Radar météorologique (HU)

Traduction anglaise : Meteorological radar

Mot en chantier

Dernière mise à jour : 13/05/2025

Dispositif de télédétection active des précipitations atmosphériques.

Cet appareil mesure la réflectivité électromagnétique des nuages précipitants. Il peut permettre différents types d'observations météorologiques (pointin, 2004) :

• observer les nuages,
• estimer les précipitations et leurs déplacements,
• mesurer la vitesse du vent,
• estimer le spectre des gouttes de pluie.

Cet article traitera plus spécifiquement de l'estimation des précipitations. En effet, moyennant différentes hypothèses, les informations obtenues peuvent être interprétées en termes d'intensité de pluie au sol. Cette utilisation quantitative du radar météorologique est appelée, sans doute abusivement, hydrologie radar. Le radar n'est pas en soi un dispositif de mesure de la pluie ou de prévision météorologique, mais il apporte beaucoup à la connaissance de la distribution spatio-temporelle des précipitations ainsi qu'à l'anticipation de leur évolution à court terme (d’une demi-heure à deux heures) (voir Prévision des crues et des inondations : vue globale (HU)).

Historique

La détection des précipitations par radar a été découverte vraisemblablement vers la fin de 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 magnetron à cavité résonnante, premier générateur 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 résultante du signal, qui pouvait nuire à la détection des cibles militaires. Cependant, de l'autre côté de l'Atlantique, l'exploration radar de l'atmosphère 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, qui 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 constituent 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 dans le but de prévoir les conséquences des ruissellements d'orage (voir par exemple (Andrieu & Jacquet, 1987) ou (Delrieu et al., 1991)).

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). La couverture de la France métropolitaine ne sera cependant 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 est très optimiste), le territoire métropolitain était entièrement recouvert (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).

Dans le même temps, des recherches menées notamment au CERGRENE de l’École nationale des Ponts et Chaussées (Andrieu, 1986 ; Blanchet et al., 1989 ; Denoeux et al., 1990 ; Jacquet et Neumann, 1991), en liaison avec les développements réalisés pour les services d’assainissement du Val de Marne et de Seine Saint Denis (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 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).

Différents produits opérationnels sont aujourd'hui proposés gratuitement sur internet permettant de prévoir les intensités de pluies à court ou moyen terme et de générer des pluviomètres virtuels en tout point du territoire.

Caractéristiques des radars météorologiques

Le système radar

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. Les récepteurs des radars météorologiques ont tous une dynamique couvrant approximativement la gamme de 110 à 30 dBm (l’échelle dBm est une échelle logarithmique exprimée en référence au milliwatt). Les récepteurs sont donc 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. 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 quantité d’énergie 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 l’énergie émise en un faisceau réduit.

Le tableau de la figure 2 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 2 : Longueur d'onde utilisée, diamètre d’antenne et puissance crête d’émission nécessaire pour une portée de l'ordre de 100 km.

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

$ Θ_0 = \frac{70.λ}{d_a} \qquad (1) $

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 2 correspondent à une ouverture du faisceau de 1,75° d'angle.

Ces antennes sont parfois protégées du vent par un radôme. Très intéressant au plan mécanique, ce dispositif peut sensiblement atténuer le signal, et donc fausser le mesurage, lorsque la pluie ruisselle sur ses parois.

Principe du mesurage par radar

Les antennes sont orientables dans deux plans (en site 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 $ τ0 $ (1 à 2 μs), puis en mode réception pendant un temps beaucoup plus long $ τ1 $ (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 $ τ0 $, 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 + τ0).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 + τ0).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 $ τ0.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 $ τ1 $ millisecondes, un radar est donc théoriquement capable de recevoir des échos provenant d'une distance de ($ τ1).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 3). Il est également bon de noter que l’effet de la courbure terrestre est sensible au-delà de 50 km.

Figure 3 : 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 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 le tour d’antenne à site constant (PPI) à sites croissants (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, l'image la plus intéressante est une coupe horizontale à une altitude donnée que l'on appelle un CAPPI (pour Constant altitude PPI) (figure 4).

Figure 4 : 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 5).

Figure 5 : Exemple de vue panoramique à une altitude de 1000 m. ; Source : https://catalogue.ec.gc.ca/geonetwork/srv/api/records/aae10768-0c0c-4670-807e-8e893680887e

Différents types de radars

Radar conventionnel (non Doppler)

Les premiers radars météorologiques (jusqu'à la fin des années 1980) ne mesurait 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 § correspondant) et l'élimination de ces artefacts était difficile. Certains sont encore en service.

Radar météorologique Doppler

Les radars plus récents comportent un module de traitement du déplacement des cibles sondées par l’effet Doppler-Fizeau. Ces radars 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 nulle pour les échos de sol).

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. L'analyse des corrélations entre les deux signaux de retour permet d'extraire différentes informations sur la forme des hydrométéores.

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

L'utilisation des radars météorologiques pour détecter et mesurer les précipitations

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. Ces molécules vont constituer des dipôles oscillants, des antennes, qui captent puis réémettent à la fréquence du champ. L’énergie ainsi diffusée par ces multiples antennes de manière isotrope dans l’espace permet la détection radar. L’eau n’est cependant 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.

La taille relative des hydrométéores (gouttes, flocons, grêlons) par rapport à la longueur d’onde $ λ $ détermine les propriétés de diffusion (il en est de même pour celles d’atténuation qui ne sont pas décrites ici). Dans le cas simple où la taille des hydrométéores est faible par rapport à $ λ $ (hypothèse dite de Rayleigh, acceptable pour la pluie en bande C et S), la section efficace de rétrodiffusion radar $ σ_r $ d’une particule sphérique de diamètre $ D_r $, c’est à dire la surface qu’aurait cette particule si elle était un diffuseur parfait, s’écrit :

$ σ_r = \frac{π^5}{λ^4}.K^2.D_r^6 \qquad (2) $

$ K $ étant la constante diélectrique diélectrique qui dépend de l’état et de la température de l’eau : l’eau liquide a une capacité environ cinq fois plus forte que la glace à rétrodiffuser en raison de la mobilité des molécules qui peuvent s’orienter par rapport au plan de polarisation des ondes.

Lorsque de multiples hydrométéores sont réparties dans un volume donné, leurs sections efficaces de rétrodiffusion s’additionnent pour donner la capacité de diffusion globale de l’ensemble que l’on appelle la réflectivité radar :

$ η_r = \sum_i{σ_{ri}}\qquad (3) $

Pour interpréter cette valeur de réflectivité en terme de précipitation, plusieurs hypothèses sont nécessaires, en particulier :

• le volume sondé est complètement rempli d’hydrométéores de même type pour ne pas moyenner le signal sur des cibles différentes;
• le taux de précipitation est le même dans tout le volume;.

Ceci nécessite que la largeur du faisceau soit faible et l’impulsion courte afin d’avoir la plus petite cellule de résolution possible.

Si l’on fait alors l’hypothèse que la constante diélectrique de toutes les hydrométéores du volume sondé est la même et que leur distribution volumique en taille est définie par la fonction de répartition $ N(D_r) $, on définit alors le facteur de réflectivité radar $ Z $ par :

$ Z = \int_{D_{rmin}}^{D_{rmax}}{N(D_r).D_r^6.dD_r}\qquad (4) $

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 Z0r = 1 mm⁶/m³ avec $ Z(dBZ) = 10 log (Z/Z0r) $. La réflectivité des précipitations varie entre 20 et 60 dBZ.

L'équation radar

Le radar mesure donc l'énergie $ P_R $ rétrodiffusée par les précipitations présentes dans le volume d'échantillonnage. Cette énergie peut s'écrire de la manière suivante :

$ P_R = C. \frac{{L(d)}^2.Z}{d^2}\qquad (5) $

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.

Relation entre la réflectivité et l'intensité des précipitations

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 tous 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 6'), elle est proche d'une droite pour les tailles de gouttes supérieures à 1 mm.

Figure 6 : Exemples de distribution de Marshall-Palmer pour différents type 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 :

$ Z = a.R^b \qquad (6) $

ou

$ R = a{'}.Z^{b{'}} \qquad (7) $

Les valeurs de $ a $ et $ b $ (ou $ a' $ et $ b' $) dépendent de la distribution des gouttes de pluie en fonction de leur diamètre. Elles devaient normalement être établies pour chaque pluie particulière. Comme ce n'est techniquement pas possible, on utilise le plus souvent des valeurs génériques (voir tableau de la figure 7).

Figure 7 : 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 :

$ Z = 120.R^{1{,}6} \qquad (6) $

Les valeurs des paramètres sont cependant le plus souvent ajustées à partir de mesures au sol.

Difficultés et précautions à prendre

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 ; École Nationale des Ponts et Chaussées ; Paris.
• 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.
• Andrieu, H., Creutin, J.D., Roche, P.A. : Le radar météorologique : un outil pour l'hydrologie ; Bull. Liaison du Lab. des P. et C. ; n°180 ; pp 43-58
• 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.
• 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.
• Doviak, R.J., Zrnic, D.S. (1984) : Doppler radar and weather observations ; Academic Press ; 458 p. ; 1984.
• Jacquet, G., et Neumann, A. (1991) : Analyse à posteriori des résultats de la prévision automatique ; Rapport CERGRENE, ENPC.
• 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
• Sauvageot, H. (1988) : Radarmétéorologie ; Ed. Eyrolles ; Paris ; 296 p. ; 1988.

Pour en savoir plus :

• 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
• 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