Radar hydrométéorologique : Principes de fonctionnement (HU) : Différence entre versions

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Traduction anglaise : Meteorological radar – how it works

Mot en chantier

Dernière mise à jour : 08/11/2025

Dispositif de télédétection active des précipitations atmosphériques.

Nota : On parle indifféremment de radar météorologique ou de radar hydrométéorologique, même si le premier terme peut représenter des radars ayant d'autres objets que la télédétection des précipitations (mesure du vent ou analyse des nuages par exemple). Voir § "Limites de l'article".

[modifier] Limites de l'article

Cet article est centré spécifiquement sur les radars de télédétection active des précipitations atmosphériques, domaine d'intérêt principal en hydrologie. Ne sont pas traités ici les radars météorologiques orientés vers d’autres objets physiques (exploration de la composition et des dynamiques internes des nuages, profilage des vents, etc.) ou assurant d'autres fonctions (gestion du trafic aéroportuaire ou aide à la décision des pilotes d’avion en phase de croisière, avec des radars embarqués).

Les appareils de ce type mesurent la réflectivité électromagnétique des hydrométéores (gouttes d'eau, grêlons, flocons de neige, etc.) sous les nuages précipitants (Pointin, 2004) de façon à en déduire le taux de précipitation au sol.

De façon pratique, cet article traitera plus spécifiquement du fonctionnement des radars hydrométéorologiques et de la façon de les utiliser pour mesurer ou prévoir les précipitations ainsi que des précautions à prendre.

Il est complété par un autre article : "Radar météorologique : utilisation en hydrologie" qui développe pour sa part le côté applicatif.

[modifier] Historique

L’idée d’utiliser des ondes électromagnétiques pour détecter des objets distants date du tout début du XXème siècle. Par suite de la mort en mer d’un ami, Christian Hülsmeyer, inventeur allemand, met au point son "télémobiloscope", qu’il protège par un brevet déposé en l904. Il s'agit d'un émetteur-récepteur radiofréquence, capable de détecter à distance des objets métalliques, comme par exemple des navires. La Marine nationale allemande et les compagnies maritimes n’y trouvent alors pas d’intérêt. Ce n’est qu’entre 1930 et 1940, à l'approche de la guerre, que des recherches et développements importants sont réellement menés simultanément dans de nombreux pays (USA, Grande Bretagne, Allemagne, France, Russie, Italie, Hollande, Japon) (Daricau, 2015). Le terme radar (pour "Radio Detection And Ranging)" est officiellement adopté par la marine nationale des États-Unis d'Amérique en novembre 1940.

La possibilité de détecter des précipitations en utilisant un radar, pour sa part, a vraisemblablement été découverte par hasard dès le début des années 1940, par les Britanniques. Ceux-ci ont en effet été les premiers à disposer de radars de détection aérienne et navale dans les gammes 3 000 à 10 000 MHz (bandes S à X), grâce à l'invention tenue secrète du magnétron à cavité résonnante, premier générateur à très haute fréquence, industrialisable et de faible encombrement. Ces radars ont constitué, pour les alliés, un avantage stratégique déterminant dans la bataille de l'Atlantique, car seules les longueurs d'ondes de 200 à 400 MHz étaient surveillées par les contre-dispositifs allemands. Cet avantage a duré jusqu'à la fin de 1943, lorsqu'un avion allié, équipé d'un de ces radars, a été abattu en Hollande.

L'utilisation de radars dans les bandes S à X a immédiatement montré que les orages provoquaient de forts échos, ce qui n'était pas le cas dans les bandes de fréquences plus faibles. Au Royaume Uni, l'interprétation quantitative de ces échos a d'abord été entreprise pour corriger l'atténuation résultant du signal, qui pouvait nuire à la détection des cibles militaires. Simultanément, de l'autre côté de l'Atlantique, l'exploration de l'atmosphère par radar a motivé, dès cette époque, plusieurs recherches spécifiques.

Au Canada, le "Stormy weather Group" est ainsi créé à l'Université Mac Gill de Montréal dès 1943 (https://www.mcgill.ca/meteo/files/meteo/stormy_weather_group.pdf). Il est placé sous la Direction J. Stewart Marshall et R.H. Douglas. Son objectif principal est l’interprétation des données fournies par les radars météorologiques. Les recherches menées dans ce groupe sur la distribution du diamètre des gouttes de pluie vont aboutir à établir une relation entre la réflectivité ($ Z $) et l'intensité de précipitation au sol ($ R $) (Marshall et Palmer, 1948). Dans le même temps, aux États Unis, David Atlas participe au développement des premiers radars météorologiques opérationnels, d'abord pour le groupe de l’armée de l’air, puis avec le Massachusetts Institute of Technology (Wolff et Vaillant, 2011).

Au début des années 1950, l'usage des radars météorologiques se généralise. Dans un premier temps, les radars utilisent principalement des antennes provenant de surplus militaires et sont opérés en temps réel par des météorologistes qui doivent suivre les échos sur des écrans cathodiques. En 1957, le National Weather Service des États-Unis introduit le WSR-57, premier radar conçu exclusivement pour la détection des précipitations (Wolff et Vaillant, 2011).

Ces premiers radars sont principalement utilisés localement, en particulier dans les aéroports, et il faudra attendre les années 1970 pour qu'ils commencent à être organisés en réseaux, avec un début de standardisation.

En France, le premier radar météorologique opérationnel est installé en 1949 à Trappes. Il est remplacé dans les années 1950 par le radar DECCA qui restera utilisé jusqu'en 1968 et l'apparition du radar MELODI, lequel fonctionne en bande S (longueur d'onde de 10 cm).

Sur le plan opérationnel, les premières installations de radars météorologiques sont déjà souvent guidées par des besoins de surveillance hydrologique. C'est par exemple le cas du radar de Grèzes, installé dans les années 1960 pour la surveillance du bassin de la Dordogne (Dupouyet, 1983). De même, la ville constitue l'un des domaines d'utilisation précoce du radar, à la fois dans le but d'apprécier le rôle de l'urbanisation et de l'industrialisation sur le déclenchement des orages (expérience Metromex à Saint-Louis aux Etats-Unis (Changnon, 1981)), et aussi, simultanément, dans le but de prévoir les conséquences des ruissellements d'orage (Andrieu et Jacquet, 1987 ; Andrieu et al., 1992). Les premières expériences s'appuient sur l’utilisation expérimentale d’un radar positionné à Dammartin-en-Goëlle et destiné à la gestion du trafic aérien de l’aéroport de Roissy, dans le but d'améliorer la gestion des réseaux d’assainissement dans les Départements de Seine-Saint Denis, puis du Val de Marne.

Ce radar permet ainsi l’émergence d'un important programme de recherche (Andrieu, 1986). Arrivé en seuil d’obsolescence, il est très vite remplacé, au début des années 1980, par un autre, de type RODIN (longueur d’onde 5 cm), situé à Trappes, et co-financé par les Conseils généraux des Départements de Seine-Saint Denis et du Val de Marne, soutenus par l’Agence financière de bassin Seine-Normandie (qui deviendra l'Agence de l'Eau).

La démarche consistant à organiser les radars de Météo-France en un réseau cohérent, appelé Aramis (acronyme signifiant "Application Radar à la Météorologie Infra-Synoptique"), couvrant l'ensemble du territoire métropolitain, remonte au milieu des années 1980 (Parent du Châtelet, 2003). Cependant, même avec l'hypothèse très optimiste que chaque radar assure la mesure à l'intérieur d'un cercle de 200 km de rayon, la couverture de la France métropolitaine ne sera à peu près complète qu'en 1995 (figure 1).

Figure 1 : Le réseau Aramis de radars météorologiques en 1995 ; en supposant que chaque radar assure la mesure à l'intérieur d'un cercle de 200 km de rayon (ce qui s’est révélé excessif, voir Nota), le territoire métropolitain était entièrement couvert (à part l'extrême Sud-Est et la Corse), par les treize radars du réseau français et trois radars étrangers ; Source : Parent du Châtelet (2003).

Nota : La densification du réseau de radars qui est intervenue depuis cette période assure aujourd'hui la couverture de ce territoire avec un rayon de mesure d'environ 100 km, beaucoup mieux adapté aux applications hydrologiques (comparer la figure 1 représentant le réseau en 1995 et la figure 16 représentant le réseau en 2025).

Dans le même temps, des recherches menées notamment au CERGRENE de l’École nationale des Ponts et Chaussées (Andrieu et Jacquet, 1987 ; Blanchet et al., 1989 ; Denoeux et al., 1990 ; Jacquet et Neumann, 1991), en liaison avec les développements réalisés pour les services d’assainissement de Seine Saint Denis et du Val de Marne (Delattre et al., 1986), conduisent à développer le système CALAMAR (brevet déposé en 1992 par la société RHEA). Il s'agit du premier outil permettant de générer des lames d’eau composites en recalant les images de réflectivité radar sur des mesures acquises au sol en temps réel par un réseau pluviométrique assez dense (Pister et al., 2010).

A la fin du XXème siècle et au début du XXIème les technologies radar évoluent (intégration de l'effet Doppler, développement de radar en bande X, mise au point de la double polarisation, etc.). Le développement de l’informatique permet de mieux filtrer les données (élimination des échos parasites) et de mieux les traiter (ajustement de la relation réflectivité-intensité). Les données provenant des radars sont utilisées en lien avec celles fournies par les satellites et les réseaux au sol pour former des images composites.

Différents produits opérationnels sont aujourd'hui proposés, gratuitement ou non, permettant de connaître et de prévoir les intensités de pluies à court terme (2 à 3 heures) et de générer des pluviomètres virtuels en tout point du territoire (voir § "Disponibilité des données des radars météorologiques en France").

[modifier] Fonctionnement des radars météorologiques

[modifier] Principes de fonctionnement des radars et caractéristiques des radars météorologiques

Un radar météorologique (voir par exemple Wolff et Vaillant, 2011) est un radar à impulsions classique, doté d’un émetteur de longueur d’onde comprise entre 3 et 10 cm, c’est à dire couvrant les bandes X (3 cm), C (5 cm) et S (10 cm), et d’une puissance de 25 à 1000 kW.

[modifier] Choix des longueurs d'onde d'émission

La longueur d'onde d'émission doit être choisie en fonction de la taille des gouttes, de façon à trouver un compromis entre :

• le fait que les hydrométéores doivent réfléchir une partie de l'énergie du faisceau d'onde pour être visibles par l'antenne de réception ;
• le fait qu'ils doivent en laisser passer une autre partie pour que le faisceau puisse sonder les précipitations à une distance plus grande (figure 2).

Figure 2 : Choix de la longueur d'onde optimum : il est indispensable de choisir une longueur d'onde telle que le faisceau d'onde interagissent avec les hydrométéores sans pour autant que la part d'énergie absorbée et/ou réfléchie par les gouttes soit trop grande ; seule la configuration médiane convient ; Source : Lubeigt (2025).

Ainsi :

• Si la longueur d’onde est trop grande par rapport à la taille des gouttes, le faisceau traverse la zone pluvieuse mais le signal réfléchi est trop faible pour être mesurable (schéma du haut) ;
• Si la longueur d’onde est trop petite par rapport à la taille des gouttes, l'énergie du faisceau est très vite absorbée et/ou réfléchie par les précipitations et le signal retournant à l'antenne de réception est également trop faible pour être mesuré (schéma du bas).

Les longueurs d'onde comprises entre 3 et 10 cm correspondent à un bon compromis. Une longueur d'onde plus grande (par exemple 30 cm, bande K), permet également de détecter les nuages.

[modifier] Puissance, sensibilité et dimension d'antenne

La capacité à mesurer le signal réfléchi dépend à la fois de la puissance d'émission et de la sensibilité de réception.

Du fait que la puissance rétrodiffusée est de plusieurs ordres de grandeur plus faible que la puissance émise, on utilise le plus souvent une échelle logarithmique : le décibel (dB) qui est égal à 10 fois le logarithme du rapport entre la puissance en sortie et la puissance en entrée. La puissance en entrée peut être normée à 1 milliwatt, on parle alors de dBm, ou normée par rapport à la puissance rétrodiffusée par une cible standard, on parle alors de dBZ.

Les antennes de réception sont capables de détecter des puissances minimales de l’ordre de 10^-11 milliwatts (ce qui est proche du bruit ambiant) et d'analyser linéairement une gamme de 8 à 10 ordres de grandeur au-delà de cette valeur. Les récepteurs des radars météorologiques ont ainsi une dynamique couvrant approximativement la gamme de 110 à 30 dBm.

En pratique, on utilise également le logarithme de la réflectivité en le normant par la réflectivité d'une cible standard et on exprime les réflectivités en dBz.

La sensibilité d’un radar est liée à cette gamme de détection, mais aussi :

• aux caractéristiques de puissance de l’émetteur : plus l’émetteur est puissant et plus la puissance rétrodiffusée par l’atmosphère a de chance de dépasser le bruit ambiant ;
• à la dimension de l’antenne : plus l’antenne est grande et plus elle concentre la puissance émise en un faisceau réduit.

Le tableau de la figure 3 indique, pour les trois longueurs d’onde météorologiques habituelles, les tailles d’antenne et les puissances crête d’émission nécessaires pour permettre la détection d’une intensité de pluie d’environ 1 mm/h à une distance de 100 km. Comme le coût de l'équipement dépend du diamètre de l'antenne et un peu de la puissance de crête, il est facile de comprendre que les radars à bande X sont les plus économiques (environ 2 fois moins chers que les radars à bande C, et 3 fois moins chers que les radars à bande S).

Figure 3 : Longueur d'onde utilisée, diamètre d’antenne et puissance crête d’émission nécessaire pour une portée de l'ordre de 100 km.

[modifier] Directivité du radar, Diagramme d'antenne et lobes secondaires

Les antennes utilisées en météorologie sont des paraboles qui concentrent l’essentiel de l’énergie émise (80 %) dans un cône d’angle au sommet :

avec :

• $ Θ_0 $ : angle d'ouverture du faisceau (en degré) ;
• $ λ $ : longueur d'onde (en m) ;
• $ d_a $ : diamètre d'antenne (en m).

Nota : les diamètres d'antenne donnés par le tableau de la figure 3 correspondent à une ouverture du faisceau de 1,75° d'angle.

L'énergie restante est émise dans différentes directions sous la forme de lobes secondaires. On représente souvent le pourcentage de l'énergie émise en fonction de la direction sous la forme d'un diagramme d'antenne (figure 4).

Figure 4 : Exemple de diagramme d'antenne ; Source : d'après Lubeigt (2025).

Ces lobes secondaires sont susceptibles de poser des problèmes car ils peuvent être à l'origine de réflexions venant parasiter le signal principal (voir § "Difficultés et précautions à prendre").

[modifier] Intérêt et inconvénients des radômes

Les antennes sont parfois protégées du vent par un radôme. Très intéressant sur le plan mécanique pour protéger l'antenne, ce dispositif peut sensiblement atténuer le signal, et donc fausser le mesurage, en particulier lorsque la pluie ruisselle sur ses parois.

Pour en savoir plus sur la technologie des radars : Daricau (2015).

[modifier] Différentes images fournies par les radars

Les antennes sont orientables dans deux plans (en site - ou élévation - et en azimut) avec une précision de pointage de quelques dixièmes de degré et une vitesse de rotation de 3 à 6 tours/minute.

Cette configuration permet aux radars météorologiques d'explorer l’atmosphère suivant deux mouvements de base : le tour d’antenne à site constant (PPI pour Plan position indicator) et le balayage vertical à azimut fixé (RHI pour Range height indicator).

Pour obtenir une image, l'antenne se met en mode émission pendant un temps très bref $ τ_0 $ (1 à 2 μs), puis en mode réception pendant un temps beaucoup plus long $ τ_1 $ (typiquement 50 ms). Ces durées conduisent à une fréquence du cycle d’émission-réception de 200 Hz. La durée des impulsions émises, la durée du temps de réception et l’ouverture du faisceau fixent le volume d’échantillonnage du radar.

• Chaque impulsion ayant une durée $ τ_0 $, le signal arrivant à l’antenne $ t $ microsecondes après la fin de l’émission de l’impulsion a parcouru une distance comprise entre $ t.c $ et $ (t + τ_0).c $ où $ c $ est la vitesse de la lumière (environ 300 m/μs) et provient donc de cibles situées à des distance comprises entre $ t.c / 2 $ et ($ t + τ_0).c / 2 $ (pour tenir compte du trajet aller-retour des ondes) ; ainsi la valeur mesurée à l’instant $ t $ intègre la réflectivité des hydrométéores sur une distance de $ τ_0.c / 2 $ qui définit la résolution radiale du radar (300 m dans le cas d’impulsions de 2 μs) ;
• La durée d'écoute étant de $ τ_1 $ millisecondes, un radar est donc théoriquement capable de recevoir des échos provenant d'une distance de ($ τ_1).c / 2 $ m, distance qui constitue la portée maximum du radar (1 500 km pour une durée d'écoute de 50 ms) ; cette portée théorique maximum n'est donc pas limitante.

Par ailleurs l’ouverture du faisceau définit les limites angulaires du volume d’échantillonnage. A titre d’exemple, un mesurage réalisé à 100 km du radar par un faisceau de 2 degrés intègre dans un cercle de 3 500 m de diamètre autour de l’axe du faisceau.

Ces caractéristiques doivent être présentes à l’esprit lorsque l’on utilise une image radar, en particulier pour ce qui est des effets d’intégration dus à la résolution angulaire. Ainsi les mesurages réalisés respectivement à 10, 50 et 100 km du radar vont représenter des volumes d’intégration respectifs de 0,029, 0,722 et 2,890 km³ (figure 5). Il est également bon de noter que l’effet de la courbure terrestre est sensible au-delà de 50 km.

Figure 5 : Les volumes d'intégration ainsi, pour un même angle de site, que l'altitude de ces volumes, augmentent au fur et à mesure que le faisceau s'éloigne du radar ; de plus, pour les distances radiales supérieures à quelques dizaines de km, il devient nécessaire de tenir compte de la courbure de la terre.

Pour obtenir une exploration en volume de l’atmosphère la démarche la plus simple consiste à effectuer une succession de tours d’antenne à site constant (PPI) en augmentant progressivement l'angle de site (typiquement 15 PPI de 0 à 45 degrés de site). Il est alors possible de combiner les données obtenues pour en extraire l'image souhaitée. En termes de connaissance des précipitations, deux images sont particulièrement intéressantes :

• les coupes horizontales à une altitude donnée que l'on appelle un CAPPI (pour Constant altitude PPI) (figure 6) ;
• les coupes verticales qui permettent de voir la structure verticale des précipitations (très différentes entre des précipitations convectives et stratiformes) et de corriger certains artefacts (bande brillante en particulier).

Figure 6 : Un CAPPI (vue panoramique à altitude constante) est une coupe horizontale des données en trois dimensions de l’espace sondé par le radar après plusieurs balayages à sites croissants ; la construction d'un CAPPI à une altitude donnée utilise donc les données à des angles de site différents selon la distance ; cette coupe peut également être une moyenne des informations sur plusieurs angles (les boîtes grises) ; Source : Wolff et Vaillant, 2011

Une vue panoramique à altitude constante (CAPPI) (on dit également indicateur panoramique à altitude constante) contient donc potentiellement l'information sur les précipitations sur une surface importante et à une altitude donnée (figure 7).

Figure 7 : Exemple de vue panoramique à une altitude de 1000 mètres ; Source : https://catalogue.ec.gc.ca/geonetwork/srv/api/records/aae10768-0c0c-4670-807e-8e893680887e

[modifier] Différents types de radars

[modifier] Radar conventionnel (non Doppler)

Les premiers radars météorologiques (jusqu'à la fin des années 1980) ne mesuraient que la réflectivité. Leurs données permettaient déjà de suivre les précipitations et de mieux comprendre leur structure. Ils étaient cependant très sensibles aux échos parasites (voir § "La présence d'obstacles gênant le passage du faisceau à proximité du radar") et l'élimination de ces artefacts était difficile. Il n'existe plus de radar de ce type en service pour les besoins de l'hydrométéorologie, tous les radars modernes utilisant a minima l'effet Doppler.

[modifier] Radar météorologique Doppler

Les radars plus récents comportent un module de traitement du déplacement des cibles sondées par l’effet Doppler-Fizeau. Les radars Doppler fournissent donc deux informations sur les précipitations : leur réflectivité et leur vitesse radiale. L'information complémentaire sur la vitesse permet bien évidemment de mieux connaître le déplacement des précipitations mais également les mouvements à l'intérieur de celles-ci. Elle permet également de beaucoup mieux filtrer les échos parasites (en particulier les échos de sol) car ceux-ci ont une généralement une vitesse caractéristique différente (nulle pour les échos de sol).

[modifier] Radar à double polarisation

Les radars à simple polarisation sondent l’atmosphère avec un faisceau polarisé horizontalement. Les radars à double polarisation utilisent un faisceau qui est alternativement polarisé verticalement puis horizontalement. Un radar à double polarisation fournit des variables supplémentaires qui apportent des informations sur la nature des hydrométéores (glace ou eau liquide), la distribution des gouttes de pluie en fonction de leur diamètre, et qui permettent de mieux corriger l’atténuation (voir Tabary et al, 2013)

Nota : Les radars de nouvelle génération incluent généralement ces deux perfectionnements (effet Doppler et double polarisation).

[modifier] Principes de l'utilisation des radars météorologiques pour détecter et mesurer les précipitations

[modifier] La réflectivité des précipitations

Le principe de la détection radar des précipitations est lié au comportement des molécules d’eau soumises à un champ électromagnétique. Dans ces conditions, ces molécules se comportent comme des dipôles oscillants (c'est à dire des antennes) qui captent puis réémettent à la même fréquence que celle qu'elle reçoive. L’énergie ainsi rétrodiffusée de manière isotrope dans l’espace par ces multiples antennes permet la détection de la précipitation par le radar.

Nota : L’eau n’est pas un diffuseur parfait et disperse sous forme de chaleur une partie de l’énergie qu’elle capte ; ce mécanisme est responsable de l’atténuation du signal radar par les précipitations.

Moyennant différentes hypothèses :

• taille des hydrométéores faible par rapport à la longueur d'onde du faisceau radar (hypothèse dite de Rayleigh, sensiblement vérifiée pour les radars en bande C ou S),
• volume sondé complètement rempli d’hydrométéores de même type pour ne pas moyenner le signal sur des cibles différentes,
• taux de précipitation identique dans tout le volume sondé (cette hypothèse et la précédente nécessite que la largeur du faisceau soit faible et l’impulsion courte afin d’avoir la plus petite cellule de résolution possible),
• constante diélectrique de tous les hydrométéores du volume sondé identique (hypothèse parfois difficile à vérifier car la constante diélectrique de l'eau est environ 5 fois plus forte que celle de la glace, voir Bande brillante (HU)),

il est possible de relier (voir article Réflectivité radar (HU)) la réflectivité radar à la distribution en taille des hydrométéores, définie par la fonction de répartition $ N(D_r) $ où $ D_{rmin} $ et $ D_{rmax} $ bornent la gamme de diamètres de gouttes considérée :

La réflectivité s’exprime en mm⁶/m³ ou bien en dBz, échelle logarithmique dont la valeur de référence est $ Z_0 $ = 1 mm⁶/m³ avec $ Z(dBz) = 10.log (Z/Z_0) $ (voir Décibel (HU)). La réflectivité des précipitations varie généralement entre 7 et 60 dBz.

[modifier] L'équation radar

Pour sa part, le radar mesure la puissance $ P_R $ rétrodiffusée par les précipitations présentes dans le volume d'échantillonnage. Cette puissance peut être reliée à la réflectivité $ Z $ de la cible :

Avec :

• $ d $ : distance à la cible ;
• $ {L(d)}^2 $ : atténuation due aux précipitations sur le trajet radar - cible (négligeable en bande S, l'atténuation devient significative aux bandes C et X) ;
• $ C $ : constante qui caractérise à la fois le système radar (puissance émise, gain et diagramme d'antenne, longueur d'onde, durée d'impulsion) et l'état de l'atmosphère (atténuation par l'air, propriétés diélectrique des hydrométéores).

Cette équation met en évidence l'affaiblissement systématique du signal avec le carré de la distance et la nécessité de connaître la constante $ C $ pour établir une mesure de la réflectivité des précipitations.

[modifier] La relation entre la réflectivité et l'intensité des précipitations

[modifier] Principes de base

L'intensité de la pluie dépend de la taille des gouttes, de leur densité et de leur vitesse de chute. La vitesse de chute d'une goutte résulte de l’équilibre entre le poids de la goutte et la résistance de l'air à son déplacement. Elle est sensiblement proportionnelle à la racine carrée de son diamètre moyen.

La réflectivité radar et l'intensité de la pluie dépendent donc toutes les deux de la distribution des gouttes de pluie en fonction de leur diamètre. On sait, depuis les travaux précurseurs de Marshall et Palmer (1948), que cette distribution dépend du type de précipitation et que, si on la trace en échelle semi-logarithmique (comme sur la figure 8), elle est proche d'une droite pour les tailles de gouttes supérieures à 1 mm.

Figure 8 : Exemples de distribution de Marshall-Palmer pour différents types de précipitations ; Source : Wolff et Vaillant (2011)

Dans ces conditions, il est possible d'établir une relation entre la réflectivité ($ Z $) et l'intensité ($ R $), sous la forme :

ou

Les valeurs des paramètres $ a $ et $ b $ (ou $ a' $ et $ b' $) dépendent de la distribution des gouttes de pluie en fonction de leur diamètre. Elles devraient normalement être établies en mesurant la distribution granulométrique des gouttes pour chaque pluie particulière. Comme ce n'est techniquement pas possible, on utilise parfois des valeurs génériques (voir tableau de la figure 9).

Figure 9 : Valeurs des coefficients de la relation $ Z-R $ pour diverses situations ; $ Z $ est en dBZ et $ R $ en mm/h.

La relation la plus courante pour les latitudes moyennes est la relation de Marshal-Palmer :

[modifier] Comment déduire l’intensité de pluie au sol à partir de la valeur de la réflectivité radar ?

La relation précédente est une relation théorique qui ne peut pas être utilisée directement pour évaluer les champs de pluie. En effet la réflectivité est mesurée en altitude alors que la grandeur d'intérêt est l'intensité au sol.

L'opération indispensable qui consiste à déduire des mesures pluviométriques à partir des valeurs de réflectivité se heurte ainsi à plusieurs difficultés :

• Les gouttes d'eau mesurées par le radar vont mettre un certain temps pour arriver au sol : D'une certaine manière, le radar ne voit donc pas la pluie qui tombe au sol, mais celle qui va y tomber. Le délai entre l'instant du mesurage par le radar et l'arrivée au sol dépend principalement de l'altitude du faisceau, qui dépend lui-même de l'angle de site et de la distance radiale. Ce délai peut être important. La vitesse terminale de chute des gouttes d'eau varie, selon leur taille, entre 1 m/s pour les plus petites et 6 m/s pour les plus grosses. Si la mesure est effectuée à 1000 mètres d'altitude, il faut donc entre 3 et 15 minutes pour que la pluie arrive au sol.
• Les gouttes d'eau mesurées par le radar ne vont pas tomber à la verticale du volume où elles ont été mesurées : Du fait du déplacement du nuage générateur, qui leur donne une vitesse latérale initiale, et des vents qu'elles rencontrent lors de leur chute, la trajectoire des gouttes n'est pas verticale. Selon les conditions atmosphériques (profils de vitesse des vents et taille des gouttes) et l'altitude du faisceau, elles peuvent parcourir une grande distance horizontale. Par exemple, avec une vitesse initiale de 36 km/h, soit 10 m/s (assez classique dans le cas d'une cellule orageuse) et une vitesse de chute verticale de 5 m/s, le déplacement horizontal est deux fois plus important que la hauteur de la mesure (soit 2 km si le faisceau scrute à une altitude de 1000 m).
• La taille des gouttes et leur vitesse de chute peuvent varier entre le volume sondé par le radar et le sol : Lorsque l'altitude sondée par le radar est importante, il peut arriver que la taille et la densité des gouttes changent lors de leur chute. Dans ce cas la réflectivité mesurée en altitude peut ne plus être représentative de l'intensité de pluie au sol.

Pour pallier ces différents problèmes, des algorithmes de correction, reposant sur deux principes complémentaires, peuvent être mis en œuvre :

• Mobiliser des données complémentaires et potentiellement redondantes, même si leur qualité est différente (voir nota), et pour ceci :
  • utiliser différents angles de sites pour sonder la précipitation à différentes altitudes de façon à construire des coupes verticales ;
  • utiliser plusieurs radars pour sonder le même volume d'espace ;
  • compléter les mesures radar au sol par des mesures satellitaires ;
• Mettre en œuvre des outils de modélisation du phénomène pluvieux : Les données redondantes précédentes peuvent être utilisées pour caler un modèle de précipitation intégrant à la fois le déplacement des phénomènes générateurs et celui des gouttes de pluie précipitante. Les modèles de ce type reposent sur plusieurs hypothèses :
  • à l'échelle de temps du pas de scrutation par le radar, les cellules pluvieuses peuvent être reconnues individuellement et suivies ; il est donc possible de connaître leurs déplacements passés et de prévoir, dans une certaine mesure, leurs déplacements futurs (figure 10).
  • La connaissance des profils verticaux, obtenue par un balayage à sites multiples associé, lorsque c'est possible, avec les informations fournies par le doppler, permet de prévoir le déplacement des gouttes de pluie au cours de leur chute, et donc leur point d'arrivée au sol.

Nota : selon la façon dont a été produite la donnée, sa qualité est différente. Par exemple, si le même volume est sondé par deux radars identiques situés à des distances différentes, la donnée fournie par le plus proche sera plus fiable que celle du second. Une note de qualité est donc associée à chaque donnée de façon à pondérer leur importance dans la production du résultat final.

Figure 10 : Schémas de principe du suivi des échos détectés par un radar météorologique. Les différentes cellules sont indiquées en traits pleins de couleur différente pour les deux pas de temps, et les cellules décalées du déplacement local présumé sont tracées en traits pointillés ; Source : Pointin (2011).

Cette démarche permet de calculer des valeurs moyennes d'intensité au sol sur des pixels, de l'ordre de 1 km de côté (bientôt 500 m par 500 m).

En utilisant les pluviomètres placés sous certains pixels, il est également possible d'ajuster la relation réflectivité-intensité de façon à ce que les intensités mesurées au sol et les intensités déduites du radar correspondent au mieux (voir par exemple Gaussiat, 2022).

Les premiers algorithmes utilisant ces méthodes, qui sont finalement les mêmes que ceux utilisables pour la prévision de l'évolution des précipitations, ont commencé à être mis au point dans les années 1980 (Andrieu, 1986). Ils ont été continuellement améliorés depuis et intègrent de plus en plus de connaissances sur les phénomènes physiques influents, par exemple, en traitant de façon séparée les contributions des précipitations stratiformes et convectives. L'utilisation de la polarimétrie a en particulier permis de beaucoup améliorer le traitement de l'information depuis une douzaine d'années.

Plus que des mesures radars, il s'agit donc souvent d'une approche composite qui est mise en œuvre. Les différentes données construites à partir des radars du réseau Aramis, sont présentées dans l’article « Radars météorologiques : utilisation en hydrologie ».

[modifier] Difficultés et précautions à prendre

Avant même de s'interroger sur la capacité à évaluer des intensités de pluie à partir des réflectivités radar, il est bon de s'interroger sur les difficultés de mesure de ces valeurs de réflectivité et sur les précautions indispensables pour assurer leur significativité.

De nombreux problèmes doivent en effet être surmontés. Les principaux sont décrits dans les paragraphes suivants.

[modifier] La présence d'obstacles gênant le passage du faisceau à proximité du radar

Il est possible que des obstacles (relief ou édifice par exemple) interceptent une partie du faisceau (Figure 11) pour certains angles de site. Cette situation pose deux problèmes de nature différente :

• les échos renvoyés par l'obstacle peuvent être confondus avec des précipitations ; on parle alors d'échos de sol ;
• les précipitations situées au-delà de l’obstacle sont sous-estimées car seule une fraction de l’énergie est disponible pour les échantillonner (on parle d’effet de masque).

Figure 11 : Échos de sol et effet de masque ; Source : Chocat et al., 1997

[modifier] Correction des échos de sol

La correction des échos de sol est indispensable. La confusion entre échos de sol et échos atmosphériques conduit en effet à des erreurs qui peuvent être très importantes. L’intensité de pluie équivalente à un écho de sol se chiffre souvent en centaines de mm/h. La méthode de correction la plus basique consiste à établir une carte des échos de sol (et des autres échos permanents - voir § "Autres artefacts"), autour du radar, lors d’une période sans précipitation et de l'utiliser pour masquer les zones problématiques. Cette correction est cependant complexe car le signal renvoyé par les flancs de montagne ou bien les façades d’immeuble peut se mélanger avec le signal renvoyé par les précipitations. La mise en œuvre d'un balayage utilisant plusieurs angles de site fournit une autre piste de traitement. La généralisation des radars à effet Doppler a offert des pistes complémentaires efficaces de correction. En effet les échos de sol sont immobiles et peuvent facilement être filtrés.

[modifier] Correction des effets de masque

La correction de l’effet de masque, purement géométrique, peut être réalisée par calcul direct de la fraction de puissance interceptée ($ B $ sur la figure 10), par exemple à l’aide d’un modèle numérique de terrain dans le cas d’un relief marqué et relativement proche du radar. En région accidentée, les erreurs dues à des effets de masque peuvent conduire à des sous-estimations pratiquement totales et difficilement identifiables sur des images instantanées. Dans la pratique on ne peut corriger ces effets que lorsque la fraction d’énergie restante ($ A $ sur la figure 10) est supérieure à 30 % (Bertrand-Krajewski et al., 2008).

Le problème est encore compliqué par l'existence de lobes secondaires qui peuvent eux-mêmes être à l'origine de réflexions parasites (figure 112).

Figure 12 : Illustration schématique de la détection d'une ville par les lobes secondaires d'un faisceau radar. Le faisceau principal A concentre l'essentiel de l'énergie émise, mais l'énergie restante forme des lobes secondaires (représentés par B) qui suffisent pour détecter des cibles très réflectives (façades, tours, etc.). ; Source : Chocat et al., 1997

[modifier] Précautions à prendre

Les échos de sol et les effets de masques sont difficilement évitables dans la mesure où l'altitude du faisceau est basse à proximité du radar. On peut limiter leur importance en installant le radar en altitude et/ou en choisissant des angles de site plus grands (ce qui limite alors la portée du radar). Ils sont particulièrement gênants dans les zones de montagne. L'utilisation conjointe de plusieurs radars et la création d'une image composite permet cependant de limiter les zones impactées.

[modifier] Le contrôle de la stabilité du système radar

Pour délivrer une mesure de réflectivité exacte, il est nécessaire de connaître la constante $ C $ de l'équation radar qui permet de relier la réflectivité de la cible à la puissance rétrodiffusée reçue par l'antenne. Seul un étalonnage global du système à l'aide de cibles de réflectivité connue peut donner cette constante qui intègre les caractéristiques des différentes composantes du système radar : émetteur, récepteur, antenne, ensemble des guides d'onde, switch et joints tournants qui les relient et radôme. Le procédé le plus fiable consiste à utiliser différentes cibles métalliques liées à des ballons captifs.

Cette opération d'étalonnage absolu est difficile à pratiquer en routine. Elle doit donc être complétée par un contrôle de la fidélité de la mesure, c'est à dire de la stabilité du système au fil du temps séparant des étalonnages absolus. La pratique montre que des modifications de plusieurs dBz peuvent survenir à la suite d'interruptions ou d'opérations de maintenance du radar, ce qui représente, en termes d'intensités de pluie, des erreurs dépassant souvent 100%. Certains dispositifs permettent de contrôler le récepteur en y introduisant périodiquement (une fois par jour par exemple) un signal de caractéristiques connues. Outre que cette méthode pose la question de la fiabilité du générateur du signal de contrôle lui-même, il faut remarquer que tous les autres organes du système échappent à ce suivi. Lorsque des échos de sol marqués existent, il est possible de les utiliser comme cible de référence sans qu'il soit nécessaire que leur réflectivité soit connue (Faure et al., 1994).

[modifier] Le rôle de l'état de l'atmosphère dans les valeurs de réflectivité

L'énergie réfléchie dépend de la taille et de la densité des gouttes de pluie, mais également d'autres caractéristiques de l'atmosphère. Ce problème peut être abordé de manière statique (sans prendre en compte les mouvements d'air à l'intérieur de l'atmosphère), ou de manière dynamique.

[modifier] Cas d'une atmosphère calme ; problème de la bande brillante

L'atmosphère est un milieu fortement stratifié que le radar explore à des altitudes et pour des volumes de mesure croissants avec la distance radiale. Comme le résume la figure 13, dans le cas de nuages froids, très courants sous nos latitudes quelle que soit la saison, le volume d'échantillonnage radar va potentiellement successivement contenir en descendant en altitude :

• de l'air au-dessus du nuage (zone 1 sur la figure 13) ;
• de l'eau sous forme solide (neige ou glace) dans le nuage au-dessus de l'isotherme 0°C (zone 2 sur la figure 13) ;
• un mélange d'eau liquide et d'eau sous forme solide dans la zone de fusion, zone qui est appelée bande brillante (zone 3 sur la figure 13) ;
• de l'eau liquide dans la partie la plus basse (zone 4 sur la figure 13).

Figure 13 : Différentes zones susceptibles d'être dans le volume échantillonné par le radar ; l'importance relative de chaque zone dépend de l'angle de site et de la distance.

Compte tenu, de la différence significative entre les propriétés diélectriques de l'eau liquide et de la glace, et du comportement assez complexe de la bande brillante, les erreurs commises en terme d'intensité de pluie peuvent aller de sous-détections supérieures à 50% lorsque le faisceau dépasse significativement l'altitude du sommet des nuages (on parle de remplissage partiel) à des sur-détections de l'ordre de 100% lorsque la bande brillante occupe une partie significative du volume de mesure. Il est donc clair que la réflectivité mesurée par le radar doit d'abord être homogénéisée horizontalement de façon à représenter idéalement la réflectivité des seules précipitations liquides.

Échantillonner avec plusieurs angles de site permet d'établir un profil vertical de réflectivité représentatif capable de réaliser cette homogénéisation et d'appliquer une correction dite PVR (Profil Vertical de Réflectivité). Cette correction vise à construire, à partir d’observations à différentes altitudes, un profil vertical type de réflectivité et à l'utiliser pour corriger les réflectivités mesurés et en déduire la réflectivité équivalente au sol pour le calcul du taux de précipitation (figure 14 et article Bande brillante (HU)).

Figure 14 : Principe de la correction PVR ; FLH : altitude de l’isotherme 0◦C ; BBT : épaisseur de la bande brillante ; BBP : intensité de la bande brillante ; DR : taux de décroissance dans la phase de neige sèche ; Source : Lubeigt (2025).

En pratique cette technique devient difficile à appliquer au-delà de 100 km car les tranches d'altitudes deviennent trop épaisses.

[modifier] Prise en compte des mouvements atmosphériques

Les mouvements verticaux (ascendances/descendances) agissent sur la vitesse de chute de la pluie et modifient donc sensiblement la relation entre réflectivité (grandeur volumique indépendante de la vitesse) et l'intensité de pluie (flux à travers une surface horizontale directement liée à la vitesse verticale de l'air). A titre d'exemple, une vitesse d'ascendance de 4 m/s, courante dans un nuage actif, est suffisante pour compenser la vitesse moyenne de chute des gouttes.

Par ailleurs, les mouvements horizontaux (dits d'advection) sont également une source d'incertitude dans la transformation entre mesure radar en altitude et intensité de pluie au sol (voir l’article « Radar météorologique : utilisation en hydrologie »).

[modifier] Propagation anormale du faisceau d'ondes

Normalement les ondes se propagent bien de manière rectiligne, cependant, dans certaines situations atmosphériques (inversions thermiques essentiellement), les ondes peuvent être déviées et détecter le sol à des distances du radar où le faisceau est supposé être à plusieurs milliers de mètres d'altitude (voir figure 15). Cette propagation anormale est due à l'existence d'une couche d'air chaud piégée entre des couches d'air plus froid et qui constitue un véritable guide d'onde. L'identification de la propagation anormale est très délicate en raison de son caractère intermittent.

Figure 15 : Propagation anormale du faisceau d'onde due à une inversion thermique ; Source : Pointin (2004).

[modifier] Atténuation des ondes rétrodiffusées notamment pour les radars à bande X

Les ondes électromagnétiques sont très peu absorbées en passant dans l’air, mais peuvent l'être lorsqu’elles traversent des gouttes d’eau précipitées. Cette absorption est particulièrement forte lorsque la longueur d’onde du faisceau émis se rapproche du diamètre des gouttes d'eau (0,1 à 7 millimètres). Dans ce cas l'onde sera sensiblement atténuée.

C’est pourquoi les radars météorologiques ont été conçus d’abord avec des longueurs d'onde de 5 cm (bande C) ou 10 cm (bande C, encore souvent préférable pour l’évaluation quantitative des précipitations intenses). Les radars à bande X (de longueur d’onde de l’ordre de 3 cm) sont donc beaucoup plus sensibles à ces atténuations, y compris par pluie modérée, ce qui a longtemps contraint à ne les utiliser que sur d’assez courtes portées.

Cependant, des techniques de correction du signal radar de cette atténuation, mettant en œuvre en particulier la double polarisation, ont permis, à partir de la fin des années 2000, de surmonter cette difficulté (Yu et al., 2018). De plus, les radars à bande X ont pu, grâce à leur taille modeste être installés sur des camions. Ce développement a permis aux équipes de recherche de les déplacer rapidement sur des emplacements favorables à l’observation de précipitations intenses et localisées, lorsque ces dernières pouvaient être assez bien anticipées.

[modifier] Autres artefacts

D'autres sources sont susceptibles de provoquer des échos parasites (Wolf et Vaillant, 2011) :

• Les insectes : Les insectes ont une section équivalente radar qui peut être assez importante quand ils se déplacent en nuée ; ils sont surtout perceptibles près du radar.
• Les échos de mer : Lorsque le faisceau d’un radar rase ou frappe la mer ou un lac, une partie de son énergie peut être retournée au radar par la surface (une goutte d’eau dans un nuage ou sur la mer a les mêmes propriétés). De plus, si les conditions de vents sont favorables, des vagues vont se former et donner une vitesse à ces échos, le sommet des vagues se déplaçant entre chaque impulsion. Ces échos sont donc difficiles à éliminer et peuvent également se mêler au signal de vraies précipitations pour corrompre l’analyse. Une situation commune où se produit ce phénomène est lors d’inversion de température à basse altitude qui dévie le faisceau vers le bas, lui permettant de s’approcher de la surface (voir § "Propagation anormale du faisceau d'ondes").
• Les oiseaux et chauves-souris : Les oiseaux et les chauves-souris ont une importante section équivalente radar ce qui les rend visibles, surtout en temps de migration alors que des milliers d’individus remplissent le ciel. Pour les gros oiseaux, il ne faut qu’un individu par cellule de résolution pour simuler des précipitations. Même les petits oiseaux passereaux causent des échos importants car ils se déplacent en énormes groupes. Le traitement Doppler permet d’en filtrer une partie car leur vitesse de déplacement est généralement caractéristique. Une meilleure technique est celle du radar à double polarisation (voir article Echos parasites (HU)).
• Les échos du radôme : Le radôme, dôme protecteur entourant le radar, peut comporter des imperfections qui ajoute des échos parasites vers l’antenne. De plus des échos parasites peuvent également apparaître en cas de pluie sur l'appareil.
• Les éoliennes : Les parcs d'éoliennes constituent une nouvelle source de faux retours. Les pales de ces appareils sont métalliques et donc réfléchissantes. De plus, les pales étant en rotation, les données de vitesse radiale seront non nulles, rendant leur filtrage difficile. L’écho provenant d’une seule éolienne loin du radar peut être négligeable mais celui d’un parc d'éoliennes situé près du radar donnera un retour total important.

[modifier] Disponibilité des données des radars météorologiques en France

A la date de mise à jour de cet article, en France métropolitaine (y compris la Corse), le réseau Aramis est composé d'une petite quarantaine de radars, la plupart gérés par Météo-France. Il exploite également des données produites par des radars frontaliers. La majorité de ces radars émet en bande C ; 5 fonctionnaient en bandes S (essentiellement dans le sud du territoire), et 6 en bande X (également majoritairement dans le sud du territoire) (voir figure 16). Tous ces radars sont à double polarisation. Dans la plupart des cas, l'achat et l'installation de ces radars a été cofinancé par le ministère chargé de l’environnement (à hauteur de 50 % de l’investissement pour la prévision des crues) ou par des collectivités territoriales (pour l’anticipation des ruissellements urbains).

Figure 16 : Le réseau de radars météorologiques gérés par Météo-France en France métropolitaine ; Source : Lubeigt (2025)

Ces radars, associés à des mesures au sol, à des données satellitaires et à l'exploitation de l'atténuation des liens hertziens (principalement en zones montagneuses), permettent de fournir des images composites de la couverture nuageuse et des champs de pluie sur tout le territoire français. Ils sont également intégrés dans le réseau européen OPERA, regroupant 33 partenaires nationaux et capable de fournir des images composites sur tout le continent (figure 17).

Figure 17 : Image composite des précipitations en Europe fournie par le réseau OPERA le 2 juillet 2025 à 12h52 GMT ; Source : EUMETNET

En dehors de Météo-France, différents opérateurs fournissent gratuitement un service d'imagerie radar sur internet, certains avec une prévision de l'évolution sur 2 à 3 heures.

Ce réseau est parfois complété de façon locale par de petits radars à bande X et à courte portée (< 50km), qui permettent de préciser les informations sur le territoire couvert, particulièrement en termes de prévision à court terme des précipitations. Ces radars peuvent être installés de façon provisoire, par exemple pour un événement sportif (certains sont installés sur des supports mobiles), ou de façon plus pérenne, par exemple pour les besoins d'une collectivité.

La façon d’utiliser au mieux les données radar pour les besoins de l’hydrologie, et en particulier de l’hydrologie urbaine, est explicitée dans l’article « Radars météorologiques : utilisation en hydrologie ».

Bibliographie :

• Andrieu, H. (1986) : Interprétation de mesures du radar Rodin de Trappes pour la connaissance en temps réel des précipitations en Seine-Saint-Denis et Val-de-Marne ; Thèse de Docteur-Ingénieur ; hydrologie, École Nationale des Ponts et Chaussées ; Paris ; 190 p. + 22 p. d’Annexes ; soutenue le 21/01/2006 ; disponible sur : https://pastel.hal.science/tel-00462327/file/1986TH_ANDRIEU_H_NS13306.pdf
• Andrieu, H., Jacquet G. (1987) : Le radar météorologique de Trappes et l'estimation des intensités pluvieuses en Seine-Saint-Denis. ; La Houille Blanche ; n° 6 ; pp 447-457 ; disponible sur : https://doi.org/10.1051/lhb/1987036..
• Andrieu, H., Creutin, J.D., Roche, P.A. (1992) : Le radar météorologique : un outil pour l'hydrologie ; Bull. Liaison du Lab. des P. et C. ; n°180 ; pp 43-58
• Bertrand-Krajewski, J.-L., Laplace, D., Joannis, C., Chebbo, G. (2008) : Mesures en hydrologie urbaine et assainissement ; ed. tec et Doc, Lavoisier, Paris ; 292p. (épuisé).
• Blanchet, B., Neumann, A., Jacquet, G., et Andrieu, H. (1989) : Improvement on rainfall measurements due to occurate synchronisation of raingauges and due to advection use in calibration ; Int. Symp. on hydrol. Appl.of Weather Radar ; Salford.
• Chocat, B. (coord.) et Eurydice (1997) : Encyclopédie de l'hydrologie urbaine et de l'assainissement ; ed. Tec et Doc ; Lavoisier ; Paris (épuisé) ; 1124 p.
• Delattre, J.M., Bachoc, A., et Jacquet, G. (1986) : Performance of hardware components for real time management of sewer systems ; In: Torno, H.C., Marsalek, J., et Desbordes, M. (éds.) ; Urban Runoff Pollution, Springer.
• Denoeux, T., Einfalt, T., et Jacquet, G. (1990) : Determination in real time of the reliability of radar rainfall forecasts ; J. of Hydrol. ; Vol. 122 ; pp. 353-371 ; disponible sur : https://www.sciencedirect.com/science/article/abs/pii/002216949190188N.
• Jacquet, G., Neumann, A. (1991) : Analyse à posteriori des résultats de la prévision automatique ; Rapport CERGRENE, ENPC.
• Lubeigt, C. (2025) : Radars météorologiques ; Vue d’ensemble et perspectives ; 83 p. ; disponible sur https://www.tesa.prd.fr/documents/0/20250224_s_minaire_t_sa_radars_m_t_orologiques_-_vue_d_ensemble_et_perspectives.pdf
• Marshall, J. S., Palmer, W. McK. (1948) : The distribution of raindrops with size ; Journal of Meteorology ; N°5 ; pp 165-166 ; disponible sur https://journals.ametsoc.org/view/journals/atsc/5/4/1520-0469_1948_005_0165_tdorws_2_0_co_2.xml
• Parent du Châtelet, J. (2003) : Aramis, le réseau français de radars pour la surveillance des précipitations ; La Météorologie ; n° 40 ; février 2003 ; pp 44-52 ; disponible sur file:///G:/T%C3%A9l%C3%A9chargements/meteo_2003_40_44.pdf
• Pister, B., Bourgogne, P., Jacquet, G., Kapfer, (2010) : Utilisation des données radar à travers le service CALAMAR ; téléchargeable sur : www.meteo.fr/cic/meetings/ForumRadar2010/pres/p12_CALAMAR.pdf.
• Pointin, Y. (2004) : Introduction aux radars ; Présentation powerpoint disponible sur https://wwwobs.univ-bpclermont.fr/atmos/fr/enseignement/etudiant_inscrit/radar_expose.pdf
• Tabary, P., Fradon, B., Boumahmoud, A-A (2013) : La polarimétrie radar à Météo-France ; La Météorologie ; 2013 ; N° 83 ; p. 59-68 disponible sur : https://lameteorologie.fr/issues/2013/83/meteo_2013_83_59
• Yu N., Gaussiat, N., Tabary, P. (2018) : Polarimetric X-band weather radars for Quantitative Precipitation Estimation in mountainous regions ; Quarterly Journal of the Royal Meteorological Society, Volume 144, Issue 717, Part B, p. 2603 à 2619 ; disponible sur : https://www.researchgate.net/publication/326014087_Polarimetric_X-band_weather_radars_for_Quantitative_Precipitation_Estimation_in_mountainous_regions

Pour en savoir plus :

• Daricau, J. (2015) : Physique et théorie du radar ; disponible sur https://radars-darricau.fr/livre/acceuil.html.
• Pointin, Y. (2022) : Techniques d’Observation de l’Atmosphère ; 123p. ; Cours sur la télédétection radar, sodar et lidar ; Uniquement accessible par mot de passe à demander à Yves Pointin
• Tabary, P., Augros, C., Champeaux, J.-L., Chèze, J.-L., Faure, D., Idziorek, D., Lorandel, R., Urban, B., Vogt, V. (2013) : Le réseau et les produits radars de Météo-France ; La Météorologie ; n° 83 ; novembre 2013 ; pp 11-27 ; disponible sur https:\\lamétéorologie.fr.
• Wolff, C. et Vaillant, P. (2011) : Radartutorial ; Chapitre 2A : Radar météorologique ; 27p. ; disponible sur https://www.radartutorial.eu/druck/Chapitre2A.pdf
• B.04 - Estimation d'une pluie de bassin par observation RADAR
• https://fr.wikipedia.org/wiki/Radar_m%C3%A9t%C3%A9orologique