5.1.2.1. Paramétrisations
Dans le modèle Meso-NH, les processus physiques non résolus sont représentés par un ensemble complet de paramétrisations. Ci-dessous sont indiquées les principales qui ont été utilisées dans les simulations MesoNH de cas d’étude :
− Schéma microphysique explicite : Ce schéma traite les nuages et les précipitations à
l’échelle de la maille suivant les principes généraux de la méthode de Kessler (1969) avec
l’eau sous forme de vapeur, nuage et pluie. La présence de glace est nécessaire si l’on traite une situation d’hiver ou s’il est important de bien traiter la moyenne et la haute troposphère. Les processus microphysiques associés aux particules glacées (glace primaire, neige, neige roulée) sont essentiels pour reproduire un système convectif intense. Le schéma ICE 3 permet
de prendre en compte la phase glace (Pinty et Jabouille, 1998) et est basé sur le schéma de
Caniaux et al. (1994).
− Schéma de convection (Bechtold et al., 2001) : permet de représenter la convection
nuageuse à des échelles inférieures à la taille de la maille à l’aide d’un schéma 1D de
convection profonde basé sur le schéma de Kain et Fritsch (1993). Ce schéma a été évalué
dans une étude d’intercomparaison de modèle pour le cas d’une ligne de grains observée
durant TOGA-COARE (Bechtold et al., 2000). Le déclenchement de la convection est basé
sur un critère d’instabilité locale, le nuage supposé précipitant étant représenté par un courant ascendant et un courant subsident. Un couplage entre le schéma de convection et celui de microphysique permet de prendre en compte le détraînement de l’eau nuageuse et de la glace pronostiquées par la convection pour le calcul des précipitations à l’échelle de la maille. La fermeture est basée sur une considération énergétique locale qui tient compte de l’énergie potentielle disponible (CAPE). Ce schéma de convection est activé seulement pour les grilles qui ne peuvent pas représenter explicitement la convection profonde. Généralement, il est activé pour des domaines ayant des résolutions horizontales supérieures à 5 km.
− Schéma de surface : Ce code est appelé SurfEx, pour Surface Externalisée. Il peut être utilisé dans différentes conditions et possède ses propres entrées-sorties et diagnostiques. D’une manière générale, les schémas de surface sont utilisés pour simuler les bilans d’eau et d’énergie à la surface du sol et dans la partie du sol en interaction plus ou moins directe avec l’atmosphère (quelques mètres). Ils simulent aussi d’autres flux et variables, comme par
exemple les flux chimiques gazeux et aérosols ou de dioxyde de carbone (CO2) issus de la
végétation. La surface est découpée en 4 types de surface correspondant à des familles de
paramétrisation spécifiques : ISBA (sols naturels ; Noilhan et Planton, 1989), TEB (ville ;
Masson, 2000), SEA_FLUX (mers et océans ; Mondon et Redelsperger, 1998),
WATER_FLUX (lacs). Le domaine de simulation se limitant dans notre cas à la surface continentale, le code ISBA est donc prédominant. Il évalue les flux de surface (de chaleur, d’humidité et de quantité de mouvement) et calcule les 8 variables pronostiques suivantes : les températures de surface et du sol profond ; les contenus en eau de la surface, du sol profond et à la surface des végétaux ; l’eau liquide, l’albédo et la densité du réservoir de neige. Ces variables combinées aux données des caractéristiques du sol et de la végétation permettent de calculer les flux turbulents de quantité de mouvement et de chaleur (sensible et latente) dégagés par le système sol-végétation suite au flux radiatif net absorbé.
− Schéma de turbulences: Méso-NH dispose d'un schéma de turbulence qui a été conçu
pour être utilisé dans les modèles 3D pour des simulations à résolution fine (Cuxart et al.,
2000). Ce schéma peut être également utilisé comme paramétrisation 1D pour les simulations
à échelle régionale. Les deux configurations diffèrent seulement dans la représentation de la longueur de mélange. Ce schéma est basé sur le système complet d'équations pour les
moments d'ordre deux des flux turbulents (Deardorff-1973) et suit le modèle proposé par
Redelsperger et Sommeria (1981) et Bougeault et al. (1989).
− Paramétrisation des poussières désertiques : Les poussières désertiques ont été
paramétrées selon Grini et al. (2006). Cette paramétrisation utilise les trois différents modes
d’aérosols décrits par Alfaro et Gomes (2001) et le schéma de transport des aérosols ORILAM
(Tulet et al., 2005). Concernant les processus d’émission, les poussières désertiques sont
mobilisées grâce au modèle Dust Entrainment and Deposition (DEAD, Zender et al., 2003).
DEAD calcule le flux des poussières désertiques émises à partir des vitesses de vent de
friction. Les bases physiques du modèle sont issues de Marticorena et Bergametti (1995) dans
lequel les concentrations en poussières désertiques sont calculées en fonction de la saltation et du sandblasting. Les émissions de poussières désertiques sont directement calculées à partir des paramètres de surface d’ISBA qui sont la vitesse de friction, le type de sol, et le contenu en eau des sols (Voir Annexe B pour plus de details).
Le lessivage des aérosols est paramétré en utilisant une approche cinétique pour calculer le transfert de masse des aérosols dans le nuage et dans les gouttelettes de pluies comme défini
par Seinfeld et al. (1997), Pruppacher et Klett (1978) et plus récemment par Tost et al. (2006).
Le transfert de la masse d’aérosols dans le nuage à la masse d’aérosols dans les gouttelettes de
pluies par les processus d’auto-conversion et d’accrétion (Pinty et Jabouille, 1998) a été
introduit. La sédimentation de la masse d’aérosols incluse dans les gouttes de pluies est
résolue en utilisant une technique numérique de division du pas de temps (time splitting). La
masse des aérosols libérés dans l’atmosphère après évaporation des gouttes de pluies est
supposée proportionnelle à la quantité d’eau évaporée (Chin et al., 2000).
− Code de transfert radiatif : Méso-NH utilise le code du Centre Européen de Prévision
Météorologique à Moyen Terme (CEP) pour traiter le transfert radiatif (Fouquart et al.,
1980 ; Morcrette et al., 1986 ; ECMWF 2004). Ce code est un modèle radiatif 1D qui néglige
l'interaction entre les colonnes. Il se base sur une méthode à deux flux, ce qui suppose la séparation des flux radiatifs en une partie montante et une partie descendante. Des méthodes différentes sont utilisées pour traiter l'équation de transfert radiatif pour le rayonnement solaire et pour le rayonnement infrarouge thermique. Le schéma fournit donc les flux montants et descendants dans les deux régions du spectre. Dans le calcul des flux radiatifs, sont pris en compte les processus d'absorption/émission du rayonnement thermique infrarouge et la réflexion, la diffusion et l'absorption du rayonnement solaire par l'atmosphère et par la surface terrestre. Il faut aussi noter que les flux sont calculés différemment pour des conditions de ciel clair et de ciel nuageux. L’effet radiatif des poussières désertiques dans l’infrarouge est déterminé à partir des indices de réfraction des aérosols mesurés au-dessus de
Djougou durant la campagne AMMA (Tulet et al., 2008).
− Rétrotrajectoires Lagrangiennes : Le modèle est aussi capable de calculer les rétro-
trajectoires exactes en utilisant une approche Lagrangienne décrite par Gheusi et al. (2002).
Cette méthode n’est pas basée sur le calcul de trajectoire à partir de champs de vent résolus explicitement, mais plutôt sur le transport de trois traceurs eulériens initialisés sur les coordonnées de chaque point de grille. Cette méthode de ‘coordonnées initiales’ permet
5.1 Etude de cas : Simulation Méso-NH de la situation du 1 et 2 juillet 2006 143
l’identification formelle de chaque parcelle d’air Lagrangienne en se référant à sa position initiale. Par la suite, l’histoire de la parcelle d’air tout au long de la trajectoire peut être déterminée en considérant l’ensemble des paramétrisations physiques du modèle (advection, turbulence, convection). Une documentation complète ainsi qu’une liste de références se trouvent sur le site http://mesonh.aero.obs-mip.fr.
− Les radiances synthétiques : L’énergie incidente calculée dans les canaux infrarouges
thermiques est la luminance (W.m-2.sr-1.cm). Celle-ci peut ensuite être traduite en température
de brillance qui est la température à laquelle un corps noir (émissivité égale à 1) émettrait la luminance I. Dans Meso-NH, il existe un module qui permet de calculer la température de brillance, à partir des radiances synthétiques. Les nuages sont considérés comme des corps
gris dont l’émissivité dépend de leur contenu en eau nuageuse (Chaboureau et al., 2000). Les
radiances synthétiques sont calculées à partir de la température, de la vapeur d’eau, de l’eau liquide et de la glace et dépendent, en autres, des propriétés microphysiques du nuage et de la longueur d’onde considérée. Les températures de brillances sont calculées pour deux bandes spectrales : dans l’infrarouge (10.5-12.5 µm) et dans la bande d’absorption de la vapeur d’eau (5.7-7.1 µm). Ces températures de brillances peuvent alors être comparées aux données de METEOSAT dans les même bandes spectrales. Ici on utilise ce produit comme un traceur des systèmes convectifs étudiés.
5.1.2.2. Configuration
Les simulations ont débutées à 00:00 UTC le 29 juin 2006, et se sont terminées à 00:00 UTC le 2 juillet 2006. Le plus grand domaine (36 km de résolution) entre 3.1°S et 31.7°N en latitude et 25.64°W et 35.64°E en longitude, permet d’avoir une représentation grande échelle de l’Afrique de l’ouest. Le premier domaine imbriqué (12 km de résolution) centré sur la partie Nord-Ouest du Nigeria et couvrant une partie importante du domaine AMMA entre les latitudes 4.3°N et 17.6°N et les longitudes 4.19°W et 16.24°E. Le plus petit domaine imbriqué (3 km de résolution) nous donne une vue du Niger à fine échelle entre 11.80°S et 16.82°N en latitude et 0.10°W et 8.31°E en longitude. La distribution verticale est composée de 60 niveaux atteignant l’altitude de 34000 m. Sur ces 60 niveaux, 30 sont localisés dans la couche limite soit entre la surface et 2000 m, de façon à bien la décrire.
L’initialisation et les conditions aux limites du plus grand domaine sont déterminées par les analyses du CEP. Le type de végétation est donné par la base de données ECOCLIMAP
(Masson et al., 2003). L’indice d’humidité des sols (soil wetness index, SWI) est calculé en
utilisant les données du modèle de prévision du CEP à bas niveaux atmosphériques et en utilisant les données satellite de précipitations produit par EPSAT-SG. Les flux radiatifs descendants de courtes et grandes longueurs d’ondes sont déterminés à partir des produits
LAND-SAF (Trigo et al., 2007). Ces données de forçage sont alors utilisées comme
conditions aux limites hautes pour initialiser le modèle de surface ISBA (Noilhan et al., 1995)
entre 2002 et 2006, afin d’obtenir un état d’humidité des sols plus réaliste que celui obtenu à partir du modèle opérationnel. Une description plus détaillée des données de forçage et sur la