors de la loi de Rayleigh

Une des hypothèses de l'interprétation radar est que le retour des cibles est proportionnel au diamètre des cibles. Ceci se produit quand les gouttes sont de l'ordre de 10 fois inférieures à la longueur d'onde utilisée. Si les cibles sont trop petites, le dipôle des molécules d'eau contenus dans la cible (ex. gouttelettes de nuage de quelques microns de diamètre) sera trop petit pour être excité et le retour sera invisible pour le radar.

Si par contre, si la cible s'approche de la longueur d'onde (ex. grêle de 5 cm), le dipôle de la cible sera excité de façon non linéaire et le retour ne sera plus proportionnel. Cette zone est appelée la diffusion selon la théorie de Mie.

Donc un radar météorologiques opérationnel (5 et 10 cm en général) ne peut percevoir la bruine ou les nuages. D'un autre côté, si la réflectivité dépasse 50 dBZ, il est très probable que nous ayons affaire à de la grêle mais on ne peut en préciser le taux de précipitation.

Volume sondé non rempli et autres problèmes

Vue par un profileur à grande résolution et par un radar météorologique typique.

Le faisceau radar a une certaine largeur et on prend des données avec un nombre défini d'impulsions sur chaque angle de visée ainsi qu'à des angles d'élévation discrets. Il en résulte que nous avons des données qui moyennent les valeurs de réflectitivé, de vitesse et de polarisation sur des volumes de cibles. Plus on est loin, comme on l'a vu plus haut, plus ce volume est grand.

Dans la figure ci-contre, on voit en haut une coupe verticale effectuée lorsqu'un orage est passé au-dessus d'un profileur de vents. Ce dernier a une résolution de 150m selon la verticale et de 30m selon l'horizontale ce qui fait qu'on peut voir énormément de détails. On peut entre autre voir que la réflectivité change rapidement à certains endroits(gradient).

Comparons cette image à celle du bas, simulée à partir des caractérisques d'un faisceau radar météorologique de 1 degré de largeur, à une distance de 60 km. On voit très clairement la dégradation qui est particulièrement importante dans les zones où le gradient est fort. Ceci montre comment les données des radars peuvent facilement déroger de l'hypothèse que le volume sondé est rempli de cibles, uniformément disposées.

Cibles non météorologiques

En plus de la pluie, de la neige, du verglas et autres précipitations, le radar météorologique peut recevoir des échos provenant d'autres sources. Les principaux polluants des données sont:

• Les oiseaux, surtout en temps de migration.
• Les insectes à très basse altitude.
• Les leurres électroniques que peuvent laisser tomber des avions militaires.
• Les obstacles solides comme les montagnes, les édifices, les avions.
• La réflection venant de plans d'eau à angle rasant.

Chacun de ces artéfacts a des caractéristiques propres qui permettent de les reconnaître de la vraie précipitation pour une oeil averti. Nous verrons plus bas qu'il est possible en combinant la réflectivité, les vitesses Doppler et la polarisation de les filtrer.

Atténuation

Toute onde électromagnétique peut être absorbée en passant dans un milieu quelconque. L'onde traversant un milieu excite les molécules qui le compose et, selon leur composition, peut donc enlever une partie des photons pour faire changer le niveau énergétiques du milieu. L'air est très peu absorbant mais la molécule d'eau l'est. Plus la longueur d'onde porteuse du faisceau radar se rapproche de celle des gouttes d'eau (0,1 à 7 mm), plus le dipôle de ces molécules sera excité et plus l'onde sera atténuée par la précipitation rencontrée.

En conséquence, les radars météorologiques utilisent généralement une longueur d'onde de 5 cm ou plus. À 5 cm, lors de pluies intenses, on note une perte de signal en aval de celles-ci sur l'image radar. L'atténuation est cependant de nulle à acceptable dans des précipitations faibles à modérées et dans la neige. C'est pourquoi la plupart des pays des régions tempérées (Canada, une bone partie de l'Europe) utilisent cette longueur d'onde. Elle nécessite une technologie moins coûteuse (magnétron et plus petite antenne). Les nations ayant une prédominance d'orages violents utilisent une longueur d'onde de 10 cm qui est atténuée de façon négligeable dans toutes les conditions mais est plus coûteuse (klystron). C'est le cas des États-Unis, de Taïwan et d'autres.

Bandes brillantes

Fichier:Radar-bande brillante.png

En haut, CAPPI de 1,5km d'altitude fortement contaminé par la bande brillante (en jaune) visible dans la coupe verticale du bas (Source: Environnement Canada).

Comme nous l'avons vu antérieurement, le retour de réflectivité est proportionnel au diamètre et à la constante diélectrique de la cible. Entre un flocon de neige et une goutte de pluie de même masse, il y a une différence importante de ces deux variables mais dans le sens inverse. Ainsi le diamètre d'un flocon est beaucoup plus grand que celui de la goutte mais la constante diélectrique est beaucoup plus petite. Lorsque l'on calcule le Z de chacune de ces deux cibles, on se rend compte que la différence est d'environ 1,5 dBZ en faveur de la goutte.

Lorsque de la neige, en altitude, descend vers le sol et rencontre de l'air au-dessus du point de congélation, elle se transforme en pluie. Donc on s'attend à ce que la réflectivité augmente d'environ 1,5 dBZ entre une donnée radar prise dans la neige et une prise dans la pluie. À l'altitude où la neige commence à fondre, il y a cependant un rehaussement des réflectivités jusqu'à 6,5 dBZ. Qu'arrive-t-il?

À ce niveau, nous avons affaire à des flocons mouillés. Ils ont encore un diamètre important, se rapprochant de celui des flocons de neige, mais leur constante diélectrique s'approche de celle de la pluie. Nous avons alors les deux facteurs favorisant une plus grandes réflectivité et il en résulte une zone qu'on appelle la bande brillante. Dans les données radar, sur PPI ou CAPPI, qui croisent ce niveau l'on verra alors un rehaussement des intensités des précipitations qui n'est pas réel.

Plusieurs techniques ont été développées pour filtrer cet artéfact par plusieurs services météorologiques.

Géométrie du faisceau

Patron idéalisé de la distribution d'énergie d'un faisceau radar(Pic central à 0 et pics secondaires à différents angles de chaque côté de celui-ci)

Diffraction par un trou circulaire simulant le patron d'émission vu par les cibles

Le faisceau émis n'est pas un pinceau comme un faisceau laser mais il a plutôt la forme d'un patron de diffraction par une fente puisque l'onde émise sort par la fente d'un tube guide d'onde au point focal d'une antenne parabolique. Le pic central (le faisceau radar) est plus ou moins une courbe gaussienne mais il y a des pics secondaires qui peuvent également illumer les cibles hors de l'axe principal. Tout est fait pour minimiser l'énergie des pics secondaires à une faible fraction du pic central mais ils ne sont jamais nuls.

Lorsque le faisceau radar passe sur un écho particulièrement fort, le retour de l'énergie du pic central est dans l'axe de visée. Les retours des pics secondaires arrivent, quant à eux, au même temps où le pic central illumine un autre angle de visée. Comme le récepteur note l'angle de visée du pic central, les retours des pics secondaires sont donc notés à un mauvais azimuth ce qui crée un faible faux retour de chaque côté de notre vrai écho.

Fichier:Radar-Lobes secondaires.png

Les forts échos retournés par des collines par temps dégagé (pixels rouges et jaunes) et les retours mal placés venant des lobes secondaires (bleus et verts)

Réflections multiples

Fichier:Radar-trois-corps.png

Le faisceau radar est défléchi par la cible dans toutes les directions. En général, le retour venant de réflections multiples dans le nuage est négligeable. Dans certaines conditions où le coeur de précipitation est intense (comme la grêle), une partie de l'énergie envoyée vers le sol retournera au nuage et sera réfléchi vers le radar. On aura alors une réflection à trois corps. Comme cet écho arrive plus tard que l'écho initial du nuage (plus long trajet), il sera placé erronément à l'arrière des vrais échos de précipitations.

Solutions actuelles et futures

Fichier:Radar-artéfacts2.png

Image radar de réflectivité comportant de nombreux échos non météorologiques (Source: Environnement Canada).

Fichier:Radar-artéfacts filtrés.png

Même image radar nettoyé par utilisation de la vitesse (Source: Environnement Canada).

Les deux images suivantes montrent comment on peut nettoyer une image brute de réflectivité pour trouver les vrais échos dus à la précipitation. Ces derniers sont en général mobiles ce qui fait qu'en éliminant les échos dont la vitesse, obtenu par traitement Doppler, est nulle, il nous reste les vrais échos. Bien que le traitement soit complexe et non infaillible, il donne en général des résultats très intéressants.

Les problèmes dus au changement de type de précipitation, au mélange de ces derniers et aux cibles non météorologiques, comme les oiseaux, peuvent quand à eux être filtrés par l'utilisation d'un filtre venant des données de polarisation. Ceci commence à être fait expérimentalement et donne de bons résultats.

Bibliographie

R. J. Doviak et D. S. Zrnic, Doppler Radar and Weather Observations, Academic Press. Seconde Édition, San Diego Cal., 1993 p. 562.

Liens externes

Informations supplémentaires en français

• Erreurs courantes par EC
• Petit cours par EC
• Informations sur les radars météorologiques au Canada

• Page du radar de McGill

Informations supplémentaires en Anglais

• (en) Informations sur NEXRAD
• (en) http://www.srh.noaa.gov/srh/sod/radar/radinfo/radinfo.html
• (en) http://www.srh.noaa.gov/srh/sod/radar/radinfo/about.html
• (en)http://www.nssl.noaa.gov/researchitems/radar.shtml
• (en) http://www.wunderground.com/radar/help.asp