Transformation de la réflectivité en taux de chute de neige

Introduction

Dans un contexte de changement climatique entraînant la fonte de la banquise en Arctique, des nouvelles voies navigables commencent à être envisagées et des zones jusque là peu exploitées pourraient devenir des lieux d’intérêt pour l’installation de plateformes offshore notamment. A l’heure actuelle, le circuit maritime pour relier l’Europe à l’Asie emprunte préférentiellement le canal de Suez mais un chemin passant par le nord du continent eurasiatique lorsque la banquise n’est pas présente en période estivale est une possibilité à prendre en compte. Ainsi il reste à savoir si la balance coût/bénéfice ou risque/récompense est positive et c’est notamment pour cela que des études sont menées sur un phénomène météorologique de méso-échelle présent en ces contrées nommé polar low (dépression polaire en Français).
Ces dépressions qui se développent soudainement sur des zones libres de glace ont de nombreuses particularités par rapport aux dépressions des latitudes moyennes (celles que l’on retrouve par exemple en France) comme leur extension très réduite de l’ordre de quelques centaines de kilomètres, leur faible durée de vie (de 6 à 36h) et leur développement très rapide (Rasmussen et Turner, 2003) [1]. Dès lors, ce dernier point rend ces cyclones polaires très difficiles à prévoir et le phénomène est d’autant plus à surveiller qu’il peut être très intense. En effet un polar low affecte la visibilité et peut provoquer des vagues dont la hauteur peut attendre 20 mètres de haut d’après les observations. Tout ceci se produisant dans une masse d’air froide nécessaire à la création de la dépression, les risque de givrages et donc de chavirages de navires sont au coeur des impacts négatifs du polar low.
Leur étude est donc un véritable enjeu économique et humain et elle n’en est qu’à ses débuts car les observations et mesures in-situ sont peu nombreuses car ils se développent majoritairement au-dessus des mers où les bouées de mesure ne couvrent que de faibles surfaces et les radiosondages se font très rares. Il a fallu attendre le développement des observations satellitaires pour pouvoir progresser dans la compréhension du phénomène avec le lancement en 2006 de CloudSat, équipé d’un radar et spécialisé pour l’étude des nuages, qui permet d’obtenir des coupes verticales de cesphénomènes et d’accéder en particulier à des informations sur les précipitations.
A l’heure actuelle ces données n’en sont qu’au début de leur exploitation et dans ce cadre, ce rapport présente un sujet encore peu étudié qui est l’analyse des précipitations associées aux polar low. Le croisement entre les mesures micro-ondes actives de CloudSat et l’inventaire des cas et trajectoires sur la période 1999-2018 (Rojo et al, 2019) [2]. permettra de mener une étude sur les précipitations observées le long des transects coupant les polar lows afin de réaliser un bilan statistique suffisant pour tenter de mieux comprendre les mécanismes de fonctionnement des polar low.
La première partie de cette étude sera consacrée à la présentation des données et les méthodes utilisées. La seconde partie détaillera les observations satellites de CloudSat et la restitution des champs météorologiques à partir de la mesure brute de réflectivité. La troisième partie présentera les résultats obtenus puis la dernière partie proposera une interprétation suivi des perspectives de poursuite de l’étude

Données et méthodes

État de l’art sur les polar lows

La formation d’un polar low a pour condition nécessaire un très fort gradient thermique résultant d’une masse d’air très froide en altitude et d’une température de surface de la mer (SST = Sea Surface Temperature) beaucoup plus douce. Pour cette raison, ces tempêtes se trouvent essentiellement à des latitudes élevées près du cercle polaire au dessus des océans. Longtemps l’on a cru que seules les contrées européennes étaient favorables à un tel phénomène se produisant au niveau des mers de Norvège et des Barents mais il s’est avéré qu’ils se produisent aussi sur les côtes canadiennes en mer du Labrador ou en Asie sur la mer du Japon. L’hémisphère sud n’est pas non plus épargné puisque les côtes de l’Antarctique sont aussi des régions d’occurrence du phénomène au dessus des mers de Weddell et d’Amundsen lorsqu’elles sont libres de glace. Cette condition se réalise de plus en plus souvent avec le réchauffement climatique qui est exacerbé au niveau des pôles et de nouvelles zones offrent dès à présent des conditions de formation pour les polar lows comme les mers de Tchouktches et de Kara situées au nord de la Russie [3].
Les facteurs permettant d’envisager la formation d’un ou plusieurs polar lows sont notamment des vents dominants de Nord ou Nord-est ainsi que le creusement très soudain d’une zone de basse pression dont le minimum se trouve en pleine mer (les polar lows diminuant en intensité lorsqu’ils abordent le continent). Les observations faisant état de ce phénomène peuvent être aussi la visualisation d’amas de nuages élevés ou la mesure d’une grande variabilité concernant la vitesse et la direction du vent au sein d’un polar low.
Quant aux mécanismes mis en jeu pour la formation, ils sont encore sujet au débat. En premier lieu on considérait que le développement était dû à un système convectif provenant d’un réservoir d’énergie potentielle convective libérant de la chaleur latente. Cette première hypothèse de formation a été nommée en 1977 instabilité Cisk (Conditional Instability of the Second Kind).
Cependant d’autres polar lows ont pour origine l’instabilité barocline qui régit la formation de la majorité des dépressions de moyennes latitudes. Ce type d’instabilité survient avec une variationintense de la température dans une direction donnée, ici dans le plan horizontal où la température diminue le long d’un méridien depuis l’équateur vers un pôle. Dans des conditions de stabilité, les mouvements de la masse d’air associés sont contrecarrés sur chacun des plans horizontaux par les vents géostrophiques et d’un plan horizontal à un autre par l’équilibre de l’approximation hydrostatique. Néanmoins l’existence d’un gradient thermique vertical a pour conséquence que les lignes d’égale pression (isobare) croisent celles d’égale température (isotherme). Dès lors avec le flux zonal d’ouest traversant les océans (caractéristique des moyennes latitudes), des perturbations baroclines convertissant l’énergie potentielle thermique en énergie cinétique peuvent se former.
Cependant ce mécanisme ne suffit pas à lui seul pour comprendre la formation des polar lows qui sont des phénomènes très variable sur le plan dynamique et physique et peuvent être provoqués par l’association de plusieurs processus physiques. Il convient alors de ne pas confondre ce phénomène avec des tempêtes synoptiques de petites tailles ou en phase de dissipation ainsi que des creux barométriques (excroissance d’une dépression visible sur une carte isobarique comme étant une zone où les isobares prennent la forme d’un V avec une allure semblable à celle d’une vallée géographique). Pour cela il est essentiel d’analyser l’ensemble des paramètres existants pour définir s’il s’agit ou non d’un polar low (Rojo et al, 2015) [4]

Paramètres de caractérisation des polar lows

Cette étude s’oriente autour de la compréhension du cycle de vie des polar lows et se base surdes données et observations recueillies notamment par l’Institut météorologique norvégien qui a recensé depuis 1999 la plupart des polar lows observés au-dessus des mers nordiques. Plusieurs paramètres y sont indiqués comme les limites en terme de latitude et longitude pour lesquelles on retrouve la bande nuageuse ou celles indiquant la position de l’oeil du phénomène. D’autres éléments comme sa taille et sa forme ainsi que son stade d’avancée sont déterminés. En effet les polar lows peuvent prendre la forme de virgules, de spirales, de vagues et être au stade de formation, à l’état mature ou en train de se dissiper (Figure 2). Néanmoins ces structures ne sont pas toutes organisées et certaines sont des amas dont la forme est considérée comme non définie. Les polar lows peuvent aussi être regroupés en système de plusieurs vortex, on parle alors de polar lows multiples.
Ainsi différentes méthodes sont mises en oeuvre pour avoir le maximum de connaissances sur la situation étudiée. En premier lieu ce sont les informations synoptiques qui ont pu être prises en compte puis les observations satellitaires avec les diffusiomètres qui permettent d’estimer la vitesse des vents au sein d’un polar low. Ces éléments sont ensuite complétés par les sorties de modèles utilisées aussi pour combler le manque d’observations, et récemment l’imagerie satellitaire ajoute de nouvelles données notamment sur les structures verticales nuageuses.
Cette dernière permet de déterminer différents types de système de polar lows.

Données satellites utilisées

Présentation de CloudSat

CloudSat est un satellite d’observation de la Terre appartenant à l’Aqua-train qui est une constellation de six satellites franco-américains qui volent en formation à quelques minutes d’intervalle sur une même orbite héliosynchrone, c’est-à-dire qu’ils survolent un lieu donné toujours à la même heure locale.
Le tracé de la trajectoire du satellite le 8 Janvier 2007 de 5h54’29 à 7h33’05 (période orbitale de 98.6 minutes) est présenté ci-dessous et provient du CloudSat Data Processing Center. La trajectoire est découpée en tronçons dont le temps de traversée est le même et en dessous de la frise est représentée l’évolution temporelle de la réflectivité mesurée dans la trace du satellite CloudSat est un projet américano-canadien (National American Space Agency et Canadian Space Agency) et a été lancé le 28 avril 2006 permettant d’avoir les premières données exploitables pour notre l’étude au cours de cette année 2006. Le choix de cette orbite associé à son inclinaison de 98.2◦ permet d’induire une précession de l’orbite dû à la non homogénéité du champ gravitationnel terrestre (la surface terrestre étant une sphère imparfaite où le rayon est maximal au niveau de l’équateur). Ainsi CloudSat peut balayer la quasi-totalité de la Terre en remontant jusqu’à des latitudes de 81 ◦ (orbite quasi-polaire) avec davantage de passages sur les régions polaires, ce qui permet d’obtenir le maximum de coïncidences entre le passage de CloudSat et les polar lows.
Le radar météorologique par CloudSat utilise la fréquence de 94 GHz (soit une longueur d’onde de 3.2 mm qui correspond au domaine des micro-ondes) et établit une télédétection active en mesurant la rétrodiffusion des nuages en fonction de la distance au satellite. Les résultats sont alors des coupes verticales des nuages où il a la capacité de différencier les différents hydrométéores (pluie comme neige) et est donc pertinent pour l’étude des nuages hivernaux.

Acquisition des images satellites

Les images satellites présentées sur la figure n2 ont été réalisées par un radiomètre à très haute résolution appelé AVHRR en anglais (Advanced Very High Resolution Radiometer) embarqué sur un satellite comme METEOSAT ou un de ceux du POES (Polar-orbiting Operational Environmental Satellite). Le radiomètre mesure les émissions de rayonnement terrestre pour déterminer des températures de brillance qui sont les températures du corps noir associé qui émettrait la même intensité que l’objet en question à la même longueur d’onde. Les températures de brillance les plus faibles correspondent alors aux masses nuageuses qui n’émettent pas de la même manière que la mer ou le continent et peuvent donc être mis en évidence.

Acquisition des données de taux de chute de neige (snowfall rate)

Le satellite CloudSat est équipé d’un sondeur de nuage (Cloud Profiling Radar, CPR) et fonctionne au nadir, ce qui signifie qu’il sonde l’atmosphère verticalement et a une fréquence de 94 GHz. Il permet d’obtenir des profils de réflectivité de la surface jusqu’à environ 30 km d’altitude et avec une résolution verticale de 240 m. Ainsi il mesure 125 intervalles verticaux aussi appelés bins. En pratique au niveau des données utilisées les 30 km représentent une portée allant de -5 km à + 25 km, permettant donc l’acquisition de résultat jusqu’à 25 km ce qui est largement suffisant et au-dessus du sommet des nuages. Au niveau du profil horizontal le nombre d’intervalle dépend de la version dans laquelle les données appartenant aux librairies HDF sont présentées (R04 étant antérieure à R05 la plus récente) et correspond au nombre de fois où le radar a pulsé durant une orbite. Ces intervalles horizontaux sont nommés ray et sont au nombre de 37082 pour les données R05 et entre 20678 et 20690 pour les données R04. Le seuil de détection bas du CPR de -28 dBz (dBZ, étant une échelle logarithmique de la réflectivité Z) lui permet d’être particulièrement sensible aux petits hydrométéores et aux faibles précipitations polaires qui vont intéresser l’étude qui se concentre sur les chutes de neige [5].
Ces variables sont obtenues à partir de produits CloudSat élaborés et classés par niveau, le niveau 1B contenant le produit brut 1B-CPR qui mesure la puissance rétrodiffusée comme fonction de la distance au radar. Viennent ensuite les produits du niveau 2 qui contiennent des variables géophysiques dérivées, on y retrouve dans la classe 2C les données sur les précipitations comme le 2C-PRECIP-COLUMN indiquant l’occurrence, la phase et la probabilité des précipitations, le 2C-RAIN-PROFILE précisant le taux de chute de pluie et celui qui nous avons utilisé, le 2CSNOW PROFILE, donne le taux de chute de neige.

Transformation de la réflectivité en taux de chute de neige

Fréquence de mesure du CPR

Le choix de fréquence est située entre les bandes d’absorptions de la vapeur d’eau qui est la molécule d’intérêt de l’étude et pour laquelle la transmittance est presque maximale dans cette zone. En effet, au delà de la deuxième bande l’absorption est beaucoup trop élevée et en dessous de la première bande même si la transmittance y est à son maximum, le choix se porte vers une fréquence plus élevée qui est plus appropriée pour l’observation des nuages grâce à une meilleure sensibilité permettant aussi de détecter les zones de faibles précipitations (Figure 4). Les plus faibles fréquences sont quant à elles plus adaptées à l’observation des précipitations de par une atténuation du signal qui est réduite (Edel, 2019) [6].

Relation entre la réflectivité et le taux de chute de neige

Le radar de CloudSat émet des signaux électromagnétiques à intervalles réguliers et mesure l’intensité du signal réfléchi par les hydrométéores présents dans l’atmosphère (la réflectivité) en fonction de la distance au radar. Chaque signal pulsé est associé à un profil de réflectivité de l’atmosphère établi. Ce profil est néanmoins tronqué, ne permettant pas d’acquérir des résultats en dessous de 700 mètres d’altitude à cause de l’écho de surface qui perturbe la rétrodiffusion. La réflectivité Ze pour un radar opérant à 94 GHz a pour équation la suivante (Wood, 2011 ; Wood and l’Ecuyer, 2018) :

Résultats

Étude statistique de l’occurrence des polar lows

La figure 5 représente la variabilité inter-annuelle du nombre de polar lows entre l’hiver 1999-2000 et l’hiver 2018-2019 en considérant la période froide, soit d’octobre à mai. Les hivers les moins propices aux polar low sont les premiers de la période d’étude à savoir les hivers 99/2000 et 2000/2001 avec respectivement 5 et 7 occurrences. Ils correspondent aussi aux seuls hivers où l’on ne dénombre aucun polar low multiple. De plus les hivers où il y a eu le plus de polar lows simples (2004/2005 et 2010/2011) ne coïncident pas avec ceux où l’on a témoigné du plus grand nombre de polar lows multiples (2008/2009 et 2012/2013).

Étude de cas de polar lows

Ce travail étant exploratoire, il est intéressant de s’arrêter sur certains cas particuliers faisant figure de propriétés peu rencontrées. Afin de mieux appréhender les résultats, les images satellites associées à la trajectoire du polar low sont présentées conjointement (Litowsli et al, 2020) [8].
Le graphe a été élaboré de sorte à ce que l’évolution chronologique se fasse de gauche à droite et donc la partie droite du graphique correspond à la fin du passage de CloudSat. Le profil de taux de neige qui constitue une extraction sur une période temporelle plus courte du tracé rouge (c’est le cas pour l’ensemble des graphiques). La courbe rouge présente sur les graphes modélisent l’intégration des taux de chute de neige selon la verticale, donnant ainsi une estimation de la quantité de neige au sol que l’on peut attendre sous cet axe vertical. Cette intégration résulte en une simple addition des taux de chute de neige individuels pour chaque section de 1 ray sur 1 bin, et l’unité est la même à savoir le mm/h.
Ainsi pour le cas 143, on constate deux pics de valeurs extrêmes de 75 et 70 mm/h. L’existence d’un pic secondaire témoigne d’une structure convective avec de forts courants ascendants. Les nuages sont très étirés verticalement ce qui explique que les quantités verticales soient si élevées.

Analyse et Discussions

En croisant les données précédemment obtenues sur les caractéristiques des polar lows avec les résultats de profil de nuages, une première interprétation peut être exprimée. L’étude porte sur 71 polar lows.
L’ensemble des paramètres pertinents sont regroupés dans le tableau ci-dessous réparti entre les figures 13, 14 et 15.
Les polars lows les plus intenses (taux de chute de neige supérieur ou égal à 40 mm/heure) sont au nombre de 12 et se produise majoritairement en Mer de Norvège avec 10 occurrences. Il n’est pas surprenant de voir que bon nombre de ces polar lows se produisent dans cette région car 60 Laboratoire de Météorologie Dynamique ENGEES % de la totalité ont lieu en Mer de Norvège. Il est aussi à noter que toutes ces dépressions étaient en phase mature et que la majorité ont lieu en fin d’automne et début d’hiver (4 en Novembre et 4 en Décembre) puis en fin d’hiver et début de printemps (3 en Février et 1 en Mars. On parle ici des saisons météorologiques.
Les polar lows les moins intenses (taux de chute de neige inférieur ou égal à 10 mm/heure) sont au nombre de 17 avec 8 qui se sont formés au mois de Mars, mois qui voit la formation du plus grand nombre de polar lows. On retrouve dans cette catégorie 3 polar lows en formation et 2 à l’état de décroissance, ce qui pourrait expliquer les taux obtenus.

Conclusion

Cette étude exploratoire menée sur les précipitations neigeuses associées aux polar lows présents en mers nordiques a permis de présenter certaines caractéristiques associées aux chutes de neige.
Il s’agit de la première étude fournissant ce type d’information sur les polar lows. Une très grande variabilité a été constatée entre les différents cas avec des extrêmes s’étalant entre 5-10 mm/h et 80 mm/h et les taux les plus importants correspondent à des polar lows en phase mature. La structure verticale indique alors des structures nuageuses pouvant aller jusqu’à 7-8 km en lien avec des mouvements ascendants marqués. Néanmoins le nombre de coïncidences obtenues ne permet pas de tirer des conclusions générales et d’autres facteurs viennent apporter des limites à cette étude.
En premier lieu le jeu de données mis à disposition est trop faible (moins de 20 ans) pour mener une étude statistique fiable quand on sait à quel point les mécanismes de formation des polar lows, la forme qu’ils peuvent prendre et leurs variabilités annuelles et saisonnières sont grandes. L’écho de surface pose aussi un problème dans l’estimation des taux de chute de neige intégré sur la verticale puisqu’en dessous de 700 mètres il n’y a pas de valeurs. De plus la télédétection active ne réalise que des transects et ne couvre pas l’ensemble du polar low. Il est alors impossible d’étudier le profil de précipitations dans son ensemble et les zones du polar low où il y a les taux de chute de neige les plus extrêmes peuvent ne pas être traversées.
Ainsi il conviendrait de poursuivre cette étude afin de cumuler un plus grand nombre de cas de polar lows et d’un point de vu qualitatif de croiser les connaissances actuelles avec de nouvelles méthodes pour pallier aux limites. Il serait intéressant de croiser les tableaux récapitulatifs avec de nouveaux paramètres qui sont à l’échelle synoptique comme la circulation atmosphérique générale, l’oscillation atlantique nord ainsi que des mesures météorologiques locales comme l’humidité ou la pression au sein des polar lows. Le développement d’une méthode de détection des chutes de neige à partir des micro-ondes passives (Edel et al, 2019) pourra conduire à des études de cas, complémentaires de l’approche menée en offrant une vue totale du polar low. Enfin l’étude des polar lows nécessiterait d’affiner les modèles pour les cas limites où la température est proche de 0 degré. La transformation de la réflectivité en taux de chute de neige n’est alors plus valide car la frontière entre neige, pluie ainsi que pluie et neige mêlées devient trop mince.
Toutes ces questions méritent d’être creusées d’autant plus que les premières études du GIEC indiqueraient qu’avec le réchauffement climatique, les polar lows devraient se former à des latitudes plus hautes, latitudes correspondantes aux nouvelles voies navigables qui s’ouvriraient.

Table des matières
Introduction 
1 Données et méthodes 
1.1 État de l’art sur les polar lows
1.2 Paramètres de caractérisation des polar lows
1.3 Données satellites utilisées
2 Transformation de la réflectivité en taux de chute de neige
2.1 Fréquence de mesure du CPR
2.2 Régime de diffusion pour les particules atmosphériques
2.3 Relation entre la réflectivité et le taux de chute de neige
3 Résultats 
3.1 Étude statistique de l’occurrence des polar lows
3.2 Profil de taux de chute de neige
3.3 Étude de cas de polar lows
4 Analyse et Discussions 
5 Conclusion 
Bibliographie
A Évolution de la latitude et de la longitude au cours de l’orbite
B Coïncidences entre les polar lows et CloudSat
C Coïncidences entre les polar lows et CloudSat

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