que l'amplitude de cette variation régulière avait une amplitude deux fois et demi supérieure à l'amplitude observée aux moyennes latitudes. C'est en 1951 que Chapman donna le nom "d'électrojet équatorial" à cette intensification de l'amplitude de la variation régulière du champ magnétique en zone équatoriale.

La définition du système de courants Sq a été le point de départ de développements théoriques sur la dynamo ionosphérique.

La loi d'Ohm ionosphérique relie les différents paramètres électrodynamiques ionosphériques :

$$ \vec{J} = \sigma (\vec{E}_p = \vec{V}_n \times \vec{B}) \quad (3) $$

La source de rayonnement solaire produit des mouvements de l'atmosphère neutre ($\vec{V}_n$) qui entraîne les ions dans son mouvement à travers les lignes de force du champ magnétique terrestre, créant ainsi un champ d'induction dynamo primaire ($\vec{V}_n \times \vec{B}$). Les accumulations de charge d'espace produites par la circulation de ces courants primaires créent alors un champ électrostatique ($\vec{E}_p$).

Le courant total est la somme des deux termes. Le tenseur de conductivité ionosphérique ($\vec{\sigma}$) est lié à la mobilité des particules; il s'exprime en fonction des gyrofréquences ($\Omega$) et des fréquences de collisions (v) entre les particules ionisées et les atomes neutres du plasma ionosphérique.

En 1940, Chapman et Bartels puis Maeda, en 1955, développeront cette théorie. A partir des variations du champ magnétique terrestre, ils déterminèrent le système de vents, sources des courants électriques ionosphériques dont ils situèrent la circulation dans la zone d'altitude entre 110 et 120 km.

Ce n'est que plus tard, aux environs des années 1960, que les mesures faites à bord de fusées tirées dans l'atmosphère permirent de préciser la nature et l'origine des mouvements atmosphériques.

De 1954 à 1963, Siebert, Butler et Small identifièrent l'une des composantes dynamiques principales dans la génération des courants électriques: les marées atmosphériques dues à l'absorption du rayonnement solaire par la vapeur d'eau et la couche d'ozone stratosphérique. C'est Stening, en 1969, qui fit la première simulation de la théorie dynamo, introduisant les modes de marées atmosphériques pour décrire les mouvements atmosphériques à l'origine des courants électriques réguliers.

### La variation perturbée

Dès le début de l'observation du champ magnétique terrestre, on observa que celui-ci présentait certains jours une variation particulière et irrégulière ne correspondant pas à la variation régulière observée les autres jours. Certaines observations en zone aurorale permirent de mettre en évidence le fait que les aurores étaient associées à une grande partie de ces variations irrégulières du champ magnétique. D'autres variations irrégulières sont observées durant des périodes de calme magnétique, tel que le contre-électrojet; ces perturbations ne sont pas reliées directement à l'activité aurorale; elles ont été appelées variations "anormales" du Sq.

En 1808, Humboldt donna le nom d'orage magnétique à ces phénomènes sporadiques. Gauss montra qu'ils provoquaient une perturbation du champ magnétique qui se superposait à la variation régulière diurne. Il fallut ensuite de nom-

breux travaux pour relier la statistique d'occurrence des orages magnétiques au cycle solaire.

En 1922, Chree établit définitivement la corrélation entre les forts évènements solaires et les orages magnétiques. Il est très nombreux travaux sur les orages magnétiques suivirent.

Deux contributions fondamentales à la connaissance du circuit global de courants ont été faites par Birkeland durant les années 1908 et 1913, et par Störmer au cours des années 1907, 1911 et 1913; elles ont permis la définition de deux éléments importants: les courants alignés, circulant le long des lignes du champ magnétique terrestre (particulièrement forts en zones aurorales), et le courant annulaire circulant dans le plan équatorial de la magnétosphère.

### Ces derniers influencent directement les variations du champ magnétique

C'est en 1931 que Chapman et Ferraro proposèrent le premier modèle d'orage magnétique. Ils utilisèrent, pour représenter l'action magnétique du soleil durant les orages, l'image d'un plan conducteur non magnétisé en avant du dipôle terrestre. Des courants électriques sont associés à cette discontinuité magnétique et sont communément appelés courants Chapman-Ferraro. C'est en fait la première définition des courants électriques de la magnétopause (surface enveloppant la cavité magnétique du champ terrestre appelée magnétosphère).

En 1939, Alfven apportait l'idée fondamentale pour expliquer tous les phénomènes électriques magnétosphériques associés aux orages: la pénétration du champ électrique interplanétaire dans la cavité magnétosphérique, à l'origine de la convection du plasma magnétosphérique. Plus tard avec le lancement des premiers satellites vers les années 1960, les mesures dans la magnétosphère furent possible et permirent de vérifier certains de ces éléments. L'existence du vent solaire et du champ magnétique interplanétaire furent notamment établies, vérifiant ainsi l'idée de la dynamo vent solaire/magnétosphère.

### APPROCHE ACTUELLE DES MECANISMES À L'ORIGINE DES COURANTS: APPORT DES MESURES IN SITU (1961-1986)

#### Dynamo ionosphérique

L'absorption du rayonnement solaire ultraviolet par l'ozone, la vapeur d'eau de la stratosphère (altitude 40 à 50 km), et l'oxygène moléculaire dans la basse thermosphère (aux altitudes supérieures à 80 km) engendre des oscillations de l'atmosphère neutre organisées à l'échelle planétaire (marées thermiques atmosphériques) ou locale (ondes de gravité) qui se propagent vers le haut et interfèrent pour donner un système complexe de mouvements de l'atmosphère neutre.

Les travaux menés par la communauté française sur l'ionosphère aux moyennes latitudes durant les deux dernières décennies, à l'aide du sondeur ionosphérique à diffusion incohérente de Saint-Santin, ont permis de caractériser les variations régulières des paramètres électrodynamiques ($\vec{\sigma}, \vec{E}_p, \vec{V}_n, \vec{J}$) et d'apporter ainsi la preuve expérimentale que la loi d'Ohm ionosphérique est applicable localement.

Trois études ont été fondamentales dans la compréhension des courants électriques ionosphériques: celle de Bernard sur les marées atmosphériques, celle de Blanc sur les champs électriques, et celle de Mazaudier sur les courants électriques. Les Travaux de Bernard ont montré que la source liée au vent
<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>Fig. 2 Source principale des courants électriques ionosphériques : les marées atmosphériques [Evans, Rev. Geophys. Space Phys., 16, 195, 1978]</figcaption></figure>

neutre et créant les courants ionosphériques réguliers, était à Saint-Santin principalement constituée par des modes de marées générés au niveau de la couche d'ozone. La figure 2 illustre ce mécanisme.

### Dynamo vent solaire/magnétosphère

Le vent solaire est un plasma magnétisé sans collision de faible densité qui s'écoule continuellement autour de la magnétosphère terrestre à une vitesse moyenne ($V_s$) d'environ 400 km/s. Dans cet environnement règne le champ magnétique interplanétaire Bi.

Par ce mouvement un champ électrique dynamo $E = -V_s \times B_i$ est vu dans le répère terrestre, conséquence du "gel" du champ magnétique interplanétaire dans le plasma solaire. Il est particulièrement transmis à la magnétosphère.

Après la découverte du vent solaire, en 1961, différentes théories furent développées pour expliquer son interaction avec la magnétosphère. Deux mécanismes physiques sont actuellement invoqués pour ce transfert: l'interaction visqureuse entre le vent solaire et la magnétosphère, et la reconnexion des champs magnétiques terrestre et interplanétaire :

- l'interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère proposée par Axford et Hines en 1961, est l'entraînement par le plasma solaire d'une partie du plasma magnétique proche de la magnétopause, frontière extérieure de la magnétosphère en contact avec le milieu interplanétaire. La charge d'espace engendrée par ce processus au voisinage de

cette frontière produirait un champ électrique dirigé de l'aube vers le crépuscule aux bornes de la magnétosphère. La figure 3a illustre le processus d'interaction visqueuse.

- la reconnexion des champs magnétiques terrestre et interplanétaire est la jonction entre les lignes des deux champs. Le potentiel électrique interplanétaire est alors transmis suivant les lignes magnétiques nouvelles ansi formées. Ce mécanisme, proposé par Dungey en 1961, est présenté sur la figure 3b.

L'influence de la dynamo vent solaire/magnétosphère et la présence de l'atmosphère neutre provoquent la circulation de courants électriques dans l'ionosphère des hautes latitudes. Durant les périodes de calme magnétique, ces courants restent confinés à la calotte polaire. La figure 4a illustre le système de courants équivalents déduit d'es observations magnétiques par Nagata et Kokubun en 1962. Ce système nommé SqP (S: Solar, q: quiet P: Polar) est composé de deux vortex confinés sur la calotte polaire avec leurs foyers respectivement côté aube et côté crépuscule. Cette géométrie est expliquée par la source, la dynamo vent solaire/magnétosphère.

Aux environs des années 1975, les mesures radar en zone aurorale permirent d'obtenir des cartes décrivant le mouvement de convection du plasma dans l'ionosphère des hautes latitudes. La figure 4b représente une carte obtenue avec le radar EISCAT en 1987.
<figure><img src="image_110.png" /><figcaption>Fig. 3a Interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère
[Axford et Hines, Can. J. Phys., 39, 1433, 1961]</figcaption></figure>

<figure><img src="image_111.png" /><figcaption>Fig. 3b Reconnection des champs magnétiques interplanétaire et terrestre [Dingey, Phys. Rev. Lett., 6, 47, 1961]</figcaption></figure>

## ETUDES DES RELATIONS ENTRE LES DYNAMOS EXTERNES ET L'ELECTROJET EQUATORIAL: LA CONTRIBUTION DE LA COMMUNAUTE FRANÇAISE DE GEOPHYSIQUE EXTERNE (1987-1991)

Avant de s'intéresser à l'ionosphère aurorale (avant 1978), les ionosphéristes français ont étudié l'ionosphère équatoriale. Au cours de la période 1967 à 1977, les travaux menés par Crochet et Hanuise sur les irrégularités de densité électronique et par Ducastel et Vila sur la densité électronique en région F équatoriale (h>180 km) ont permis de progresser dans la connaissance des intabilités du plasma équatorial, la physique de l'électrojet et la dynamique de l'ionosphère.

D'autres études de l'électrojet équatorial menées par la

<figure><img src="image_112.png" /><figcaption>Fig. 4a SqP, déduit des observations du champs magnétique
[Nagata et Kokubun Rep. Ionosph. Space Res. Japan, 16, 250, 1962]</figcaption></figure>

<figure><img src="image_113.png" /><figcaption>Fig. 4b Vitesse de convection du plasma ionosphérique, observé par le radar EISCAT, le 13 octobre 1987, à 275 km [Senior et al., Ann. Geophyscae, 8, 257,1990]</figcaption></figure>

communauté s'intéressant au magnétisme terrestre, Gouin, Fambitakoye, Mayaud, ont permis de définir les caractéristiques morphologiques de l'électrojet dans le secteur Afrique de l'ouest, d'en étudier la variation régulière et ainsi de mettre en évidence le phénomène de contre-électrojet dont nous parlerons ultérieurement.

Les mesures des sondeurs à diffusion incohérente obtenues durant les deux dernières décennies ont permis de comprendre, à l'échelle planétaire, les mécanismes physiques de couplage entre l'ionosphère aurorale et l'ionosphère équatoriale, entre les basses couches de l'atmosphère et l'ionosphère. Il est donc nécessaire de reprendre les études sur l'électrojet équatorial en les plaçant dans le contexte des connaissances géophysiques actuelles.
<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>Fig. 5 Schéma général [Mazaudier, Thèse d'Etat, Université Paris VI, 1983]</figcaption></figure>

IONOSPHERE.MAGNETOSPHERE.MILIEU INTERPLANETAIRE
Dans la suite de ce document nous décrirons les résultats acquis durant les quatre dernières années, concernant l'électrodynamique de l'ionosphère à l'échelle planétaire.

Les travaux effectués par la communauté française au cours des années 1975 à 1983 ont conduit au schéma de synthèse présenté sur la figure 5 et ont fait l'objet d'exposés et articles de synthèse [Mazaudier, 1987a; 1989]. Cette figure illustre les effets des sources (la source rayonnement et la source vent solaire), et les couplages entre les dynamos (la dynamo ionosphérique et la dynamo vent solaire/magnétosphère) au travers des processus physiques se développant à l'échelle planétaire, infuénçant donc l'électrojet équatorial. Les figures 6a, 6b, 6c, présentent le développement spatial des phénomènes. La figure 6a correspond à la source rayonnement solaire et au système de courants réguliers. La figure 6b représente le mécanisme de pénétration du champ électrique dû à la convection magnétique des hautes vers les basses latitudes (première ligne horizontale dirigée de la droite vers la gauche de la figure 5; des hautes vers les basses latitudes). La figure 6c représente le mécanisme de la dynamo ionosphérique perturbée (deuxième ligne horizontale de la figure 5).

D'autres études de synthèse ont été réalisées sur la convection magnétosphérique [Caudal, 1987; Caudal et Blanc, 1988] et sur les modèles thermosphériques [Oliver et al., 1988].

### Dynamo ionosphérique - connection avec l'électrojet équatorial

L'analyse de la variation régulière diurne du champ magnétique SR à l'équateur magnétique durant les périodes de calme magnétique "absolu" (périodes pour lesquelles l'action de la source vent solaire est très faible) a montré que

<figure><img src="image_115.png" /></figure>

**Fig. 6a** La dynamo ionosphérique régulière. Sur la face éclairée de la terre est représenté le système de courant équivalent Sr/Sq déduit des composantes H et D du champ magnétique terrestre. Les courants circulent en sens inverse des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord. Sur cette figure sont aussi représentés les mouvements de migration zonal et méridional des marées atmosphériques, ainsi que l'électrojet équatorial.

<figure><img src="image_116.png" /></figure>

**Fig. 6b** La pénétration de la convection magnétosphérique. Sur la calotte polaire encerclée par la zone aurorale, est représenté le mouvement ainti-solaire du plasma ionosphérique. Dans l'ionosphère auroral, durant les périodes d'activité magnétique, circulent des courants électriques intenses: l'électrojet Est, côté matin, et électrojet Ouest, côté soir. A Saint-Santin, on observe généralement, une extension de l'électrojet vers les basses latitudes.

<figure><img src="image_117.png" /></figure>

**Fig. 6c** La dynamo ionosphérique perturbée. Durant les périodes de forte activité magnétique, les électrojets auroraux chauffent par effet Joule l'atmosphère, et créent dans la thermosphère un mouvement de convection de l'air du pôle vers l'équateur.
<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>H
Z
7 juillet 1969
(a)</figcaption></figure>

<caption>H
Z
8 juillet 1969
(b)</caption>

**Fig. 7** Exemple de la variabilité jour à jour de la variation des composantes H et Z du champ magnétique terrestre à l'équateur obtenues pour une chaine latitudinale de magnétomètres. Le 8 juillet (b), on observe un contre-électrojet le matin. [*Fambitakoye and Mayaud, J. Atmos. Terr. Phys.,* 38, 123, 1975]
l'intensité de la variation diurne était deux à deux fois et demi plus forte qu'aux autres latitudes.

Ce phénomène observé tout le long de l'équateur géomagnétique a été interprété comme résultant de la circulation d'un courant ionosphérique intense: l'électrojet équatorial.

Rappelons que le Sq (voir Figure 1), correspond, pour un observatoire donné, à une variation magnétique moyennée sur les cinq jours les plus calmes d'un même mois: il correspond à une "moyenne de SR"

La variation diurne magnétique au sol de la composante H du champ magnétique à l'équateur (effet de l'électrojet) est représentée sur la figure 7a.

L'amplification du SR à l'équateur est expliquée par une forte anisotropie des conductivités ionosphériques associée à la configuration du champ magnétique terrestre, qui est horizontale à l'équateur géomagnétique. Le développement d'un champ électrique de polarisation intense est rendu possible sous l'influence d'un champ électrique appliqué parallèlement à l'équateur magnétique.

Il existe aussi des renversements de la circulation des courants à l'équateur. Ces évènements sont appelés contre-électrojets. La figure 7b extraite des travaux de Fambitakoye et Mayaud montre qu'il n'est pas rare d'observer le matin un renversement des courants. D'autres contre-électrojets d'intensité plus forte sont aussi observés l'après midi, mais ces derniers cas sont moins fréquents. Le pourcentage d'occurrence de ces évènements varie avec le temps local, (voir tableau 1 extrait des travaux de Fambitakoye [1976]).

Peu de travaux ont été faits sur cette dynamo par la communauté géophysique externe pendant la période considérée. Il est cependant important de rappeler le point où cette communauté était arrivée, après les études faites de 1975 à 1985.

Les simulations de la dynamo ionosphérique effectuées entre 1979 et 1982 par Hanuise et ses collaborateurs ont montré que l'on pouvait aisément reproduire l'électrojet avec un modèle dynamo simple intégrant la loi d'Ohm ionosphérique sur une couche mince, avec comme conditions aux limites un potentiel nul à la latitude de 70°, et comme condition aux basses latitudes la fermeture des courants pour chaque hémisphère dans une bande de latitude de 10° à l'équateur magnétique.

La source de vents neutres utilisée incluait différents modes de marées atmosphériques déduits des observations de Saint-Santin. Le contre-électrojet était reproduit en utilisant le même modèle dynamo avec une source "vents neutres" différente, incluant des modes de marées semi diurnes renforcés.

Le renforcement de certains modes de marées atmosphériques est une hypothèse acceptable compte tenu du fait que la variabilité jour à jour des marées est connue. Cependant, nous ne disposions pas pour les cas de contre-électrojets étudiés de mesures de vents neutres simultanées.

La figure 8a présente un cas d'électrojet reproduit avec les modes de marées S(2,2) et S(1,2) et la figure 8b un contre-électrojet d'après-midi reproduit avec les modes S(2,2) et S(2,4).

Toutes ces simulations utilisant une source "vents neutres" parfaitement symétrique par rapport à l'équateur géomagnétique (axe du dipôle magnétique confondu avec l'axe géographique) n'ont pas pris en compte les courants circulant le long

des lignes du champ magnétique terrestre entre les hémi-sphères, révélés par les mesures du sondeur à diffusion incohérente de Saint-Santin, ainsi que celles des variations du champ magnétique faites par Van Sabben et Mayaud dans le secteur de longitude Europe-Afrique. Ces observations ont montré qu'il y avait une asymétrie des courants, ces derniers circulent vers le nord la majeure partie de la journée. Ceci est contraire au schéma simple de la figure 1.

Il faut donc abandonner le schéma simple des courants électriques ionosphériques horizontaux déduits des données magnétiques (figure 1) ou calculés par un modèle simplifié de dynamo.

Récemment les observations magnétiques faites à bord du satellite MAGSAT par Maeda et ses collaborateurs ont montré l'existence de structure de courants circulant dans un plan vertical à l'équateur magnétique "côté soir" et "côté matin" du terminateur. L'étude de ces courants sera présentée dans la suite du texte. La question qui se pose alors, est :

Comment cette structure de courants circulant dans un plan vertical se connecte -t-elle à la structure de courants ionosphériques horizontaux au travers de l'électrojet équatorial?

Il faut repenser la fermeture des courants ionosphériques à l'échelle planétaire et imaginer un système tridimensionnel intégrant les différentes structures de courants analysées et comprises séparément (courants horizontaux planétaires, courants verticaux à l'équateur, électrojet équatorial)

Dynamo vent solaire/magnétosphère: connection avec l'électrojet équatorial

C'est sur ce thème que la communauté scientifique française a développé des études concernant l'électrodynamique à

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>Fig. 8a Electrojet reproduit par le modèle dynamo avec les modes S(1,2) et S(2,2) [Hanguise et al., J. Geophys. Res., 88, 253, 1983]</figcaption></figure>

<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>Fig. 8b Contre-électrojet reproduit par le modèle dynamo avec les modes S(2,2) et S(2,4) [Hanguise et al., J. Geophys. Res., 88, 253, 1983]</figcaption></figure>

<table><caption>Tableau 1</caption><tr><td>temps:</td><td>6h30</td><td>7h30</td><td>8h30</td><td>9h30</td><td>10h30</td><td>11h30</td><td>12h30</td><td>13h30</td><td>14h30</td><td>15h30</td><td>16h30</td><td>17h30</td></tr><tr><td>(%):</td><td>95.6</td><td>62</td><td>13</td><td>1.2</td><td>0</td><td>1.1</td><td>1.2</td><td>6.9</td><td>12.8</td><td>15.4</td><td>5.2</td><td>0</td></tr></table>
grande échelle, tout faisant porter la plus grande part de ses efforts sur les études électrodynamiques en zone aurorale, afin de mieux comprendre la source des perturbations observées aux moyennes latitudes durant les périodes d'activité magnétiques de 1966 à 1987.

Dans ce document, nous ne nous intéresserons qu'aux résultats concernant l' échelle planétaire, en indiquant les relations avec les phénomènes se déroulant en zone aurorale.

La zone aurorale est le siège de phénomènes particuliers: c'est une région où des particules du vent solaire précipitent dans l'ionosphère (phénomène des aurores), où de forts courants alignés convergent, et où s'exerce l'influence quasi permanente du champ électrique de convection produit par la dynamo vent solaire/magnétosphère.

Tous ces phénomènes affectent directement les paramètres électrodynamiques, champ, courant et conductivités électriques, ainsi que les paramètres de l'atmosphère. Les figures 5, 6b et 6c, décrivent, de façon simplifiée, les paramètres et les processus qui se développent à l'échelle planétaire.

## La pénétration du champ électrique de la convection magnétosphérique

Comme nous l'avons décrit dans le chapitre précédent, la dynamo vent solaire/magnétosphère produit la circulation de courants électriques dans l'ionosphère aux hautes latitudes (Figure 4).

Durant les périodes d'activité magnétique, ces courants ne restent pas confinés sur la calotte polaire, mais s'étendent vers l'équateur. Dès 1966, Nishida, Iwasaki et Nagata ont proposé pour expliquer ce phénomène, la transmission d'un champ électrique et établi à partir des données magnétiques la carte de courants équivalents à cette perturbation magnétique (similaire à celle du SqP mais s'étendant du pôle à l'équateur).

Ce système de courant a été appelé DP2. Le DP2 est l'image magnétique du processus de pénétration de la convection magnétosphérique. C'est en 1970 que Vasyliunas proposa la théorie de la convection magnétosphérique pour expliquer ces observations et en 1972 que les observations, faites par Evans, avec le radar de Millstone Hill, permirent de vérifier l'hypothèse d'extension du champ électrique dû à la convection magnétosphérique des hautes vers les basses latitudes avec des mesures in situ.

Les études faites à l'aide de radars ont montré que durant les périodes d'activité magnétique on observait en zone aurorale un champ électrique intense, dirigé vers le nord côté soir et vers le sud côté matin. Ce champ électrique est déduit du mouvement de convection du plasma ionosphérique produit par la source vent solaire ( $\overrightarrow{Vi} = E_c x \overrightarrow{B}/B^2$, avec $E_c$: champ de convection, $\overrightarrow{Vi}$: vitesse des ions mesurée).

En zone aurorale, ce champ a une amplitude variant de 10 à 100 mV.m⁻¹ et aux moyennes latitudes on peut observer simultanément une perturbation de l'ordre de 1 à 5 mV.m⁻¹.

Il faut rappeler que Akasofu et Chapman, en 1961, ont défini la perturbation du champ magnétique D due aux sources externes comme la somme de plusieurs termes :

$$D = DR + DP + DCF + DT \quad (5)$$

DR correspond à la perturbation magnétique associée à la circulation du courant annulaire, DP, à celle associée aux courants électriques ionosphériques; DCF correspond aux courants de la magnétopause (CF pour Chapman Ferraro), et DT aux courants circulant dans la queue de la magnétosphère.

Le système de courant DP2 ne représente qu'un type de perturbation des courants électriques ionosphériques, celui dû à la pénétration de la convection magnétosphérique.

Avant 1987, l'étude des champs électriques faite par Blanc, en 1980 a permis de caractériser expérimentalement les perturbations de champ électrique observées à Saint-Santin, et de les relier aux variations temporelles du courant annulaire, du champ magnétique interplanétaire, et des indices magnétiques auroraux. Ces travaux ont conduit à la réalisation par Senior et Blanc, en 1984, d'un modèle simple de convection magnétosphérique.

De 1987 à 1990, les études entreprises par la communauté scientifique française sur le processus de la pénétration du champ électrique dû à la convection magnétosphérique des hautes vers les basses latitudes [Mazaudier et al., 1987; Senior et Blanc, 1987], ont été faites en alliant les résultats expérimentaux et la modélisation, sur la base de données principalement obtenues dans le secteur de longitude européen.

Le modèle de convection de Senior et Blanc, basé sur le schéma théorique de Vasyliunas, permet de calculer la distribution des courants ionosphériques circulant dans l'ionosphère à partir de la distribution des courants alignés connectant le courant annulaire équatorial à l'ionosphère aurorale.

Ce modèle permet de reproduire les champs électriques observés à Saint-Santin durant les périodes pendant lesquelles le processus de pénétration de la convection magnétosphérique est dominant. C'est à dire lorsque le champ magnétique interplanétaire varie et lorsque l'atmosphère neutre n'est pas perturbée à l'échelle planétaire. Ces périodes correspondent soit à des perturbation faibles, soit aux premières heures d'une forte perturbation. Pour de telles périodes, le champ électrique observé aux moyennes latitudes suit les variations du champ magnétique interplanétaire. Au contraire lorsque l'atmosphère neutre est très perturbée, le mécanisme de la "dynamo ionosphérique perturbée", proposé par Blanc et Richmond en 1980, doit être pris en compte pour expliquer les courants et champs électriques observés aux moyennes et basses latitudes [Mazaudier et al., 1987].

Sur la figure 6b, nous avons représenté la signature de cette perturbation de courant observée à Saint-Santin dans la majorité des cas. Des courants circulant vers l'est (J = 50 A.km⁻¹, ΔB = 50 nT), correspondant à la pénétration d'un champ électrique dirigé vers le Nord (quelques mV.m⁻¹), se superposent aux courants réguliers: c'est une extension de l'électrojet auroral vers les moyennes et basses latitudes.

## Comment ce système de courant s'inscrit-il dans le schéma général et comment se ferme-t-il à l'équateur ?

Les études faites dans le secteur européen ont été généralisées et développées à l'échelle planétaire [Richmond et al., 1988; Richmond et al., 1990; Fejer et al., 1990, Emery et al., 1990], grâce à la base de données internationale du NCAR (National Center for Atmospheric Research) à laquelle l'équipe française a participé [Mazaudier et al., 1989].

## La dynamo ionosphérique perturbée

L'étude de la dynamo ionosphérique perturbée correspond au thème scientifique sur lequel la communauté française a fait preuve d'originalité et de continuité (1969 à 1990). Les
deux premières simulations numériques de ce processus ont été faites par Blanc et Richmond en 1980 et *Mazaudier et ses collaborateurs* [1987], en couplant le modèle de circulation thermosphérique de Richmond à un modèle dynamo.

Les figures 5 et 6c permettent d'expliquer ce processus. Durant les orages magnétiques, énergie et impulsion sont transmis à la zone aurorale. De forts courants électriques circulent dans l'ovale auroral: les électrojets auroraux (l'un circule vers l'est côté après-midi, et l'autre circule vers l'ouest côté matin, voir figure 6b). Ces courants ont une action thermodynamique (J.E), et dynamique (Jx B) sur l'atmosphère.

La communauté française s'est intéressée à caractériser à l'échelle planétaire la première de ces actions: le chauffage Joule de l'atmosphère par les électrojets auroraux. Ce processus donne naissance à une circulation des vents thermosphériques des hautes vers les basses latitudes (cellule de Hadley entre le pôle et l'équateur, figure 6). Notons que cette circulation est opposée à la circulation régulière dirigée de l'équateur vers le pôle, "côté jour" (Figure 6a). Nous verrons dans la suite de l'exposé que ceci provoque une circulation des courants électriques dans l'ionosphère opposée à la circulation régulière.

Les observations de Saint-Santin ont permis de détecter la signature ionosphérique de cette source de chauffage [Mazaudier, 1987b; Duboin et Lafeuille, 1988]. En effet lorsque la "source convection magnétosphérique" est arrêtée, la perturbation atmosphérique (Figure 5c) provoquée se pour-

suit les jours suivants en raison de la constante de temps très longue des variations de la circulation zonale thermosphérique. Il est alors possible de l'étudier. Des comparaisons de mesures de vents thermosphériques obtenues dans les secteurs de longitudes européen et américain ont montré que cette cellule est planétaire [Salah et al., 1987]. L'analyse des variations du champ magnétique à l'équateur a permis d'identifier la signature de ce processus au niveau de l'électrojet équatorial dans des cas pour lesquels on avait simultanément des mesures de vents neutres in situ et des mesures magnétiques [Mazaudier and Venkateswaran, 1990].

Cette analyse a apporté la preuve expérimentale que la diminution de l'intensité de l'électrojet équatorial observée les jours suivant un orage est bien une signature du mécanisme de la dynamo ionosphérique perturbée comme l'avaient proposé Blanc et Richmond en 1980 et Mayaud en 1982.

Rappelons que Mayaud avait observé cette diminution de l'intensité de l'électrojet équatorial après les forts orages mais, n'ayant pas de mesures simultanées dans l'ionosphère, il ne lui avait pas été possible de relier cette observation à une perturbation ionosphérique.

Récemment, l'analyse faite par *Fambitakoye* [1990], a permis de décrire à l'échelle planétaire la signature magnétique de ce mécanisme: une cellule de courant circulant (Figure 9) dans le sens des aiguilles d'une montre (sens opposé à la circulation régulière dans l'hémisphère nord) se superpose à la cellule de courant régulière (Figure 5a) et provoque une diminution de

<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>Fig. 9 Cellule de courant anti-Sq créée par la dynamo ionosphérique perturbée [Fambitakoye et al., J. Geophys. Res., 95, 15209, 1990]</figcaption></figure>
l'intensité de l'électrojet équatorial. Cette analyse a été faite de la même façon que les analyses ayant conduit à la définition des systèmes de courants Sq, SqP, DP2. Seules les composantes H et D ont été utilisées, en considérant l'ionosphère comme une couche plane infinie au dessus d'une terre plane.

L'Etude de la perturbation magnétique globale a permis de définir expérimentalement la signature à l'échelle planétaire du mécanisme de la dynamo ionosphérique perturbée détectée à Saint-Santin.

Ces différents résultats laissent des questions sans réponse: la figure 9 montre que les systèmes des deux hémisphères ne sont pas indépendants comme le laisse supposer la figure 1. Nous n'avons pas pris ce fait en compte dans les simulations.

*Comment se ferment les courants planétaires dans une telle configuration?*

Rappelons que Mayaud avait introduit le concept d'invasion d'un hémisphère pour expliquer de telles observations.

- Les travaux de simulation numérique de cas réels de la dynamo ionosphérique perturbée [Mazaudier et al., 1987], ont permis de reproduire les vents observés à Saint-Santin en ajustant la source de chauffage sur l'indice magnétique AE pour un seul cas. Ce cas présentait deux caractéristiques morphologiques correspondant aux limitations de symétrie zonale du modèle et à la dynamique du modèle: toute la zone aurorale était affectée par l'orage de la même façon (équilibre entre les électrojets ouest et est) et le chauffage était quasi-constant durant deux périodes de plusieurs heures.

Dans les autres cas, la simulation reproduit la direction des vents mais pas leurs variations temporelles, et ne donne pas toujours le temps de propagation observé entre la source et le lieu considéré. Tout ceci nous conduit à rechercher une meilleure paramétrisation de la source de chauffage et à développer la modélisation.

Les études des vents thermosphériques ont été poursuivies à l'échelle planétaire à partir de la base de données du NCAR. Elles ont conduit à l'établissement d'un modèle planétaire basé sur des mesures d'interféromètres, de sondeurs à diffusion incohérente et de mesures satellitaires [Hedin et al., 1991]. Ce modèle [Hedin et al., 1991], issu de deux cycles solaires d'observations, intègre les variations en latitude, longueur, temps local, saison et cycle solaire de l'atmosphère neutre. Ce modèle existe sous forme d'un sous-programme qui peut être utilisé dans les simulations numériques pour définir l'état standard de l'atmosphère.

*Conclusion*

L'étude des courants électriques ionosphériques à grande échelle durant les 18 mois d'expérimentation du projet AIEE (Année Internationale de l'Electrojet Equatorial), introduit dans la suite du texte, permettra d'analyser la variabilité jour à jour du SR à l'équateur. Elle permettra aussi de relier cette variabilité à des processus d'origine dynamo vent solaire/magnétophère comme ceux que nous venons de présenter ou encore à des processus liés à l'aéronomie équatoriale.

## LA CONTRIBUTION DE LA COMMUNAUTE GEOPHYSIQUE INTERNE 1987-1991

*Le contexte international*

La communauté des géophysiciens impliqués dans l'étude du champ magnétique d'origine interne s'est intéressée à l'Electrojet Equatorial (EE) à l'occasion du traitement des données acquises par les satellites de la série POGO. Ces satellites étaient avant tout destinés à étudier le champ principal de la Terre (terme Bp de l'équation 1) en réalisant des mesures précises du module du champ avec une distribution dense et homogène impossible à obtenir avec des mesures de surface. Ces satellites ont permis de mettre en évidence l'existence d'un champ d'anomalies de grandes longueurs d'ondes (terme Ba de l'équation 1) susceptible d'apporter des renseignements nouveaux sur les hétérogénéités latérales de la croûte et de la lithosphère terrestres. Ces satellites étaient placés à des altitudes variant entre 400 et 800 km. A ces altitudes, les sources ionosphériques apparaissent comme "internes", puisque placées sous l'orbite du satellite, et influencent notablement les mesures effectuées à bord, de par leur proximité.

L'étude de l'électrojet équatorial faisait d'ailleurs partie des objectifs scientifiques des missions POGO. En 1973, Cain et Sweeney ont analysé plus de 2000 profils de mesures du champ total réalisées par les satellites à des heures locales variant entre 9h et 15h. Ces profils présentaient la signature d'un courant circulant principalement d'Est en Ouest dans une bande d'une dizaine de degrés de part et d'autre de l'équateur géomagnétique, et qui fut attribué à l'électrojet équatorial. Ces auteurs ont pu étudier en détail différents paramètres de l'électrojet équatorial tels que sa position, sa largeur et son intensité. Ils se sont attachés à décrire les variations en longitude et dans le temps de ces paramètres, montrant en particulier l'existence d'un renforcement de l'intensité aux alentours de 100° Est, qui n'était pas prévu par les modèles de conductivités ionosphériques.

Il est apparu que la présence de ces courants produisait un champ magnétique se superposant au champ d'anomalies et rendant difficile la description de celui-ci dans la région équatoriale. Pourtant, aucun effort particulier n'a été fait pour éliminer la contribution de l'électrojet équatorial, aussi bien lors de l'établissement du modèle de champ principal que des cartes d'anomalies.

En 1980, le satellite MAGSAT réalisait pour la première fois 6 mois de mesures précises des composantes du vecteur champ magnétique terrestre à des altitudes variant entre 350 km et 550 km et aux heures locales fixes 6h et 18h. Dans ces conditions, l'effet magnétique créé par l'électrojet équatorial est faible (comme prévu le long des terminateurs), de l'ordre de 10 nT. Il est néanmoins comparable au champ créé par l'aimantation de la lithosphère, négligeable par rapport au champ principal (50 000 nT) mais comparable au champ créé par l'aimantation de la lithosphère. L'étude précise des 3 composantes vectorielles du champ d'anomalies représentait l'objectif nouveau de la mission MAGSAT.

Cette mission devait permettre de caractériser les sources de ces anomalies de grandes longueurs d'ondes (plusieurs milliers de kilomètres).

Pourtant, lors de l'établissement des premières cartes d'anomalies, Langel et ses collaborateurs se sont contentés de moyenner des profils pour éliminer la contribution de l'électrojet équatorial. Sur ces cartes ainsi obtenues, on observe des anomalies étirées longitudinalement d'origine vraisemblablement ionosphérique, et qui rendent douteuse toute tentative d'interprétation globale.
La contribution française

Cohen et Achache [1990] ont ensuite établi deux jeux de cartes des 3 composantes du champ d'anomalies, en sous-trayant aux mesures un modèle de champ principal (Ba = B-Bp) et cela séparément à partir des mesures acquises à 18h (dusk) et 6h (dawn). Sur ces cartes, l'effet de l'électrojet à 18h (Figure 10a) est faible mais clairement reconnaissable. Les composantes X (Nord) présentent un signal négatif à toutes les longitudes le long de l'équateur magnétique. La composante Z (verticale) présentent une ligne de zéro le long de l'équateur bordée d'un minimum au Nord et d'un maximum au Sud. Ces effets correspondent clairement à la signature d'un courant circulant d'Ouest en Est sous le satellite, le long de l'équateur magnétique, l'électrojet équatorial. Les cartes correspondant aux mesures faites à 6h (figure 10b) montrent un effet similaire mais inversé et de plus faible amplitude, suggérant l'existence quasi systématique d'un contre-électrojet le matin.

De plus, la carte de la composante Y (Est) présente à 18h un effet qui dépasse 12 nT. Cet effet ne peut être créé par l'électrojet équatorial lui-même. Maeda et ses collaborateurs, en 1982, ont étudié cet effet et ont montré qu'il ne pouvait être créé que par des courants méridiens circulant dans un plan vertical. Cet effet n'est pas visible sur la composante Y mesurée à 6h.

Pour améliorer la définition du champ d'anomalies, Cohen et Achache [1990] ont proposé alors une méthode originale de réduction de la contribution de l'électrojet équatorial qui, en corrigeant indépendamment chaque profil de l'influence de celui-ci, prend en compte la variabilité jour à jour de l'intensité des courants. Cette méthode met en évidence la forte variabilité temporelle de l'électrojet équatorial autour d'un régime moyen correspondant à un contre-électrojet à 6h et à un électrojet à 18h, en accord avec les observations faites au sol par Fambitakoye et Mayaud dans les années 1970.

Ces observations n'ont pour l'instant été incluses dans aucune tentative de modélisation de la circulation ionosphérique globale.

La méthode de réduction utilisée permet d'obtenir la meilleure description du champ d'anomalies publiée à ce jour. Sur la carte réduite (Figure 11), l'influence de l'électrojet équatorial a été presque totalement éliminée. Outre les fortes anomalies présentes dans les régions continentales (Amérique du Nord, Afrique Centrale, Himalaya et Tibet, etc .), cette carte met en évidence des anomalies significatives en domaine océanique. La réduction de l'effet de l'électrojet équatorial fait en particulier apparaître clairement les relations existant entre la distribution d'anomalies et la direction des dorsales dans les quatre bassins océaniques. L'étude de ces relations renseigne sur l'aimantation rémanente portée par la croûte océanique. Elle permet aussi d'obtenir des renseignements sur les variations avec l'âge de l'aimantation de la lithosphère sous les océans, à des longeurs d'ondes impossibles à extraire des mesures faites au niveau de la mer.

Cohen [1989] a ensuite étudié l'influence sur la description de l'effet magnétique associé à l'électrojet équatorial, de la technique de séparation champ interne-champ externe couramment utilisée pour le traitement des données satellitaires (troncature d'un développement en harmoniques sphériques des mesures).

Il a montré que l'utilisation de cette technique pouvait conduire à sous-estimer d'un facteur 2 ou 3 l'amplitude de

l'effet magnétique créé par l'électrojet équatorial. De plus, la prise en compte de la composante Y introduit, lors du calcul du champ principal sous forme d'un développement en harmoniques sphériques, des anomalies résiduelles significatives en particulier le long de l'équateur magnétique. Ces anomalies expliquent les variations apparentes d'amplitudes des courants de l'électrojet équatorial avec la longitude. Cet artefact est lié au fait que la composante Y n'est pas créée par le même système de courants que X et Z. Les courants à l'origine de l'effet observé sur Y traversent l'orbite du satellite et brisent la condition d'harmonicité nécessaire à l'utilisation du développement en harmoniques sphériques.

La modélisation de tous les courants associés à l'électrojet équatorial est donc nécessaire à l'obtention par mesures satellitaires de cartes d'anomalies précises. L'effet de l'électrojet équatorial reste négligeable par rapport au champ principal même si sa contribution n'est pas nulle, en particulier pour les ordres 5 et 7 du développement en harmoniques sphériques. L'exploitation des futures missions spatiales en Géomagnétisme nécessitera de toute façon de bien prendre en compte les effets ionosphériques et en particulier celui de l'électrojet équatorial. Cela sera d'autant plus nécessaire que ces satellites seront lancés à des altitudes plus basses que MAGSAT.

Influence de l'Electrojet Equatorial sur les courants induits dans la Terre

Les variations transitoires du champ magnétique induisent des courants électriques dans la Terre conductrice. L'étude de ces courants permet d'obtenir des informations sur la distribution de conductivité dans le sous-sol et donc sur la structure de celui-ci. Aux latitudes moyennes, on considère généralement que les variations transitoires ont pour origine les courants magnétosphériques et on approxime les champs électriques et magnétiques d'origine externe à la Terre comme dus à des ondes planes. L'étude des conductivités à partir des mesures des champs électriques et magnétiques à la surface du sol dans cette hypothèse, constitue la méthode magnétotellurique.

Aux latitudes équatoriales, l'influence de l'électrojet équatorial doit être prise en compte. Son effet sur les courants induits doit être étudié en détail si l'on veut obtenir des renseignements sur la conductivité du sous-sol. A partir de mesures magnétiques uniquement, Fambitakoye et Mayaud, en 1976, ont montré qu'au midi local, les effets induits par l'électrojet équatorial étaient négligeables.

Ducruix et ses collaborateurs en 1977 ont ensuite modélisé rigoureusement ses effets. Ils ont démontré que, lorsque l'électrojet équatorial est bien établi (à midi), il ne crée pas de variations de flux magnétique et donc n'induit pas de courants. Au contraire le matin et le soir, des effets induits doivent être observés. A ces heures locales, Ducruix et ses collaborateurs ont montré, à partir de modélisations simples, que les effets induits par les courants de fermeture associés à l'électrojet équatorial sont sans doute prépondérants. En l'absence de connaissances précises sur ces courants, ces études sont restées sans suite.

La résolution du problème de l'induction aux latitudes équatoriales nécessite de reconsidérer ce problème en disposant de mesures des champs électrique et magnétique à toute les heures du jour et de la nuit. C'est l'un des aspects qui motivent une reprise d'études détaillées de l'électrojet équatorial.
X Dusk data

<figure><img src="image_122.png" /></figure>

Y Dusk data

<figure><img src="image_123.png" /></figure>

Z Dusk data

<figure><img src="image_124.png" /></figure>

Fig. 10a Carte des 3 composantes (X: Nord, Y: Est, Z: Verticale descendante) du champ magnétique terrestre obtenues uniquement à partit de mesures réalisées à 18h (heure locale) par le satellite MAGSAT. La contribution du champ principal (champ dynamo nucléaire) à été soustraite. Superposée au champ dû à l'aimantation de la lithosphère, on voit apparaître, sur les composantes X et Z, la signature d'un courant circulant d'Est en Ouesst dans l'ionosphère le long de l'équateur géomagnétique: l'électrojet équatorial, circulant dans un plan méridien passant par le terminateur [d'après Cohen et Achache, 1990]
X Dawn data

<figure><img src="image_125.png" /></figure>

Y Dawn data

<figure><img src="image_126.png" /></figure>

Z Dawn data

<figure><img src="image_127.png" /></figure>

Fig. 10b Similaire à la Figure 10a, mais pour les mesures réalisées uniquement à 6h (heure locale). Sur les composantes X et Z, la signature observée est celle d'un courant circulant en moyenne d'Ouest en Est le long de l'équateur géomagnétique, le contre-électrojet. Son amplitude est plus faible que sur la figure précédente. Aucune signature n'est observable sur la composante Y [d'après Cohen et Achache, 1990]
<figure><img src="image_128.png" /></figure>

Fig. 11 Carte des composantes X(a) et Z(b) du champ magnétique terrestre obtenues à partir des cartes des figures 10a et 10b (même échelle que la Figure 10). Les contributions respectives de l'électrojet équatorial et du conte-électrojet ont été soustraites. Le champ résiduel est dû aux variations latérales d'alimentation dans lithosphère terrestre, jusqu'à des profondeurs de quelques dizaines de kilomètres. Ces signaux observés sont représentatifs des variations des propriétés thermiques et minéralogiques de la lithosphère terrestre [d'après Cohen et Achache, 1990]

## L'ANNEE INTERNATIONALE DE L'ELECTROJET EQUATORIAL OBJECTIFS DES DEUX COMMUNAUTES

### Le projet d'Année Internationale de l'Electrojet Equatorial (AIEE), septembre 1991 à mars 1993

Durant l'Assemblée Générale du IAGA (International Association for Geomagnetism and Aeronomy) à Vancouver, en 1987, la commission IDCDC (Interdivisional Commission on Developing Countries) a proposé à la communauté internationale d'intensifier l'étude de l'électrojet équatorial et de planifier une période de mesures intensives en zone équatoriale.

Il s'agit en effet d'une étude quelque peu délaissée depuis les grandes campagnes de l'Année Internationale du Soleil Calme (IQSY, 1964-1966). Les connaissances acquises depuis lors sur la structure globale et les mécanismes agissant à grande échelle dans la magnétosphère, l'ionosphère et l'atmosphère permettent d'aborder l'étude le l'électrojet dans un cadre neuf. L'avènement de techniques nouvelles permettant de combiner les mesures aéronomiques (à partir du sol et de l'espace) aux observations ionosphériques et magnétiques, constitue également un atout important dans la réussite de ce projet. Enfin, ce programme est l'occasion d'engager une vaste coopération scientifique entre pays avancés et pays en développement, dont un grand

nombre sont situés à proximité de l'électrojet équatorial.

Les communautés françaises de géophysique interne et externe ont défini, dans le contexte de ce programme international, un projet basé sur les études les intéressant.

### Objectifs de la communauté scientifique française

*Etude globale.* Les études ont montré qu'il y avait à l'équateur magnétique rencontre de différents systèmes de courants électriques.

Durant les périodes de calme magnétique, deux systèmes principaux associés à la dynamo ionosphérique régulière ont été observés: courants horizontaux circulant sur la face éclaire de la terre; courants verticaux circulant le long du terminateur découverts récemment par MAGSAT.

*Comment ces deux systèmes de courants se connectent-ils ?*

Durant les périodes d'activité magnétique, deux autres systèmes de courants se superposent aux précédents: courants dus à la pénétration du champ électrique de la convection magnétosphérique; courants créés par la dynamo ionosphérique perturbée (cellule de Hadley pôle-équateur).

*Comment s'organise alors, la fermeture du circuit global de courants à l'équateur ?*

Pour répondre à ces questions, nous étudierons la variabilité
<figure><img src="image_129.png" /><figcaption>Fig. 12</figcaption></figure>
jour à jour de l'électrojet équatorial en relation avec l' aéronomie équatoriale (source régulière), et en prenant en compte le contexte magnéto-sphérique (source irrégulière) et le contexte solaire.

*Etude régionale.*

- Sondages magnétotelluriques. Tout champ magnétique transitoire induit des courants dans le sous-sol. Tous les courants circulant dans l'ionosphère et la magnétosphère créent un champ magnétique.

De nuit, l'activité ionosphérique est quasiment nulle. Les courants induits sont dus à l'activité magnétosphérique et l'étude de ces derniers permet d'obtenir des renseignements sur la distribution des conductivités et donc la structure de la croûte continentale.

Durant les jours magnétiquement calmes, les courants liés à l'activité magnétosphérique sont très faibles. Comme il n'y a pas d'induction due à l'électrojet équatorial à midi, les courants induits sont dûs aux courants centrés le long du terminateur le matin et le soir. On pourra donc étudier ceux-ci en mesurant les courants telluriques.

- Sondage ionosphérique. Des études de la propagation des ondes radioélectriques permettront d'obtenir une cartographie des caractéristiques ionosphériques et la validation de modèles verticaux de la densité électronique au dessus des zones intertropicales, et ainsi d'améliorer les connaissances nécessaires au développement des télécommunications régionales.

*Etude locale.* L'utilisation de radars performants va permettre de progresser dans les études de microphysique du plasma équatorial concernant les instabilités.

*Dispositif expérimental mis en place en zone équatoriale*

Durant les 18 mois d'expérience, le dispositif expérimental décrit par la figure 12, sera opérationnel. Il est composé d'un réseau de 6 ionosondes, d'un réseau de 10 magnétomètres, de deux radars HF et d'un interféromètre; un tel dispositif permettra d'estimer ou de mesurer certains paramètres électrodynamiques à l'équateur, entre autre: les densités électroniques (ionosondes), dont on pourra dériver les conductivités ionosphériques; la vitesse de dérive des irrégularités du plasma ionosphérique (radars HF), donnant accès au champ électrique; la dynamique des vents neutres (interféromètre); les courants ionosphériques horizontaux (magnétomètres, composantes H et D); les gradients latitudinaux des courants ionosphériques et donc les courants alignés le long du champ magnétique terrestre (magnétomètres, composante H, D et Z); les courants centrés sur le terminateur matin et soir, (potentiels telluriques).

Nous aurons à intégrer le jeu de données équatoriales obtenues durant les dix-huit mois de campagne dans l'ensemble des données obtenues avec les réseaux mondiaux de radars (HF ou incohérent), d'ionosondes et de magnétomètres.

Ce projet doit permettre l'amélioration de notre connaissance du champ magnétique terrestre en privilégiant l'approche globale basée sur l'utilisation de données recueillies sur l'ensemble du globe (réseaux existants de mesures au sol et données satellitaires). Nous avons pour objectif d'établir l'état des connaissances sur les variations du champ magnétique en fonction des sources externes et internes.

## CONCLUSION

Ce projet Europe Afrique s'inscrit dans un contexte international et mobilisera les compétences de différentes communautés: communauté "atmosphère"; communauté "géophysique interne"; communauté "géophysique externe"

Ce projet sera mené en coordination avec d'autres projets intéressant les communautés citées, par exemple:

- UARS (Upper Atmospheric Research Satellite), qui permettra d'étudier les variations des paramètres atmosphériques dans les différentes couches de l'atmosphère, nous pourrons ainsi étudier à l'échelle planétaire les relations atmosphère / électrojet équatorial au travers de différents processus dynamos: la dynamo ionosphérique régulière (les marées atmosphériques, perturbations météorologiques), la dynamo ionosphérique perturbée (cellule de Hadley pôle équateur);

- LTCS (Lower Thermospheric Coupling Study), concernant la communauté de géophysique externe, est basé sur des campagnes de mesures coordonnées des sondeurs à diffusion incohérente. Des mesures des paramètres électrodynamiques (champ électriques, courants électriques, vents neutres etc...) seront faites pour les basses, moyennes et hautes latitudes. Nous pourrons en outre estimer l'apport global d'énergie en zone aurorale durant les orages magnétiques et ainsi définir une paramétrisation de ce terme, utile pour la modélisation des variations de l'électrojet équatorial durant les orages magnétiques.

*Remerciements.* Les auteurs remercient R. Gendrin et M. Blanc pour leurs critiques constructives.

## LISTE DE LABORATOIRE IMPLIQUES DANS LE PROJET AIEE SECTEUR DE LONGITUDE "AFRIQUE DE L'OUEST/EUROPE" CETTE LISTE N'EST PAS DEFINITIVE

### AFRIQUE

**Algérie.** Haut Commissariat à la Recherche; CRAAG (Centre de Recherche en Astronomie Astrophysique et Géophysique), B.P. 63 Bouzareah, Alger.

**Sénégal.** Université Cheikh Anta Diop; ITNA (Institut de Technologie Nucléaire Appliquée) département de physique, Dakar-Fann, Sénégal; ORSTOM (Institut français de Recherche Scientifique pour le développement en Coopération) Centre de Dakar, B.P. 1386, Dakar, Sénégal; STATION CNET, Dakar-Cambérène, Sénégal.

**Côte d'Ivoire.** Faculté des Sciences d'Abidjan; Département de Physique, B.P. 582, Abidjan 22, Côte d'Ivoire

**Nigeria.** Université d'Ilorin; Faculty of Science, Department of physics, Ilorin, Nigeria.

**Burkina Faso.** Station CNET, Ouagadougou, Burkina Fasso.

**Mali.** ORSTOM, Centre de Bamako, B.P. 2528, Mali.

### EUROPE

**France.** IPGP (Institut de Physique du Globe de Paris) 4 Place Jussieu, Tour 24-25, 2ème étage, 75252 Paris cédx 05, France; ORSTOM (Institut français de Recherche Scientifique pour le développement en Coopération) Centre de Bondy, 70-74, route d'Aulnay, 93143 Bondy, France; CEA (Commissariat à l'Energie Atomique) Centre de Bruyères le Chatel, B.P. 12, 91680 Bruyères-le-Chatel, France; CNET (Centre National d'Etude des Télécommunications); LAB/MER/SPI, Route de Trégastel-B.P. 40, 22301 Lannion, France; CRPE (Centre de Recherche en Physique de l'Environnement), 38-40, rue du Général Leclerc, 92131 Issy-les-Moulineaux, France; Université Paris Sud; LETTI (Laboratoire d'Etude des Transmissions Ionosphériques), Université Paris Sud, Bât. 214, 91405, ORSAY cédx, France; Laboratoire de géophysique, Bât 304, Université Paris Sud, 91405, ORSAY cédx, France.

**Espagne.** Observatorio del Ebre, 43520 Roquetes, Tarragona, Espagne.

**Allemagne.** Institut für Geophysik der Universität Göttingen, Herzberger Landstrabe 180, Postfach 2341, D-3400 Göttingen

**Royaume Uni.** UCL (University College London); Atmospheric Physics laboratory, 67-73, Riding House Street, London WIP 7PP, UK.

## AMERIQUES

U.S.A. NCAR (National Center for Atmospheric Research); HAO, P.O. Box 3000 Boulder, Colorado, 80307 USA.
REFERENCES

Caudal, G., Sur la façon dont le plasma piégé à l'intérieur des magné-
tosphères planétaires déforme le champ électrique et le champ
magnétique qui y régnent, *Thèse de Doctorat d'Etat, Paris 6, juin*
1987.

Caudal, G., M. Blanc, Magnetospheric convection during quiet or moderately disturbed times, *Rev. Geophys.*, **26**, 809-822, 1988.

Cohen, Y., Traitements et interprétations de données spatiales en
Géomagnétisme: Etude des variations latérales d'aimantation de la
lithosphère terrestre, *Thèse d'Etat, Univ. Paris 7, juin 1989*.

Cohen, Y., J. Achache, New global vector anomaly maps derived
from Magsat data, *J. Geophys. Res.*, **95**, 10783-10800, 1990.

Duboin, M.L. and M. Lafeuille, E. F-region measurements at Saint-Santin during the September 1987 LTCS Campaign, *Adv. Space Res.*, **10**, 179-182, 1990.

Emery, B. A., A. D. Richmond, H. W. Kroehl, C. D. Wells, J. M. Ruohoniemi, M. Lester, D. J. Knipp, F. J. Rich, J. C. Foster, O. De La Beaujardière, C. Senior, L. M. Shier, J. F. McKee, and S. Maeda, Electric potential patterns deduced from the SUNDIAL period of September 23-26, 1986, *Ann. Geophysicae*, **8**, 399-408, 1990.

Fejer, B. G., M. C. Kelley, C. Senior, O. De La Beaujardière, J. A. Holt, C. A. Tepley, R. Burnside, M. A. Abdu, J. H. A. Sobral, R. F. Woodman, Y. Kamide and R. Lepping, Low and Mid-latitude Ionospheric Electric Fields During the January 1984 GISMOS Campaign, *J. Geophys. Res.*, **95**, 2367-2377, 1990.

Fambitakoye, O., M. Menvielle, C. Mazaudier, Global disturbance of
the transient magnetic field associated to thermospheric storm
winds on March 23, 1979, *J. Geophys. Res.*, **95(A9)**, 209-218, 1990.

Hedin, A. E., M. A. Biondi, R. G. Burnside, G. Hernandez, R. M. Johnson, T. L. Killeen, C. Mazaudier, J. W. Meriwether, J. E. Salah, R. J. Sica, R. W. Smith, N. W. Spencer, V. B. Wickwar, T. S. Virdi, Revised Global Model of Thermosphere Winds using satellite and Ground based observations, *J. Geophys. Res.*, à paraître, 1991.

Mazaudier, C., A. Richmond, D. Brinkman, On thermospheric winds produced by auroral heating during magnetic storms and associated dynamo electric fields, *Ann. Geophysicae*, **5**, 443-448, 1987.

Mazaudier, C., C. Senior, E. Nielsen, Global convection electric field and current: Comparisons between model's predictions and data from STARE, SAINT-SANTIN and magnetometers, *J. Geophys. Res.*, **92 (A6)**, 5991-5999, 1987.24

Mazaudier, C., Couplage électrodynamique entre l'ionosphère et la basse thermosphère: Revue sur les principaux résultats acquis durant les dix dernières années par les sondeurs à diffusion incohérente, *Adv. Space Res.*, **7**, 303-316, 1987a.

Mazaudier, C., Saint-Santin observations of electric fields and neutral winds in the dynamo layer during the GTMS period of June 1984, *Adv. Space Res.*, **7**, 285-290, 1987b.

Mazaudier, C., On the Saint-Santin results (1966-1987), in *Proceedings of the workshop WITS, 84-105, edited by A. Feldstein, Academy of Sciences of URSS*, 1989.

Mazaudier, C., S.V. Venkateswaran, Delayed ionospheric effects of March 22, 1979 studied by the sixth Coordinated Data Analysis Workshop (CDAW-6), *Ann. Geophysicae*, **8**, 511-518, 1990.

Mazaudier C., J. Bouvet, M. Bouvard, M. Lafeuille, La Base de données Saint-Santin au NCAR, The NCAR Saint-Santin Data Base, *Document de Travail, DT/CRPE/1159*, février 1989.

Oliver, W.L., D. Alcaydé, P. Bauer, Incoherent Scatter radar contribu-
tions, Part 1: Thermosphere models, CIRA 1986, *Adv. Space Res.*,
*8*, 119-147, 1988.

Richmond, A.D., Y. Kamide, B.-H. Ahn, S-I Akasofu, D. Alcaydé, M. Blanc, O. De La Beaujardière, D. S. Evans, J. C. Foster, E. Friss-Christensen, T. J. Fuller-Rowelle, J. M. Holt, D. Knipp, H. W. Kroehl, R. P. Lepping, J. Pellinen, C. Senior, and A. N. A. Zaitev, Mapping Electrodynamic Features of the High-latitude Ionosphere From Localized Observations: Combined Incoherent-scatter Radar and Magnetometer measurements for January 18-19, 1984, J. *Geophys. Res.*, *93*, 5760-5776, 1988.

Richmond, A.D., Y. Kamide, S-I Akasofu, D. Alcaydé, M. Blanc, O. De la Beaujardière, D. S. Evans, J. C. Foster, E. Friis-Christensen, J. M. Holt, R. J. Pellinen, C. Senior, and A. N. Zaitev, Global measures of Ionospheric Electrodynamic Activity Inferred From Combined Incoherent Scatter Radar and Ground Magnetometer Observations, *J. Geophys. Res.*, **95**, 1061-1071, 1990.

Salah, J.E., M.L. Duboin, C. Mazaudier, Ionospheric electrodynamics over Saint-Santin and Millstone Hill during 26-28 June 1984, *Ann. Geophysicae*, **5**, 351-358, 1987.

Senior, C., M. Blanc, Convection in the inner magnetosphere: Model predictions and data, *Ann. Geophysicae*, **5**, 405-420, 1987.
# LES INSTRUMENTS DE MESURES OPTIQUES DE L'ATMOSPHERE
A L'OBSERVATOIRE DE HAUTE PROVENCE

## GÉRARD ANCELLET

Service d'Aéronomie du CNRS

Université Paris 6 - Tour 15 - 4, place Jussieu - Boite 102 - 75252 Paris Cedex 05 - France

## ANNE GARNIER

Service d'Aéronomie du CNRS

BP N° 3 - 91371 Verrières le Buisson Cedex - France

## SOPHIE GODIN

Service d'Aéronomie du CNRS

Université Paris 6 - Tour 15 - 4, place Jussieu - Boite 102 - 75252 Paris Cedex 05 - France

## ALAIN HAUCHECORNE, MICHEL HERSÉ ET GÉRARD THUILLIER

Service d'Aéronomie du CNRS

BP N° 3 - 91371 Verrières le Buisson Cedex - France

A l'Observatoire de Haute Provence (44°N, 6°E), sont installés des instruments de mesure de l'atmosphère utilisant des méthodes optiques, soit passives en étudiant les émissions naturelles de l'atmosphère, soit actives par l'emploi de lidars. Les moyens mis en oeuvre permettent la connaissance de la densité de l'atmosphère jusqu'à 90 km, de la température jusqu'à 300 km, de la dynamique jusqu'à 300 km et la concentration de l'ozone jusqu'à 50 km. De nombreuses techniques optiques sont mises en oeuvre: photomètres, spectromètres, interferomètres, lasers. Les instruments fonctionnent de manière régulière et font partie de réseaux européens ou internationaux. En particulier ils participent aux mesures corrélées de l'Upper Atmosphere Research Satellite et permettront d'une part la validation des mesures obtenues en orbite et d'autre part l'obtention de mesures complémentaires

In Observatoire de Haute Provence (44°N, 6°E) are installed instruments for measurement of the atmosphere by optical methods, either passive methods by the study of natural emissions of the atmosphere, or active methods by the use of lidars. The means which are installed in OHP allow the knowledge of atmospheric density up to 90 km, of temperature and dynamics up to 300 km, and ozone concentration up to 50 km. Many optical techniques are used such as photometers, spectrometers, interferometers, and lasers. Instruments are operated on a regular basis and are parts of european and international networks. They will participate to Upper Atmosphere Research Satellite correlated measurements and will allow on the one hand validation of measurements made by instruments in orbit and on the other hand complementary measurements.

## INTRODUCTION

L'Observatoire de Haute Provence réunit un ensemble d'instruments permettant l'étude de l'atmosphère par des moyens optiques. Cette étude peut se faire par des méthodes actives en illuminant l'atmosphère par des lasers et en analysant la lumière réémise ou de façon passive en étudiant les émissions naturelles de l'atmosphère.

C'est Daniel Barbier qui entreprit les premières mesures dès 1943 puis fonda en 1950 une station d'observation de la luminescence atmosphérique. Le choix du site fut dicté par l'éloignement des sources de pollution lumineuse, la transparence de l'atmosphère et enfin l'infrastructure et les facilités d'accès. Des observations systématiques des principales émissions du ciel nocturne sont effectuées depuis à l'Observatoire de Haute Provence. En 1977 fut installé le premier LIDAR (Light Detection And Ranging). De nouveaux instruments se sont ajoutés, constituant désormais une des principales stations de mesures optiques de l'atmosphère au monde.

La plupart des instruments appartiennent à des réseaux internationaux et leurs activités sont généralement coordonnées avec celles des instruments des autres sites de façon à obtenir des mesures à différentes latitudes et longitudes. Entre autre pendant la mise en oeuvre des grands projets internationaux

utilisant des moyens spatiaux, des programmes de mesures associées sont organisés utilisant des fusées, des ballons et des instruments au sol. L'activité des stations est alors temporairement orientée vers des mesures spécifiques à ces programmes. C'est ainsi que pour la mission Upper Atmosphere Research Satellite un programme de mesures corrélées sera mis en oeuvre à l'Observatoire de Haute Provence dans les buts suivants: d'une part la validation des mesures obtenues en orbite par comparaison avec des mesures obtenues par des instruments différents; d'autre part l'obtention de mesures complémentaires relatives à d'autres paramètres atmosphériques ou à des variations temporelles souvent difficiles à obtenir depuis un satellite comme la variation diurne à latitude fixe.

UARS est un satellite de la NASA comportant un ensemble d'instruments d'étude de l'atmosphère terrestre entre 10 et 100 km d'altitude par l'observation de la température, de la dynamique et de la composition (composants minoretaires des familles du chlore, azote et hydrogène).

A la suite de son appel d'offre, la NASA a selectionné plusieurs expériences françaises, à bord de ballons ou effectuées au sol à l'aide des instruments de l'OHP qui est une station de latitude moyenne (44° N) très bien placée pour effectuer des mesures corrélées. Ces mesures concernent essentiellement la dynamique et la structure thermique de l'atmosphère.
Nous décrirons brièvement chaque instrument, exposerons les principaux résultats qu'ils ont permis d'obtenir et à quels programmes majeurs ils participent.

## LES INSTRUMENTS PASSIFS

### Principe Général

Différents processus d'excitation portent les atomes et les molécules de l'atmosphère dans des états métastables. Dans la haute atmosphère le petit nombre de collisions pendant la durée de vie des états métastables permet l'émission de photons à des longueurs d'ondes caractéristiques des espèces chi- miques du milieu.

De l'intensité, de la largeur de la raie ou des intensités rela- tives, et de l'effet Doppler, on peut déduire des concentrations, des températures et des vitesses. Les instruments d'analyse sont surtout des photomètres, des radiomètres, des spectromètres et des interféromètres tous caractérisés par leur sensibilité aux faibles flux lumineux et par leur grande résolution spectrale.

Les principales raies d'émission sont: la raie verte due à l'oxygène atomique, O1S à 557,7 nm; la raie rouge de l'oxygè- ne atomique, O1D à 630,0 nm; les bandes du radical hydroxyl OH, nombreuses et intenses, surtout dans l'infra-rouge.

Les instruments passifs utilisés à l'OHP fonctionnent de nuit lorsque le Soleil est à une élévation inférieure à -12 ou - 18° selon les appareils. Pour beaucoup, les observations ne sont pas possibles en présence de la Lune. Bien entendu pour tous il faut une absence de nuage dans la direction de visée.

### L'interféromètre MICADO

Principe de la mesure. Il s'agit d'un interféromètre de Michelson à champ compensé et à compensation thermique. Autour d'une valeur fixe de la différence de marche D, on fait varier celle-ci de quelques longueurs d'onde pour engendrer un interférogramme dont on extrait la phase, la visibilité et l'intensité de la source par analyse de Fourier. La visibilité V de la frange permet le calcul de la température Doppler T :

$$V = \exp(-aD^2T)$$

La phase comparée à la phase de référence obtenue à l'aide de lasers à haute stabilité de fréquence et de lampes spectrales permet de déduire la vitesse du vent le long de la ligne de visée par :

$$\varphi - \varphi_0 = \frac{2\rho}{\lambda_0} \left( D - \lambda_0 \frac{\partial D}{\partial \lambda} \right) \frac{v}{c}$$

Dans ces deux relations, a est une constante physique, $\lambda_0$ est la longueur d'onde au repos et c est la vitesse de la lumière. $\varphi$ est la phase dans une direction de visée et $\varphi_0$ est la phase de référence.

Description de l'instrument. Un telescope de 38 cm de dia- mètre orientable en site et en azimut permet de pointer dans différentes directions pour obtenir les trois composantes du vent en supposant l'homogeneity du vent vertical dans le domaine de mesure. Cette hypothèse a été vérifiée par les mesures des radars.

Afin d'augmenter la luminosité instrumentale, on utilise la compensation de champ en introduisant dans un des bras de l'interferomètre un bloc de verre d' épaisseur calculée pour corriger la variation de différence de marche due à l'inclinaison des rayons [Bouchareine et Connes, 1963]. Cependant ce bloc introduit une variation de phase en fonction de la température due à la variation de l'indice du verre; cet effet est corrigé par un dispositif compensateur [Thuillier et Sheperd, 1989].

Un ordinateur commande les mouvements du télescope, le déplacement de la lame déphasante qui permet de faire varier la différence de marche, les roues à filtres qui sélectionnent les raies à étudier et les séquences d'étalonnage. Un ordinateur associé effectue un prédépouillement en temps semi-réel.

Les émissions utilisées sont OH (8-3) pour la haute méso- sphère, la raie verte pour la basse thermosphère et la raie rouge pour la thermosphère. Le traitement des mesures utilise une méthode d'analyse de Fourier adaptée aux paramètres que l'on recherche. Le fonctionnement est semi-automatique. Les cycles comportent les séquences d'observation et d'étalonnage qui s'enchaînent automatiquement jusqu'à l'arrêt imposé par le lever du soleil ou les conditions météorologiques. Le système et ses performances sont décrits par Thuillier et Hersé [1991].

Résultats. Placé dans une remorque, l'instrument a été déplacé dans le nord de la Scandinavie et a effectué trois campagnes d'hiver en liaison avec le sondeur à diffusion incohérente EISCAT.

La variation diurne des composantes méridienne et zonale du vent dans la mésosphère et la thermosphère a été mise en évidence (Figure 1). Pendant les périodes de forte activités magnétiques en région aurorale, un vent vertical dans la ther- mosphère pouvant parfois atteindre 60 ms⁻¹ a été observé avec des périodes de une heure. L'ensemble des mesures des cam- pagnes d'hiver a montré que la précision absolue de la mesure de la vitesse du vent est de l'ordre de 5 ms⁻¹. La figure 2 est un exemple de variation diurne du vent observé à l'OHP.

L'instrument MICADO sera utilisé durant la mission UARS à l'Observatoire de Haute Provence pour effectuer des mesures corrélatives et pour la validation des données des instruments WINDII et HRDI. Ces deux instruments sont des interféromètres l'un de Michelson et l'autre de Fabry-Perot destinés à la mesure de la température et du vent.

<figure><img src="image_130.png" /><figcaption>Fig.1 Mesures de vent obtenues à Sodankylä (68°N) avec l'instrument MICADO. Vents méridionaux (N) et zonaux (E) dans la thermosphère: nuit du 2 janvier 1989.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_131.png" /></figure>

Fig. 2 Mesures de vent obtenues à l'OHP avec l'instrument MICADO. Vents méridionaux (M) et zonaux (Z) dans la basse thermosphère: nuit du 7 novembre 1990.

### Caméra ISIR (Image des Structures Infra Rouge)

**Principe.** La distribution horizontale de l'intensité de l'émission du radical OH n'est pas homogène. Elle se présente souvent sous forme de grands nuages dans lesquels on distingue une structure organisée en bandes parallèles [Moreels et Hersé, 1977]. Ces bandes sont distantes de 40 à 50 km et le contraste de brillance est de l'ordre de 10 %. Les bandes ayant parfois une durée de vie de plusieurs heures se déplacent avec des vitesses qui peuvent atteindre 50 ms⁻¹ [Hersé et al., 1980]. Elles ont été attribuées aux ondes de gravité.

L'observation de ces structures est difficile car le phénomène n'est pas permanent et il est de faible intensité. Il n'y avait pas jusqu'à présent de station permanente permettant d'obtenir des statistiques. Toutes les observations avaient été effectuées au cours de campagnes d'une durée d'une demi lunaison.

Le spectre d'émission de OH s'étend de 381,7 nm à 4470,2 nm. Le maximum est situé vers 1800 nm. Compte tenu de la luminosité du fond de ciel et de la sensibilité des détecteurs, les mesures sont faites dans le proche infra-rouge.

**Descriptif de l'instrument.** La caméra en cours d'installation à l'Observatoire de Haute Provence reprend le principe de celle qui fonctionne depuis peu à la station Dumont d'Urville [Hersé et al., 1989]. Un objectif de champ 180° (fish-eye d'ouverture f/2,8) forme l'image du ciel sur la photocathode d'un amplificateur de brillance à galette de microcanaux. Le tube à photocathode S20 étendue vers le rouge est refroidi pour diminuer son bruit de fond. La face de sortie est photographiée par l'intermédiaire de deux objectifs têtebêche. L'utilisation de la photographie comme support de l'information recueillie présente plusieurs avantages dont en particulier le temps de pose de 2 minutes qui procure un effet d'intégration améliorant le rapport signal à bruit.

L'appareil fonctionne automatiquement. Un micro-ordinateur contenant les tables des levers et couchers du Soleil et de la Lune et recevant les information d'un capteur de pluie déclenche et arrête les séquences. L'heure est enregistrée sur chaque vue prise toutes les 5 minutes.

La bande passante spectrale, limitée d'une part par un

verre SCHOTT RG9 passe-haut en longueur d'onde et d'autre part par la chute de sensibilité de la photocathode dans l'infra-rouge, s'étend de 700 à 890 nm.

**Résultats.** L'instrument a mis en évidence des structures au zénith, qui sont les traces d'ondes au niveau de la région d'émission OH (85 km). La figure 3 est une photographie de structures spatiales obtenues à l'OHP. La détermination des pas et des vitesses est plus facile au zénith qu'au voisinage de l'horizon où des effets géometriques liés à des ondulations de la couche émissive peuvent fausser l'interprétation.

Cet instrument permanent permettra l'élaboration de statisiques concernant les différents paramètres des "ondes OH". Il sera utilisé au cours de la mission UARS pour évaluer l'effet de ces ondes sur les mesures WINDII. Des simulations ont en effet montré la sensibilité de l'instrument spatial aux inhomogénéités de la distribution spatiale de l'intensité d'émission [Thuillier et al., 1991].

<figure><img src="image_132.png" /></figure>

Fig. 3 Structures OH obtenues à l'OHP, le 27 juillet 1989; le Nord est vers le haut de la photographie, l'Est à gauche.

### Photomètre à balayage pour la détermination de la température rotationnelle de OH et de l'intensité des émissions de OH et de l'oxygène

L'émission du radical OH est due à des transitions de rotation. Le rapport des intensités de deux raies d'une même bande permet donc de mesurer la température rotationnelle. Cette dernière est considérée comme la température du milieu si l'on se réfère à l'ensemble des résultats la concernant.

Néanmoins, la comparaison avec la température Doppler reste à faire et en particulier les déterminations faites à partir de plusieurs bandes correspondant à des niveaux rotationnels haut et bas.

Rééquipés avec des filtres interférentiels adaptés à ces mesures et de détecteurs sensibles dans le proche IR, les deux photomètres de l'OHP pourront effectuer les mesures de température et d'intensité. Ils seront aussi utilisés pour les émissions de l'oxygène atomique et pour l'émission de l'oxygène moléculaire.

Toutes ces émissions seront aussi observées par WINDII mais pour OH, seule la bande (8-3) est observée. La précision de la mesure de température est de 5 K environ. Les mesures sont effectuées par deux photomètres à deux têtes effectuant des balayages méridiens et zonaux et à élévation constante pour cartographier la distribution des températures et intensités.
## Le radiomètre à balayage

Cet instrument appelé radiomètre observe l'intensité des bandes 3-1, 4-2 et 5-3 de OH, c'est-à-dire dans le domaine 1500 à 1700 nm. Dans le but d'en effectuer la cartographie, son champ instantané de 1° est mobile dans un champ total de 15 x 15° balayé en 2 minutes.

Cet instrument construit par l'Université de Western Ontario (Canada) sera mis en oeuvre à l'Observatoire de Haute Provence.

## Spectromètre à transformée de Fourier

Cet instrument résout de nombreuses raies du spectre du radical OH (bandes 5-3, 4-2, 3-1, 2-0, 8-5, 7-4, 6-2, 5-2) et de l'oxygène moléculaire (0-0, 0-1).

Il s'agit d'un interféromètre de MICHELSON dont la différence de marche varie de façon continue en fonction du temps. Il fournit directement la transformée de Fourier du spectre incident. Il fonctionne entre 1 et 1.7 microns et engendre un interférogramme complet en 14 s.

Il observe uniquement au zénith dans un champ total de 15°. Ses mesures conduisent à déterminer la température rotationnelle avec une précision absolue de 5 K et une précision relative de 1 K.

Cet instrument construit par l'Université de Western Ontario sera installé au printemps 1991 à l'OHP.

## Conclusion

L'ensemble de tous les instruments sera mis en oeuvre au cours de la mission UARS par l'équipe de luminescence atmosphérique de l'OHP qui a construit en tout ou en partie la plupart des instruments passifs décrits. Les appareils fonctionneront de façon coordonnée. Le tableau 1 résume les caractéristiques principales des instruments passifs d'observation des paramètres dynamiques et thermiques de la mésosphère et de la thermosphère lors de la mission UARS.

## LES INSTRUMENTS ACTIFS

### Principe Général

Si on illumine un volume d'atmosphère et si l'on connaît le processus de diffusion (diffusion Rayleigh, diffusion Mie, fluorescence, etc...), on peut déduire des concentrations d'atomes de molécules ou d'aérosols dont certains des paramètres doivent être connus (espèces chimiques, nature et taille des aérosols etc...). Certains peuvent se déduire en opérant à plusieurs longueurs d'ondes. En mesurant l'effet Doppler, on calcule des vitesses. Des mesures d'absorption sont aussi possibles soit de façon directe, soit différentielle entre deux longueurs d'ondes.

Des mesures de densité atmosphérique ont été effectuées vers les années 50 en illuminant l'atmosphère avec des projecteurs de DCA. De l'intensité diffusée on en déduisait la concentration. L'apparition des lasers a permis de donner toute son efficacité à cette méthode. Un laser peut donner des raies monochromatiques très stables, le faisceau lumineux a une très faible divergence et on peut déclencher des impulsions lumineuses très courtes, ce qui permet d'obtenir dans un faible domaine spectral et un petit volume d'atmosphère une grande densité d'énergie. La concentration spatiale de l'énergie permet par l'utilisation de portes électroniques d'effectuer un sondage en altitude et la concentration spectrale soit d'exciter des espèces chimiques particulières soit par filtrage d'éliminer les radiations parasites.

Les observations doivent s'effectuer en l'absence de nuage

dans la direction de visée: Certaines mesures peuvent s'effectuer de jour. Il n'y a pas eu jusqu'à présent de lidar embarqué à bord de plate-forme spatiale.

<table><thead><tr><th>Instrument</th><th>Espèces</th><th>Précision</th><th>Type de mesures</th><th>Altitude (km)</th></tr></thead><tbody><tr><td>Caméra</td><td>OH</td><td></td><td>Distribution horizontale de l'intensité totale des bandes OH (longueur d'onde horizontale, front d'onde, contraste)</td><td>~ 85</td></tr><tr><td rowspan="3">MICADO</td><td>OH (8-3)</td><td>5 ms-1/5 K</td><td rowspan="3">Vent horizontal et vertical et Température</td><td>~ 88</td></tr><tr><td>O1S</td><td>5 ms-1/5 K</td><td>~ 97</td></tr><tr><td>O1D</td><td>5 ms-1/5 K</td><td>~ 250</td></tr><tr><td></td><td>OH</td><td>10 % / 5 K</td><td>Intensité et température rotationnelle des bandes (8-3), (7-2), (9-4)</td><td>~ 88</td></tr><tr><td rowspan="3">Photomètre à balayage</td><td>O1S</td><td>10 %</td><td>Intensité</td><td>~ 97</td></tr><tr><td>O2A</td><td>10 % / 5 K</td><td>Intensité et température rotationnelle</td><td>~ 100</td></tr><tr><td>O1D</td><td>10 %</td><td>Intensité</td><td>~ 250</td></tr><tr><td>Radiomètre à balayage</td><td>OH</td><td>1 %</td><td>Distribution horizontale de l'intensité des bandes (3-1), (4-2), (5-3)</td><td>~ 86</td></tr><tr><td>Spectromètre à transformée de Fourier</td><td>OH</td><td>1 K</td><td>Intensité et température rotationnelle pour OH v = 2 à 8</td><td>~ 86</td></tr></tbody></table>

### Tableau 1.

#### Lidar vent

**Principe de l'expérience.** On s'est intéressé à la mesure de la composante horizontale du vent, la composante verticale, de un à deux ordres de grandeur inférieure, étant inaccessible car inférieure aux erreurs de mesure. On a choisi, dans un premier temps, d'optimiser la méthode pour le cas où le seul type de diffusion contribuant au signal est la diffusion Rayleigh par les molécules atmosphériques, car c'est essentiellement cette configuration qui est rencontrée dans la stratosphère. En effet, actuellement la contribution de la diffusion Mie n'excède pas 10% du signal entre 15 et 25 km, et est nulle au-dessus. On a montré que, dans ces conditions, la méthode est applicable au-dessus de 15 km d'altitude. Les vitesses à mesurer peuvent être typiquement de 0 à 150 ms⁻¹.

Les photons envoyés dans l'atmosphère sont émis par une source laser Nd:YAG doublée (λ=532 nm), pulsée et monomode (de largeur 0,14 pm). Après interaction avec l'atmosphère, la raie laser subit un élargissement de l'ordre de 2,2 pm lié à la température du milieu, et un décalage spectral proportionnel à la vitesse horizontale (0,1 pm correspondant à 40 ms⁻¹ pour une direction de visée inclinée à 45°). On accède à la composante horizontale du vent en mesurant ce décalage spectral dans deux azimuts (Est-Ouest et Nord-Sud), ceci avec des résolutions temporelle et verticale respectivement de l'ordre de l'heure et du kilomètre.

Le décalage spectral est mesuré grâce à un interféromètre de Fabry-Pérot présentant deux zones (A et B) dont les deux bandes passantes sont centrées sur les deux flancs de la raie rétrodiffusée. Dans ces conditions, le rapport NB/NA entre le nombre de photons transmis à travers les deux bandes passantes de l'interféromètre est représentatif de la longueur d'onde centrale rétrodiffusée. Le décalage spectral correspondant au vent dans le plan de visée est déduit de la variation de ce rapport lorsque l'on passe d'un pointé à +45° à un pointé à -45° de part et d'autre de la verticale. La connaissance de la dérive de l'instrument est obtenue par pointés au zénith, puisque le décalage
spectral subi par la raie rétrodiffusée est nul dans ce cas.

**Description de l'instrument.** La figure 4 montre un schéma de principe du montage utilisé. On dispose de plusieurs télescopes fixes (de diamètre 45 cm) inclinés à 45° vers les points cardinaux et d'un télescope vertical. La source laser délivre une puissance moyenne de l'ordre de 7W (taux de répétition: 30 Hz). Une fibre optique multimode unique dont l'une des extrémités est placée au foyer du télescope sélectionné assure le transfert des photons vers le boîtier de réception où sont placés un filtre interférentiel qui assure une présélection spectrale et l'interféromètre de Fabry Pérot. Les deux zones A et B de l'interféromètre sont séparées géométriquement de sorte que les photons transmis par ces deux zones sont collectés respectivement par les deux photomultiplicateurs (PM) A et B.

**Résultats.** L'instrument prototype, installé à l'Observatoire de Haute-Provence, a permis l'obtention des premiers profils de vent en janvier 1989 [Chanin et al., 1989; Garnier, 1990]. Après les premières expériences menées à l'OHP, l'instrument a été installé provisoirement au Centre d'Essais des Landes (C.E.L., 1°W, 44°N) afin de participer à la campagne DYANA (Dynamic Adapted Network of the Atmosphere) qui a eu lieu du 15 janvier au 15 mars 1990. La figure 5 montre, à titre d'exemple, les profils de vent zonal et méridien obtenus dans la nuit du 5 au 6 mars. Pour chaque profil, le temps d'intégration est de 3 heures et la résolution verticale de 2 km.

La barre d'erreur représentée comprend l'erreur statistique à ±1σ et les erreurs d'étalonnage. On observe que les profils obtenus par lidar sont en bon accord avec ceux obtenus par radiosondage au cours de la même nuit à Bordeaux et au C.E.L..

<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>Fig. 4 Schéma de principe du lidar vent.</figcaption></figure>

**Conclusion.** Au Service d'Aéronomie a été développé un nouveau lidar Rayleigh Doppler (ou lidar vent) destiné à la mesure du vent moyen dans la stratosphère où, à ce jour, aucune autre méthode ne permet la mesure locale du vent de façon continue. Outre les études scientifiques évoquées ci-dessus, des travaux sont en cours afin d'étendre le domaine d'application de la méthode dans le cas où la contribution de la diffusion Mie au signal reçu excède 10% et ne peut plus être négligée. Le cas peut se présenter par exemple après une eruption volcanique qui entrainerait une présence importante de poussières jusqu'à 30-35 km d'altitude. Une récente étude a permis de conclure qu'il est possible, en modifiant les caractéristiques de l'interféromètre de Fabry Pérot, de rendre l'instrument insensible à la présence de diffusion Mie, mais en contre partie, ces modifications entrainent une augmentation de l'erreur sur la mesure de vent d'environ 25% due à une baisse de sensibilité de l'instrument à un décalage Doppler donné. Il est toutefois prévu de fabriquer un nouvel interféromètre afin de vérifier par l'expérience les résultats de l'étude théorique.

Les principaux travaux portent actuellement sur l'étude et la réalisation d'un nouveau lidar vent de caractère plus opérationnel que le premier, qui doit être implanté au cours du 2ème semestre 1991 à l'OHP. Il comprendra en particulier un laser plus puissant (10 W) et des miroirs de surface équivalente égale à 1 m, ce qui devrait permettre de franchir le domaine 50-60 km où se situe souvent un maximum de vent. Ce nouveau lidar sera utilisé pour la validation au sol des données fournies par l'instrument HRDI sur UARS.

<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Fig. 5 Profils de vent zonal et méridien obtenus par lidar dans la nuit du 5 au 6 mars 1990 au Centre d'Essais des Landes (temps d'intégration: 3 heures; résolution verticale: 2 km). On a représenté sur la même figure les profils obtenus par radiosondage à Bordeaux et au C.E.L.</figcaption></figure>
## Lidar Rayleigh

**Principe.** Le principe du lidar Rayleigh est fondé sur la mesure de la lumière émise par un laser pulsé et rétrodiffusée par diffusion Rayleigh par les molécules de l'air. La limite d'application de la méthode est donnée vers les basses couches par la présence de diffusion Mie parasite due aux aérosols stratosphériques, soit environ 25-35 km, altitude dépendant des éruptions volcaniques, et vers le haut du profil par le rapport signal sur fond de ciel, soit environ 90 km [Hauchecorne et Chanin, 1980; Chanin et Hauchecorne, 1984].

La densité atmosphérique est directement proportionnelle au signal rétrodiffusé, le coefficient de proportionnalité dépendant de l'efficacité globale du lidar et de la transmission de la basse atmosphère. Ces paramètres étant en général mal connus, la mesure de densité est donc relative et il conviendra de la normaliser grâce soit à un modèle, soit au radiosondage le plus proche.

La température est calculée à partir de la densité relative en considérant que l'atmosphère se comporte comme un gaz parfait et en se plaçant dans l'hypothèse de l'équilibre hydrostatique. Ces hypothèses sont satisfaites aux échelles temporelles et spatiales des phénomènes que nous étudions. Mis à part les 15 km du haut du profil où la température dépend de la valeur choisie en haut pour initialiser le calcul, la mesure de température est absolue et indépendante de la normalisation de la densité.

**L'instrument.** Les premières mesures par lidar Rayleigh ont été effectuées à l'OHP en octobre 1978 en utilisant le lidar destiné à la mesure des alcalins et en juin 1981 a été installé le lidar destiné spécifiquement aux mesures de température. Ce système fonctionne depuis sur un mode quasi-opérationnel, c'est à dire qu'il est mis en route et surveillé par un opérateur chaque nuit où le ciel est dégagé. En février 1991 il passera dans un mode semi-automatique, c'est à dire qu'il sera mis en route en début de nuit par un opérateur et qu'il fonctionnera ensuite automatiquement jusqu'au lever du jour ou jusqu'à ce que temps se dégrade, ce qui permettra d'augmenter sensiblement la quantité de données acquises. Il a permis d'obtenir environ 1000 nuits de mesure depuis 1978 et de constituer ainsi une base de donnée unique au monde sur la température de l'atmosphère moyenne. Ce lidar a été complété par un lidar similaire implanté au Centre d'Essais des Landes qui fonctionne depuis mars 1986 et par un lidar plus puissant embarqué sur le bateau BEM Henri Poincaré en juin 1989.

Les performances du lidar de l'OHP ont été améliorées plusieurs fois au cours des dernières années et les caractéristiques actuelles sont les suivantes. Emission: Laser Nd-YAG doublé émettant 450 mJ à 30 Hz à 532 nm; Divergence du faisceau de 1,0 $10^{-4}$ rad. Réception: Télescope de 80 cm de diamètre; Champ de vue de $2,5 \times 10^{-4}$ rad; Bande passante spectrale à la réception de 1 nm; Détection par comptage de photons; Résolution verticale de 300 m.

La précision obtenue sur les mesures dépend du compromis entre le temps d'intégration et la résolution verticale. Pour des valeurs typiques de 3 heures et 3 km la précision est meilleure que 1 K jusqu'à 70 km, de 3 K à 80 km et de 10 K à 90 km. La figure 6 présente un exemple de profil de température et de densité obtenu par le lidar de L'OHP.

**Résultats.** La base de données acquise à l'OHP et dans les autres stations permet d'aborder une large gamme d'études sur la structure et la dynamique de l'atmosphère moyenne allant des tendances à long terme jusqu'à l'activité des ondes de gravité. Nous rappellerons ici quelques résultats marquants.

Tendances à long terme et relation avec le cycle solaire: La banque de données couvre un cycle solaire de 11 ans complet (1979-1990) et il a été possible d'effectuer une première étude des tendances à long terme en séparant l'effet de l'activité solaire se traduisant par une périodicité de 11 ans de celui de l'augmentation des gaz à effet de serre se traduisant par une tendance linéaire [Hauchecorne et al., 1991]. Les résultats obtenus (Figure 7a) montrent dans la mésosphère une corrélation entre la température et le flux solaire, comme on peut s'y attendre, mais une anticorrélation dans la stratosphère, ce qui est plus surprenant. La tendance à long terme n'est pas significative dans la stratosphère (Figure 7b) mais montre un refroidissement moyen de 0,4 K/an dans la mésosphère alors que les modèles prédissent un refroidissement moyen de l'ordre de 0,2 K/an dans toute l'atmosphère moyenne. Pour interpréter ces données il faut se rappeler quelles sont locales et qu'il faut donc tenir compte de l'effet des ondes planétaires. Il faut de plus rester prudent étant donné que nous ne disposons que d'un cycle solaire de données et que la corrélation observée peut être fortuite.

<figure><img src="image_135.png" /><figcaption>Fig. 6 Profil de température comparé au modèle CIRA 85 et au profil de densité normalisé par rapport au CIRA 86 le 2 février 1988 à l'OHP.</figcaption></figure>

Climatologie et ondes planétaires: Les mesures par lidar ont permis de montrer que la propagation des ondes planétaires en hiver, qui sont à l'origine des échauffements stratosphériques, s'étendait à toute la mésosphère, les variations de température étant en général en opposition de phase entre la stratosphère et la mésosphère. La climatologie obtenue par lidar a pu être incluse dans le nouveau modèle CIRA 1986 [Chanin et al., 1990]. La principale contribution du lidar au nouveau CIRA est l'apport de la notion de variance à différentes échelles de temps qui permet une utilisation plus rationnelle des profils moyens fournis par le modèle. Cette variance présente un maximum en décembre-janvier jusque vers 70 km liée à la propagation des ondes planétaires alors qu'elle reste importante toute l'année au dessus de 70 km dans la région de déferlement des ondes de gravité. L'introduction de la notion de variance dans les modèles n'avait jamais été possible jusqu'alors, car elle implique une surveillance continue à partir d'un même site avec une haute résolution à la fois spatiale et temporelle.

Ondes de gravité: L'obtention de profils de température jusque vers 75 km pour l'étude de la propagation des ondes de gravité est possible en 15 mn d'intégration. A partir de la banque de données de plus de 10000 profils ainsi constituée il a été possible à la fois d'effectuer des études de cas et d'obtenir une climatologie de ces ondes de gravité. Les études de cas [Wilson et al., 1991a] ont montré que les perturbations de longueur d'onde verticale inférieur à 10 km observées par lidar avaient bien les caractéristiques d'ondes de gravité internes et que leur vitesse de groupe était en général montante. Les principales conclusions de l'étude climatologique par l'analyse des spectres verticaux sont les suivantes
<figure><img src="image_136.png" /><figcaption>Fig. 7 a) Corrélation entre la température et le flux solaire à 10,1 cm et b) tendance linéaire sur la température obtenue à partir des données de 1979 et 1989. L'intervalle de confiance de 95% est indiqué en pointillé.</figcaption></figure>

[Wilson et al., 1991b]: l'activité des ondes de gravité présente une variation annuelle avec un maximum en hiver; l'énergie des ondes croît avec l'altitude avec une échelle de hauteur double de celle de l'atmosphère, indiquant un dépôt d'énergie à toutes les altitudes; la portion du spectre atteignant la limite d'instabilité convective croît avec l'altitude; l'activité des ondes est fortement corrélée avec le vent à la même altitude. Ces résultats indiquent l'importance de l'orographie dans la génération des ondes de gravité et du filtrage par le vent pour leur propagation.

**Inversion de température mésosphérique.** Les profils de température obtenus par lidar Rayleigh montrent fréquemment dans la mésosphère une inversion de température pouvant atteindre 20 à 40 K d'amplitude (voir le profil de la Figure 6). Cette inversion peut persister pendant plusieurs jours et elle est souvent observée simultanément sur plusieurs sites. Une étude statistique des caractéristiques de cette inversion a été effectuée à partir de plus de 500 profils de température obtenus depuis 1981. La variation saisonnière de l'altitude de l'inversion et de sa fréquence d'apparition, avec un fort maximum en été et un maximum secondaire en hiver (Figure 8), présente beaucoup de similitude avec celles des échos des radars MST dans la mésosphère, dont nous suggérons qu'ils sont associés aux couches turbulentes générées par le déferlement des ondes de gravité [Hauchecorne et al., 1987]. La persistance pendant plusieurs jours de la couche d'inversion peut s'expliquer par le déferlement préférentiel des ondes de gravité dans cette couche, ce qui induit un dépôt continu d'énergie. La génération en hiver de telles couches d'inversion vient d'être réalisée dans un modèle 2D par Hauchecorne et Maillard [1990].

L'impact de ces couches d'inversion, qui correspondent à des trous de densité de 20 à 40 %, est particulièrement critique pour la rentrée des engins dans l'atmosphère étant donné que la zone de freinage se situe autour de 70-90 km, et tout particulièrement pour la rentrée de missiles et de l'avion spatial HERMES.

**Conclusion.** Les résultats présentés montrent l'impact que peuvent avoir les lidars Rayleigh sur la compréhension de la moyenne atmosphère. Certes ils ne remplaceront pas les données satellitaires car ils ne donneront pas l'accès à une couverture globale des phénomènes, mais ils fournissent une base de données indispensables tant pour les études de processus que pour celles de climatologie et de plus ils permettent la validation des données satellitaires qui apportent la mesure globale des mêmes paramètres. Les résultats obtenus par les

différents lidars à l'OHP depuis une dizaine d'année (Rayleigh, ozone, aérosols) ont convaincu la communauté internationale de prendre comme base ce type de lidars pour la surveillance de l'atmosphère moyenne et de faire de l'OHP la première station du réseau NDSC (Network for Detection of Stratospheric Changes) destiné à détecter d'éventuelles tendances à long terme de l'ozone et de la température dans la stratosphère.

<figure><img src="image_137.png" /><figcaption>Fig. 8 Probabilité d'apparition d'une inversion de température mésosphérique d'amplitude supérieure à 10 K ou 20 K. Les résultats sont lissés sur 30 jours.</figcaption></figure>

## Lidar ozone haute altitude

**Introduction.** Les mesures de la distribution verticale d'ozone stratosphérique effectuées à l'Observatoire de Haute Provence de façon systématique depuis 1986 s'inscrivent dans le cadre du réseau d'observation sol NDSC (Network for the Detection of Stratospheric Changes) mis en place à l'heure actuelle et destiné à calibrer les mesures satellitaires, dans le but de permettre une détection rapide des tendances évolutives de la stratosphère. En effet, d'après une étude récente [WMO, 1989], les instruments satellitaires seuls ne peuvent, malgré leur capacité à fournir une couverture globale du champ d'ozone, faire une détection précise des tendances stratosphériques en raison notamment de problèmes de dérive instrumentale. Parmi les instruments sélectionnés dans le cadre de ce réseau, le lidar seul permet une mesure directe de la concentration d'ozone strato-
sphérique et ce, avec une résolution spatiale ne dépassant pas
quelques kilomètres jusque vers 45 km d'altitude.

Principe de la mesure lidar. La mesure par lidar de la distri-
bution verticale d'ozone est fondée sur la méthode par absorp-
tion différentielle qui requiert l'émission de deux longueurs
d'onde caractérisées par une section efficace d'absorption par
l'ozone différente [Schotland, 1964]. La concentration
d'ozone est alors obtenue à partir de la dérivée logarithmique
du rapport des signaux reçus, corrigée des termes liés à la dif-
fusion Rayleigh, à la diffusion Mie et à l'absorption par
d'autres constituants. Deux types d'erreur affectent la mesure
par lidar de la distribution verticale d'ozone: l'erreur statis-
tique, directement liée au rapport signal sur bruit des signaux
reçus, qui détermine la précision de la mesure et l'erreur systé-
matique, liée aux termes de diffusion Rayleigh et Mie à
l'absorption par d'autres constituants et à l'incertitude sur la
section efficace d'absorption de l'ozone qui en définit le biais.
Dans la haute stratosphère, on assiste simultanément à la dimi-
nution de la concentration atmosphérique et de la concentra-
tion d'ozone. La conjonction de ces deux phénomènes se tra-
duit par une décroissance rapide du rapport signal sur bruit
avec l'altitude. Le choix du système expérimental pour la
mesure de l'ozone dans la haute stratosphère doit donc privilé-
gier la minimisation de l'erreur statistique. Au-dessus de 30
km, cette erreur est minimale pour une valeur de la longueur
d'onde absorbée de l'ordre de 308 nm et une valeur de la lon-
gueur d'onde de référence supérieure à 337 nm.

Système lidar de l'Observatoire de Haute-Provence. Le système lidar du Service d'Aéronomie destiné à mesurer la concentration d'ozone dans la stratosphère a été mis en place à l'Observatoire de Haute-Provence en Juillet 1985. La définition de ce système est le résultat d'études méthodologiques qui ont permis de caractériser les contraintes expérimentales de la mesure d'ozone par lidar, du sol à 50 km [Pelon, 1985]. Par ailleurs, le calcul de la concentration d'ozone nécessite l'emploi d'un filtre numérique dérivateur dont la bande passante détermine la résolution spatiale de la mesure. Afin de limiter l'erreur statistique dans la haute stratosphère, on doit dégrader la résolution spatiale de la mesure à l'aide d'un filtre passe-bas dont la fréquence de coupure varie avec l'altitude. La figure 9 représente, pour le système expérimental actuel, la variation de la résolution spatiale adoptée et de l'erreur statistique correspondante en fonction de l'altitude. L'erreur systématique qui ne dépasse pas 10 % initialement, peut quant à elle être corrigée à l'aide de modèles atmosphériques ou de mesures auxiliaires par lidar notamment (température, aérosols). Après correction, l'erreur résiduelle ne dépasse pas 3 % dans tout le domaine d'altitude [Godin, 1987].

Résultats expérimentaux. Variation saisonnière: Après plusieurs campagnes de validation entre 1985 et 1986, le système lidar a commencé à fonctionner en routine en Octobre 1986 et la base de données s'élève actuellement à plus de 250 profils. La répartition des données est maintenant suffisamment homogène sur les différents mois de l'année pour étudier la variation saisonnière de la concentration d'ozone dans le domaine d'altitude exploré. La figure 10 représente la variation saisonnière annuelle de l'ozone obtenue à l'OHP entre 1987 et 1989. On constate sur cette Figure que le maximum d'ozone est plus élevé en été qu'en hiver: des valeurs supérieures à 4 10¹² cm⁻³ sont observées pendant cette saison au-dessus de 26 km. A partir de 28-30 km, la variation saisonnière de l'ozone devient plus marquée avec un maximum en été. A tous les niveaux, on observe une variabilité plus élevée pendant les mois d'hiver. Bien que les mesures d'ozone par lidar à l'OHP correspondent à des mesures ponctuelles et non à des

<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>Fig. 9. Errur statistique et résolution spatiale correspondante pour le profil haut.</figcaption></figure>

VARIATION SAISONNIERE 03 (1987-1989)

<figure><img src="image_139.png" /><figcaption>Fig. 10 Variation saisonnière de l'ozone pour la période 1987-1989: la concentration d'ozone est exprimée en 10¹² cm⁻³</figcaption></figure>

moyennes zonales, le comportenent saisonnier de l'ozone reflète
bien l'interaction décrite actuellement par les modèles bi-dimen-
sionnels entre les processus dynamiques et photochimiques dans
un domaine d'altitude où la durée de vie photochimique de
l'ozone varie de deux ordres de grandeur. Il est à noter à ce sujet,
que la variation saisonnière de l'ozone liée à la photochimie seule,
d'après un calcul effectué à l'aide d'un modèle uni-dimensionnel
[Godin, 1987], varie de moins de 2 % au-dessous de 30 km à plus
de 15 % à 35 km avec un maximum en été.

Comparaison avec les mesures Umkehr obtenues à l'OHP:
La station géophysique de l'Observatoire de Haute-Provence fait
partie du réseau ADN (Automated Dobson Network) qui com-
prend 7 stations équipées d'un spectromètre Dobson standard
automatisé pour les mesures Umkehr. Cette situation unique
nous permet ainsi de faire une comparaison statistiquement
significative entre les mesures lidar et les mesures Umkehr effec-
tuées sur le même site. Dans le cas présent, ces dernières sont
obtenues à l'aide de 3 méthodes différentes: la méthode stan-
dard, la plus couramment utilisée et fondée sur l'utilisation de
deux couples de longueurs d'onde, la méthode short utilisant un
nombre plus important de longueurs d'onde avec parallèlement
une réduction de la durée de la mesure et enfin la méthode dite
"new conventional", de principe analogue à la méthode standard
mais utilisant un algorithme amélioré [prise en compte de la
variation avec la température des section~ efficaces d'absorption
de l'ozone, Mateer, 1965]. La figure 11 représente l'écart moyen
(Umkehr- lidar) entre les données lidar et les données Umkehr obtenues à partir de ces trois méthodes. Cette comparaison est fondée sur 33 profils d'ozone obtenus le même jour, dans la période 1985-1988. On constate que le meilleur accord entre les deux instruments est obtenu avec les données new conventional. Cette comparaison, satisfaisante du point de vue du lidar, illustre bien la nécessité de prendre en compte la variation des section efficaces d'ozone avec la température dans l'algorithme Umkehr. Ce problème doit être notamment pris en considération lors de l'utilisation des mesures Umkehr (qui, en terme de durée, constituent actuellement la base de données sol la plus importante) pour l'étude des tendances évolutives de la distribution verticale de la concentration d'ozone dans la stratosphère.

Comparaison avec les données SAGE II: L'instrument SAGE II, lancé à bord du satellite ERBS en 1984, mesure l'ozone par la méthode d'occultation solaire, exempte des problèmes d'étalonnage qui affectent en particulier SBUV, un autre instrument satellitaire permettant de mesurer la distribution verticale d'ozone dans la stratosphère. Cet avantage a pernis a SAGE de jouer un rôle important dans l'étude des tendances évolutives de la

<figure><img src="image_140.png" /><figcaption>**Fig. 11** Ecart moyen entre le lidar et les différentes mesures Umkehr (Umkehr-lidar); les barres d'erreur correspondent à l'écart-type 2 sigma de l'écart moyen.</figcaption></figure>

concentration d'ozone [WMO, 1989]. L'inconévénient de SAGE est cependant, comparativement à SBW, son faible échantillonnage spatial, qui devrait l'empêcher de jouer un rôle prédominant dans la détection ultérieure des tendances. Pour la comparaison avec le lidar, les profils SAGE ont été choisis dans un rayon de 1000 km en longitude et 500 km en latitude autour de l'OHP. L'écart moyen (SAGE - lidar), fondé sur 19 mesures effectuées le même jour, dans la période 1986 - 1989, est représenté sur la figure 12, entre 20 et 42 km. On observe un accord très satisfaisant entre les deux instruments dans le domaine 22-42 km, dans la mesure où l'écart moyen ne dépasse pas 4 %. Autour de 20 km cependant, les mesures SAGE sont inférieures aux mesures lidar d'environ 10 %. Ce dernier point est à étudier, mais avec une base de données plus importante, compte tenu de la variabilité de l'ozone dans la basse stratosphère.

**Conclusion.** Les mesures d'ozone par lidar effectuées de façon opérationnelle à l'Observatoire de Haute-Provence depuis 1986, confirme l'aptitude de tels systèmes à la surveillance continue de la concentration d'ozone dans la stratosphère. L'étude de la variation saisonnière de l'ozone obtenue par lidar met bien en évidence la transition entre une région caractérisée par un contrôle dynamique de l'ozone et une région où l'influence des phénomènes photochimiques devient

<figure><img src="image_141.png" /><figcaption>**Fig. 12** Ecart moyen entre le lidar et SAGE (SAGE-lidar); les barres d'erreur correspondent à l'écart-type 2 sigma de l'écart moyen.</figcaption></figure>

plus in importante. La comparaison avec les données Umkehr et SAGE font preuve d'un accord satisfaisant entre les différents instruments, l'accord étant cependant meilleur avec les données Umkehr new conventional qui prennent en compte la variation de la section efficace de l'ozone avec la température. Actuellement, d'autres systèmes lidar du même type sont également opérationnels, notamment en Allemagne depuis 1987 [Werner et al., 1983], aux Etats-Unis depuis 1988 [Mc Dermid et al., 1989], et au Japon depuis 1989. Le fonctionnement de ces différents systèmes et la mise à disposition des données obtenues à l'ensemble de la communauté internationale dans le cadre du réseau NDSC, devrait permettre de faire une étude fine des différents processus contrôlant l'ozone stratosphérique et d'accélérer ainsi la compréhension des phénomènes à l'origine des tendances évolutives de ce constituant.

## Lidar ozone basse altitude

L'instrument. Il est destiné à des mesures d'ozone dans la troposphère. Il utilise le principe de l'absorption différentielle (Figure 13).

L'émetteur est un laser Nd-Yag possédant une énergie de 1,2 J à 1060 nm avec un taux de répétition de 10 Hz. Deux cristaux doubleurs de fréquence sont utilisés pour convertir l'émission infrarouge d'abord dans le visible (532 nm) puis dans l'ultraviolet (266 nm) avec une efficacité globale comprise entre 8 et 10%. La mesure par absorption différentielle (DIAL) de l'ozone étant optimum pour des couples de longueur d'onde proche de 290 nm, deux cellules Raman contenant de l'hydrogène et du deuterium permettent de générer deux longueurs d'onde supplémentaires à 289-299 nm. Ce couple a été utilisé pour les mesures en troposphère libre et l'erreur systématique dûe à la présence d'aérosols (aérosols désertiques, éruptions volcaniques) reste inférieure à 5%.

Le signal rétrodiffusé est collecté par un télescope de 80 cm de diamètre pour les mesures en troposphère libre. Bien qu'une géométrie émission-réception de type coaxial permette un bon recouvrement entre le faisceau émis et le télescope pour des distances comprises entre 100 m et 3 km, une séparation entre les deux axes est retenue pour éviter l'éblouissement des photomultiplicateurs par le signal rétrodiffusé dans les très basses couches de l'atmosphère. La séparation des 2 longueurs d'onde émises est assurée par un spectromètre à réseau possédant une résolution de 3 nm et une transmission de 30%. Deux modes d'acquisition permettent la saisie des signaux délivrés par les photomultiplicateurs: deux voies analogiques utilisant un amplificateur à gain commutable et un analyseur de transitoire (12 bits, 10 MHz); deux voies comptage pour l'analyse des signaux
## SYSTEME LIDAR

<figure><img src="image_142.png" /><figcaption>Fig. 13 Schéma du système lidar DIAL.</figcaption></figure>

faibles (1024 canaux, 1 ms et une bande passante de 300 MHz).

La combinaison de ces deux modes d'acquisition permet une meilleure restitution des signaux lidar dont la dynamique dans l'UV est très importante (60 db). Le système d'acquisition permet également d'effectuer des calculs de moyenne et de variance tir à tir sur les signaux reçus. Cet ensemble d'acquisition a été entièrement réalisé au laboratoire. Le fonctionnement de l'instrument (déclenchement des lasers, lecture des informations stockées dans les mémoires des analysts de transitoires et des systèmes de comptage de photons, traitement simplifié en temps réel, stockage des fichiers sur bande magnétique) est assuré par un micro-ordinateur.

Les performances du système sont les suivantes: gamme d'altitude: 3-15 km; résolution verticale: 0,3 - 1 km; résolution temporelle: 3 - 15 min; erreur sur la concentration: 5 - 10 %.

**Résultats.** L'Observatoire de Haute Provence abrite une station de radiosondage qui permet des mesures in-situ des paramètres atmosphériques classiques, température, pression, et aussi des mesures d'ozone par sondes électrochimiques.

Des comparaisons entre les mesures des profils verticaux par sondage lidar et les mesures électrochimiques (Brewer-Mast et E.C.C.) ont eu lieu à l'OHP en 1988 et 1989. Une campagne conduite conjointement avec le laboratoire du KFA de Jülich a permis d'effectuer neuf vols comparant lidar/sonde E.C.C./sonde de Brewer. Un exemple est présenté sur la figure 14. Les mesures enregistrés par les sondes de Brewer sont systématiquement plus faibles dans la troposphère (20%) alors que les différences entre les mesures de la sonde E.C.C. et celles du lidar sont généralement faibles (10 - 15%) pour une comparaison entre un instrument embarqué sous ballon et

un profileur installé au sol (mesures in-situ pour la sonde E.C.C. et intégrées dans le temps pour le lidar).

**Conclusion.** L'Observatoire de Haute Provence (44°N, 700 m ASL) fait partie du réseau européen (Troposphérique Ozone Research) qui regroupe 5 stations effectuant des mesures du profil vertical d'ozone dans la troposphère. Ces stations viennent s'ajouter aux 17 autres sites de mesures au sol et doivent permettre de mieux comprendre les processus qui dominent le bilan de l'ozone dans la troposphère mais aussi d'évaluer les tendances à long terme (5 - 10 ans). Le développement du lidar s'est effectué dans le cadre EUROTRAC/TESLAS. Les mesures troposphériques seront également incorporées à la base de données du NDSC (Network for Detection of Stratospheric Changes).

<figure><img src="image_143.png" /><figcaption>Fig. 14 Comparaison des mesures de concentration d'ozone obtenues avec une sonde de Brewer, une sonde ECC et le lidar DIAL</figcaption></figure>
CONCLUSION GENERALE

L'Observatoire de Haute Provence permet grâce à ses instru-
ments optiques une étude de la température et de la dynamique
de l'atmosphère neutre depuis la tropopause jusqu'à la thermo-
sphère. Différentes méthodes optiques sont utilisées, certains
domaines d'altitude étant d'ailleurs couverts par des méthodes
différentes. Les précisions sont limitées le plus souvent par le
bruit de photons et non par les instruments eux-mêmes. Il est
donc possible de faire des compromis entre la résolution tem-
porelle et la précision. Ainsi dans la thermosphère pour une
période d'intégration de 2 mn, la précision est de 5 K sur la
température et de 5 ms⁻¹ sur la vitesse pour l'instrument
MICADO. Pour une durée d'intégration de 3 heures la tempé-
rature est obtenue jusqu'à 70 km par le lidar Rayleigh avec une
 précision de 1 K. Deux instruments lidar complémentaires per-
mettent l'obtention de profils d'ozone jusqu'à 50 km.

Les instruments fonctionnent de nuit, certains nécessitant
en outre l'absence de lune. Ils sont automatiques ou semi-
automatiques, permettant de longues séries de mesures. Ont
été mises en évidence: les variations diurnes du vent thermo-
sphériques; la propagation des ondes planétaires étendue en
hiver à toute la mésosphère; la propagation d'ondes de gravité
avec leurs caractéristiques; l'inversion de température mésо-
sphérique; les variations siasonnières de l'ozone.

Ces instruments participent à des réseaux. Ils seront utili-
sés pour fournir durant la mission Upper Atmosphere
Research Satellite des mesures de validation et des mesures
complémentaires à celles du satellite.

REFERENCE

Ancellet, G., A. Papayannis, J. Pelon and G. Megie, Tropospheric ozone lidar measurements, in *NATO workshop on tropospheric ozone*, Lillehammer, Norway, D. Reidel, 1987.

Ancellet, G., A. Papayannis, J. Pelon and G. Megie, DIAL tropospheric ozone measurement using a Nd:YAG laser and the Raman shifting technique, *J. Atm. Ocean. Tech.*, **5**, 832-839, 1989.

Bouchareine, P. and P. Connes, Interferometer with compensated field for Fourier transform spectroscopy, *J. Phys.*, **24**, 134-138, 1963.

Chanin, M.L., and A. Hauchecorne, Lidar studies of temperature and density using Rayleigh scattering, *MAP Handbook*, 13, 87-99, 1984.

Chanin, M.L., A. Garnier, A. Hauchecorne and J. Porteneuve, A Doppler lidar for measuring winds in the middle atmosphere, *Geoph. Res. Lett.*, **16**, 1273-1276, 1989.

Chanin, M.L., A. Hauchecorne and N. Smires, Contribution to the New Reference Atmosphere from Ground-Based Lidar, *Advance in Space Research*, **12**, 211-216, 1990.

De Luisi, J.J., Shortened Version of the Umkehr method for observing the vertical distribution of ozone, *Appl. Opt.*, **18**, 3190-3197, 1979.

Garnier, A., Etude, développement et premiers résultats d'un nouveau lidar Doppler destiné à la mesure des vents dans l'atmosphère moyenne, *Thèse de doctorat de l'Université PARIS-SUD*, Paris, 1990.

Godin, S., Etude expérimentale par télédétection laser et modélisation de la distribution verticale d'ozone dans la haute stratosphère. *Thèse de Doctorat de l'Université Pierre et Marie Curie, Paris*, 1987.

Godin, S., G. Mégie, and J. Pelon, Systematic lidar measurements of the stratospheric ozone distribution, *Geophys. Res. Lett*, **16**, 547-550, 1989.

Hauchecorne, A. and M.L. Chanin, Density and temperature profiles obtained by lidar between 35 and 70 km, *Geophys. Res. Lett.*, **7**, 565-568, 1980.

Hauchecorne, A. and M.L. Chanin, A mid-latitude ground-based lidar study of stratospheric warmings and planetary wave propagation, *J. Atmos. Terr. Phys.*, **44**, 577-583, 1982.

Hauchecorne, A., M.L. Chanin and R. Wilson, Mesospheric tempera-
ture inversion and gravity wave breaking, *Geophys. Res. Lett*, 14,

933-936, 1987.

Hauchecorne, A. and A. Maillard, A 2-D dynamical model of mesospheric temperature inversions in winter, *Geophys. Res. Lett*, **17**, 2197-2200, 1990.

Hauchecorne, A., M.L. Chanin and P. Keckhut, Climatology and trends of the middle atmospheric temperature (33-87 km) as seen by Rayleigh lidar over the South of France, soumis à *J. Geophys. Res.*, 1991.

Hersé, M., G. Moreels and J. Clairemidi, Waves in the OH emissive layer: Photogrammetry and topography, *Applied Optics*, **19**, 355-362, 1980.

Hersé, M., G. Thuillier, G. Camman, J.L. Chevassut and M. Fehrenbach, Ground based instrument for observing near IR night-glow inhomogeneities at zenith and throughout the sky, *Applied Optics*, **28**, 3944-3949, 1989.

Mateer, C. L., On the Information Content of Umkehr Observations, *J. of Atmos. Sci.*, **22**, 370, 1965.

McCormick, M.P., J.M. Zawodny, R.E. Veiga, J.C. Larsen, and P.H. Wang, An Overview of SAGE I and SAGE II Ozone Measurements, *Planet. Space. Sci.*, **37**, 1567-1586, 1989.

McDermid, I. S., S. Godin, and L. O. Lindqvist, Ground Based Laser Dial System for Long Term Measurenents of Stratospheric Ozone, submitted to *Appl. Opt.*, 1989.

Moreels, G. and M. Hersé, Photographic evidence of waves around the 85 km level, *Planet. Space Sci.*, **25**, 265-273, 1977.

Papayannis, A., Etude expérimentale de la distribution verticale de l'ozone dans la troposphère par télédétection laser: Application aux échanges stratospère-troposphère et à la physicochimie de la couche limite atmosphérique, *Thèse de l'Université Paris 7*, 1989.

Papayannis, A., G. Ancellet, Pelon J. and G. Megie, Multiwavelength lidar for ozone measurements in the troposphere and the lower stratosphere, *Applied Optics*, **29**, 467-476, 1990.

Pelon, J., Distribution Verticale de l'Ozone dans la Troposphère et la Stratosphère Etude expérimentale par télédetection laser et application aux échanges Troposphère-Stratosphère, *Thèse d'état*, *Paris*, 1985.

Sasano, Y., Present status of the laser radar application to air pollution sutides, *Rev. Laser Eng.*, **17**, 310-319, 1989.

Schotland, R.M., The determination of the vertical profile of atmospheric gases by means of a ground based optical radar. *Proceedings of the 3rd Symposium on Remote Sensing of the Environment*, Ann Arbor, U.S.A., 1964.

Thuillier, G. and G. Shepherd, A fully compensated Michelson interferometer of fixed path difference, *Applied Optics*, **24**, 1599-1603, 1989.

Thuillier, G., C. Lathuillère, M. Hersé, C. Senor, W. kofman, M.L. Duboin, D. Alcaydé, F. Barlier and J. Fontanari, Co-ordinated EISCAT-MICADDO interferometer measurements of neutral winds and temperature in E and F-regions, *J. Atm. Ter. Phys.*, **52**, 625-636,1990.

Thuillier, G. and M. Hersé, A thermally stable field compensated Michelson interferometer for measurements of temperature and wind of the planetary atmosphere, *Applied Optics*, (sous presse), 1991.

Thuillier, G., J. Christophe, G. Azria, M. Hersé, V. Fauliot, F. Girod, B.H. Solheim; C. Fratter, J.P. Thouvenin, Simulation of the WINDII experiment Data to be flown on the UARS/NASA satellite, Soumis à *Simulation*, 1991.

Uchino, O., M. Maeda, J. Kohno, T. Shibata, C. Nagasawa, and M. Hirono, Observation of Stratospheric Ozone Layer by XeCl Laser Radar, *Appl. Phys. Lett.*, **33**, 807, 1978.

Werner, J., K. U. Rothe, and H. Walther, Monitoring of the Stratospheric Ozone layer by Laser Radar, *Appl. Phys. B.* **32**, 113-118, 1983.

Wilson, R., M.L. Chanin and A. Hauchecorne, Gravity waves in the middle atmosphere by Rayleigh Lidar, Part. 1: Case studies. *J. Geophys. Res.*, sous presse, 1991a.

Wilson, R., M.L. Chanin and A. Hauchecorne, Gravity waves in the middle atmosphere by Rayleigh Lidar, Part. 2: Climatology, *J. Geophys. Res.*, sous presse, 1991b.

WMO,: Scientific Assessment of Stratospheric Ozone, Genève, 1989.
<figure><img src="image_144.png" /></figure>
# LES EMISSIONS RADIO ELECTRIQUES PLANETAIRES

PHILIPPE LOUARD

Centre National d'Etudes des Télécommunications

Centre de Recherche en Physique de l'Environnement Terrestre et Planétaire

38-40 rue du général Leclerc

92131 Issy les moulineaux Cedex

Trente ans après leur découverte, la génération de rayonnements radio électriques non thermiques par les magnétosphères planétaires est maintenant un phénomène relativement bien compris. Un mécanisme de génération, le maser cyclotron, rend compte de bien des caractéristiques de ces émissions et s'est donc progressivement imposé. Le satellite Viking, premier à explorer les régions source du rayonnement terrestre avec une instrumentation complète, a permis de préciser le scénario d'émission. En particulier, l'énergie libre utilisée par le maser a pu être identifiée et son mécanisme de formation établi. Enfin, dans certains cas, notre connaissance de ce type de rayonnements non thermiques peut être suffisamment précise pour qu'il devienne possible de les utiliser à des fins de diagnostic. La détermination de l'anomalie du champ magnétique de Saturne en est un exemple.

After more than thirty years of observations and theorical developments, the generation of the non thermal radio emissions of the planetary magnetospheres is now relatively well understood. A mechanism, the cyclotron maser instability, seems to adequately explain the observations and is widely admitted as a quite plausible generation process. Recently, owing to the observations made by the spacecraft VIKING in the source of the radiations itself, their scenario of generation has been greatly improved. In particular, it has been recognized that the source corresponds precisely to an acceleration region and the free energy used by the maser has been identified. Finally, in a few cases, it appears now that our knowledge of the planetary emissions is sufficiently precise to make them a useful tool for the study of the structure of the magnetosphere of the emitter. An example is the determination of the Saturn magnetic field anomaly from the interpretation of its radio emission.

## INTRODUCTION

Un des nombreux acquis de l'exploration du système solaire par les sondes Voyager 1 et 2 a été de montrer que toutes les planètes magnétisées possédant une atmosphère dense (la Terre, Jupiter, Saturne, Uranus et Neptune) étaient des émetteurs relativement puissants d'ondes radio électriques. Pour chacune de ces planètes, on peut distinguer deux types d'émissions: celles qui proviennent des régions équatoriales des magnétosphères et celles, beaucoup plus puissantes, qui sont engendrées dans les régions polaires (zones aurorales). La communauté française des magnétosphériens est forte-ment impliquée dans l'étude de ces émissions aurorales (laboratoires du CRPE, du DASOP, du DESPA et du LPCE) aussi, vont-elles être au centre de cet article.

En dépit des profondes différences qui existent entre les magnétosphères des différentes planètes, ces émissions ont en commun certaines caractéristiques:

- Elles sont extrêmement brillantes. A titre d'exemple, pour rendre compte de l'intensités de l'émission décamétrique de Jupiter par un mécanisme thermique (gyrosynchrotron), il faudrait admettre que le milieu émetteur possède une température supérieure à $10^{17}$ K. Ceci est évident irréaliste et, force est d'admettre que des mécanismes non thermiques sont à l'origine de ces rayonnements.

- Ces émissions sont sporadiques, polarisées et leurs spectres dynamiques présentent une forte organisation, tant en fréquences qu'en temps. Certains de ces spectres dynamiques sont représentés sur la figure 1. On peut y remarquer en particulier la multiplicité des échelles de temps, de la dizaine d'heures (période de rotation de la planète) jusqu'à quelques

fractions de secondes ainsi que la finesse des structures spectrales ($\Delta\omega/\omega<10^{-3}$). La polarisation est essentiellement circulaire avec cependant, dans quelques cas, une petite composante linéaire. Cette organisation des rayonnements est un indice supplémentaire de leur caractère non thermique.

- Lorsque des mesures précises ont pu être réalisées (c'est à dire essentiellement dans le cas de la terre), il est apparu que ces rayonnements proviennent de régions où le plasma est peu dense mais fortement magnétisé ($\omega p/\omega c <<1$ où $\omega p$ est la fréquence plasma électronique et $\omega c$ la gyrofréquence électrique). Leur fréquence de génération est proche de la gyrofréquence, ce qui, étant données les intensités des champs magnétiques planétaires, correspond à des ondes kilométriques (sauf dans le cas de Jupiter, planète plus fortement magnétisée dont la composante radio la plus puissante est décamétrique). Mis à part Jupiter, ces rayonnements sont émis en-dessous de la fréquence de coupure ionosphérique et par conséquent, ils ne peuvent pas être observés par des moyens au sol. Enfin, il a pu être montré qu'au voisinage de la région de génération, la direction de propagation des ondes est quasi perpendiculaire aux lignes du champ magnétique.

- Les plasmas étant des milieux dispersifs, les ondes s'y propagent sur différents modes. Dans le domaine des hautes fréquences (lorsque seule la dynamique des électrons joue un rôle), on peut distinguer 3 modes de propagation (Mode Z, O et X, Figure 2). La composante dominante des émissions aurorales se propage sur le mode X.

L'ensemble de ces points communs suggèrent qu'un mécanisme de génération unique pourrait être à l'origine des rayonnements auroraux. Il faut noter qu'un tel mécanisme n'aurait pas forcément son domaine d'action réduit aux seules émis-
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JUPITER

V-2 JULY 16, 1979

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Fig. 1 Spectres dynamiques des émissions non thermiques aurorales de la Terre (haut) et de Jupiter (bas). Les échelles de temps ne sont pas les mêmes pour montrer la multiplicité des structures qui apparaissent.

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Fig. 2 Diagramme de dispersion des ondes de hautes fréquences se propageant dans un plasma fortement magnétisé perpendiculairement au champ magnétique statique. La zone intéressant les rayonnements auroraux est représentée.

sions planétaires. En effet, certaines émissions solaires (spike bursts) sont très comparables aux émissions planétaire: elles sont, elles aussi, sporadiques, polarisées, très brillantes et ne seraient donc explicables que par des mécanismes de type non thermiques. Ajoutons qu'elles proviennent vraisemblablement du pied des arches coronales où le plasma est fortement magnétisé. Pour finir, certaines étoiles (flare stars ou étoiles à éruptions) seraient également capables d'émettre des rayonnements radio non thermiques mais il est encore trop tôt pour établir, dans leur cas, une analogie avec les émissions planétaires.

D'un point de vue plus global, remarquons que ces émissions non thermiques sont liés à des phénomènes brutaux de réarrangement de la configuration magnétique de l'environnement de l'astre émetteur. Dans le bilan énergétique de tels phénomènes (sous-orage dans le cas des planètes, éruptions ou flares dans le cas du soleil et des étoiles), la part prise par les émissions radio est vraisemblablement marginale. Leur étude est cependant un moyen très précieux de recueillir des informations sur le déroulement dynamique de ces phénomènes "explosifs".
Un préalable indispensable à l'utilisation des ondes radio à des fins de diagnostics est bien sûr la détermination de leur mécanisme d'émission. On peut distinguer deux cas de figure suivant que le plasma de la région de génération est faiblement ou fortement magnétisé. Ici, nous ne parlerons que du dernier cas (il correspond aux émissions planétaires) et nous présenteront le mécanisme de génération que la communauté admet être le plus vraisemblable. A l'aide des mesures faites par le satellite Viking, nous étudieront ensuite le cas particulier de l'émission terrestre (appelée AKR) et enfin, nous terminerons avec une illustration de ce que peut apporter l'analyse des émissions radio non thermiques dans l'étude du magnétisme des objets lointains.

## UN MECANISME D'EMISSION NON THERMIQUE: LE MASER CYCLOTRON

Ainsi qu'il est apparu dans l'introduction, seul des mécanismes de génération de type non thermique sont susceptibles de rendre compte des caractéristiques des émissions planétaires. Sans entrer dans les détails, le principe de base de ces mécanismes d'émission est toujours, d'une manière ou d'une autre, la conversion d'une énergie "libre" présente dans le milieu en énergie électromagnétique. Ces mécanismes diffèrent évidemment par leur processus de conversion et par le type d'énergie libre qu'ils utilisent. Celle-ci peut, par exemple, se manifester par des écarts dans les fonctions de distribution des particules ou dans la répartition spectrale de l'énergie électromagnétique par rapport à la situation d'équilibre thermodynamique, le mécanisme de conversion apparaissant alors être un moyen de retour à l'équilibre thermodynamique pour le système physique considéré. Du point de vue qui est ici le notre, ce retour à l'équilibre présentera un intérêt s'il correspond à une transformation de l'énergie libre en une énergie électromagnétique concentrée sur des modes électromagnétiques capable de rayonner à l'extérieur du plasma. Dans le cas où cette énergie libre est une inversion de population dans les fonctions de distribution, ce type de mécanisme est, dans son principe, tout à fait analogue aux masers de laboratoire.

En guise d'illustration, prenons l'exemple simple de la propagation d'un faisceau de particules dans un plasma (Figure 3). La fonction de distribution va alors posséder une "bosse" qui est la marque d'un écart par rapport à l'équilibre thermodynamique (plus précisément, les pentes positives $df/dv>0$ de la fonction de distribution vont être les indications de cet écart). Dans un milieu collisionnel, le retour à l'équilibre thermodynamique se fait par le jeu des collisions. Dans un milieu non collisionnel (c'est le cas des plasmas magnétosphériques), les collisions ne jouent qu'un rôle minime et c'est une intéraction de nature électromagnétique entre les ondes et les particules qui permet le retour à l'équilibre. Intuitivement, le mécanisme peut être perçu ainsi:

Si on prend en compte le fait qu'une onde électromagnétique se propageant dans un plasma a tendance à accélérer les particules se déplaçant légèrement moins vite qu'elle et à ralentir les plus véloces, un raisonnement simple permet de conclure qu'une onde ayant une vitesse de phase appartenant à un domaine en vitesse où $df/dv<0$ va accélérer plus de particules qu'elle n'en ralentit et perdra donc de l'énergie au profit des particules. La situation est inverse si la vitesse de phase de l'onde appartient à un domaine où $df/dv>0$, l'onde gagnant alors de l'énergie au détriment des particules. Le milieu va se

<figure><img src="image_148.png" /><figcaption>Etat final: fonction de distribution stable</figcaption></figure>

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Fig. 3 Evolution d'une fonction de distribution instable (intéraction faisceau-plasma).

comporter comme un amplificateur pour ces ondes qui vont pouvoir atteindre éventuellement un très fort niveau. Au bout du compte, l'intéraction aura contribué à "raboter" les accidents de la fonction de distribution. L'énergie libre initiallement disponible aura disparue pour se retrouver en partie dans le spectre électromagnétique.

Un des mécanismes actuellement proposé pour expliquer les rayonnements planétaires et qui semble bien rendre compte de leurs caractéristiques repose sur ce principe. Le maser cyclotron [Wu et Lee, 1979] est en effet un processus d'amplification des ondes électromagnétiques qui permet de convertir l'énergie libre contenue dans une inversion de population en vitesse perpendiculaire au champ magnétique statique ($df/dv_⊥>0$) en énergie électromagnétique. Une étude plus détaillée permet de comprendre pourquoi ce mécanisme est bien adapté à l'explication des rayonnements radio planétaires.

Dans un plasma magnétisé, le mouvement des particules est hélicoïdal avec pour axe le champ magnétique statique. Intuitivement, des considérations de symétrie permettent donc de penser que les phénomènes dynamiques liés à l'intéraction des ondes avec les particules vont essentiellement jouer dans la direction de $B_0$ et dans le plan perpendiculaire à cette direction. Dans le cas d'une propagation perpendiculaire (situation qui est conforme aux observations), la polarisation des ondes reflète cet état des choses puisque, les deux modes qui se couplent au mode du vide (les deux modes supralumineux X et O) correspondent soit à un champ électrique dans la direction de $B_0$ (cas du mode O) soit à un champ perpendiculaire tournant dans le sens des électrons (cas du mode X). A ces deux polarisations sont associés des processus d'intéraction ondes-particules bien différents. L'étude linéaire de l'intéraction ondepar particules montre que l'échange d'énergie se fait essentiellement
ment aux niveau des particules résonnantes, seules capables de rester en phase avec l'onde. Pour une onde polarisée suivant $B_0$, la relation de résonance s'écrit: $ω-k_{‖}v_{‖}=0$ alors que pour une polarisation perpendiculaire, la relation de résonance est: $ω-k_{‖}v_{‖}-ωc/Γ=0$ (Γ, le facteur relativiste de Lorentz est à retenir car essentiel pour ce type d'intéraction). La première relation ne peut simplement pas être satisfait pour une onde supralumineuse. Une onde sur le mode 0, dans ce cas particulier, n'interagit donc pas avec les particules et ne peut donc pas être amplifiée. A l'opposé, en raison de sa polarisation perpendiculaire, une onde sur le mode X interagit avec les électrons par la relation de dispersion du second type. Celle-ci peut être satisfait et il y a alors un échange d'énergie "perpendiculaire" ($E_⊥=1/2mV_⊥^2$) entre l'onde et les particules. Dans le mesure où le milieu possède une énergie libre disponible sous la forme d'une inversion de population en direction perpendiculaire ($df/dv_⊥>0$), des ondes se propageant selon le mode X peuvent donc être amplifiées. De telle inversions de population en direction perpendiculaire sont effectivement rencontrées dans le plasma des zones aurorales.

Ce mécanisme a l'avantage d'expliquer simplement les observations. En effet, comme le montre l'équation de résonance, dans un plasma faiblement relativiste (Γ#1) et pour une propagation quasi perpendiculaire, les fréquences instables sont proches de la gyrofréquence. Pour que le mode X puisse être instable, il faut donc qu'il ait la possibilité de se propager au voisinage de cette fréquence. Les calculs de relation de dispersion montre que cela n'est possible que si la fréquence plasma est petite devant la gyrofréquence (voir la figure 2).

Comme nous le voyons, les caractéristiques favorables à l'action du maser semblent exister dans les zones aurorales (existence de $df/dv_⊥>0$, $ωp/ωc <<1$). Ce mécanisme amplifie alors des ondes dont les propriétés sont conformes aux observations (mode X, en direction quasi perpendiculaire et à des fréquences proches de la gyrofréquence). L'ensemble de ces circonstances favorables explique évidemment le succès de ce mécanisme auprès de la communauté.

Pour résumer, les caractéristiques des rayonnements non thermiques des magnétosphères reflètent, dans une certaine mesure, les propriétés de symétrie des plasmas qui les ont fait naître: leur direction de propagation est l'une des directions priviliégées du milieu (la direction perpendiculaire), leur polarisation est également perpendiculaire (le vecteur champ électrique tournant dans le sens des électrons) et leur fréquence de génération est proche d'une fréquence caractéristique du plasma (la gyrofréquence électronique). Le mécanisme maser cyclotron respecte ces propriétés de symétrie. On peut y voir une des raison de son efficacité.

Ceci étant acquis, nous sommes encore bien loin d'une théorie un peu complète de la génération des rayonnements non thermiques. En effet, il faut encore préciser les conditions de fonctionnement du maser et surtout, découvrir et comprendre le mécanisme de formation de l'énergie libre qu'il utilise. Nous allons voir maintenant comment les mesures du satellite VIKING ont pu permettre de répondre en partie à ces questions.

## EXPLORATION DES REGIONS SOURCES DE L'AKR

Le satellite suédois VIKING, lancé en 1986, a été spécialement conçu pour explorer les zones aurorales terrestres. Grâce à son orbite polaire (98,8° d'inclinaison) et à son apogée de 13500 km, VIKING a pu réaliser les premières mesures à

<figure><img src="image_150.png" /></figure>

<figure><img src="image_151.png" /><figcaption>Fig. 4 Observations ondes et particules du satellite VIKING, au voisinage et dans une région source du rayonnement radio terrestre.</figcaption></figure>

l'intérieur même des sources de rayonnement avec une instrumentation complète (mesure du spectre électromagnétique, mesure des fonctions de distribution des particules et camera UV permettant de repérer la trace des précipitations électriques dans la haute atmosphère).

Sur la figure 4, des mesures ondes et particules, au voisinage immédiat et pendant la traversée d'une source, sont présentées.

Les données ondes (ici la composante électrique) sont mises sous la forme d'un spectre dynamique. On peut distinguer deux types de rayonnement: une composante à basses fréquences (<50 kHz) appelée "souffle auroral", composée d'ondes électrostatiques dont la coupure haute-fréquence est égale à la fréquence plasma locale et, une émission électromagnétique à plus hautes fréquences, située au dessus de la gyrofréquence électronique (trace aux alentours de 150 kHz). Il s'agit du rayonnement auroral terrestre (AKR pour Auroral Kilometric Radiation). Sur la période de temps allant de 6:28:15 à 6:29:15, on peut remarquer que la coupure basse-fréquence de l'AKR passe par un minimum et devient tangente à la gyrofréquence. Puisque ceci s'accompagne d'une intensification du rayonnement, cet intervalle de temps correspond à la source de l'émission.

On peut vérifier que ces observations sont conformes aux caractéristiques générales données dans l'introduction. En effet, le rayonnement est bien émis au voisinage de la gyrofréquence (ici, à la précision de la mesure près, on ne peut même pas séparer la fréquence de génération de la gyrofréquence). De plus, une étude de tracé de rayon montre que la forme "en bol" de l'enveloppe de l'émission est en accord avec une direction de propagation des ondes quasi perpendiculaire. Enfin, l'analyse de la polarisation permet de conclure que la composante dominante du rayonnement est bien le mode X.
Avant de s'intéresser directement aux données particules, on peut remarquer que la traversée de la source s'accompagne d'une disparition du souffle auroral, sa coupure HF passant en dessous du domaine de mesure de l'expérience (9 kHz). Comme cette coupure est la fréquence plasma, cela signifie que la densité du plasma dans les régions sources est fortement réduite par rapport aux régions extérieures (un facteur 10!). L'étude des spectres en énergie permet de préciser ces transformations.

Sur les données concernant les électrons, on voit que, de manière paradoxale, la source correspond à une diminution de l'énergie maximale des électrons. Cette énergie est associée à des faisceaux descendants et passe de 10 keV en dehors de la source, à moins de 5 keV dans la source. Ceci s'accompagne d'une disparition des électrons de plus basses énergies (moins de 1 keV). Simultanément, les spectres ioniques montrent que, dans la source, la population ionique est constituée de faisceaux parallèles, remontant le long du champ magnétique, avec une énergie de l'ordre de 5 keV.

Ces observations s'interprètent simplement si on imagine que les équipotentielles du champ accélérateur ont une forme en V ou en U (Figure 5). Ainsi, au voisinage de la source, la différence de potentiel qui accélère les électrons vers le bas est entièrement située au dessus du satellite. Par contre, dans la source, elle s'est répartie au dessus et au dessous du satellite, d'où la diminution de l'énergie des faisceaux électroniques et l'apparition des faisceaux ioniques. En d'autres termes, la région source du rayonnement non thermique correspond à une région d'accélération et, on peut vérifier à l'aide de la caméra UV que cette région d'accélération est connectée, par le champ magnétique, aux arcs auroraux.

Nous n'allons pas ici discuter en détails le rôle que joue le champ électrique dans la génération du rayonnement (voir la bibliographie). Disons simplement qu'il permet, d'une part, de créer les conditions favorables au fonctionnement du mécanisme maser cyclotron en évacuant les particules de faibles énergies (baisse de la densité) et, d'autre part, de fabriquer l'inversion de population utilisée par le mécanisme d'amplification. Le premier point a déja été noté. Le second point peut être illustré à l'aide des mesures des fonctions de distribution électroniques. Deux de ces fonctions sont représentées sur la figure 6. Elles ont été acquises pendant l'orbite 849 et correspondent donc aux spectres de la figure 4. La distribution de gauche a été mesurée dans la source, celle de droite en dehors, dans une région où il n'y a pas trace d'accélération. L'axe $V_‖$ est orienté vers le ciel. Les différences entre ces deux distributions sont particulièrement évidentes. La distribution de droite n'est qu'une Maxwellienne sur laquelle existe une petite déplétion dans la région de Vz négatif et de Vx proche de 0. Cette déplétion correspond à une perte de particules dans les régions denses de l'ionosphère (cône de perte). Notons qu'elle se traduit par l'existence d'une inversion de population en vitesse perpendiculaire. Traditionnellement, c'est à l'existence de ce type d'énergie libre que l'on attribue le déclenchement de l'instabilité maser cyclotron. Comparée à cette Maxwellienne, la distribution observée dans la source se différencie nettement sur deux points: d'une part, elle présente un déficit dans le nombre de particules de faible énergie (son "sommet" est plus pointu que celui de la distribution de droite) et, d'autre part, elle possède une forte accumulation de particules en direction perpendiculaire qui se traduit par l'existence d'un "plateau". On peut montrer que les électrons qui appartiennent à cette région de l'espace des phases ($V_⊥$ élevées, $V_‖$ faibles) sont piégés dans la région d'accélération entre leur

point mirroir magnétique (lié à la non-homogénéité du champ magnétique) et un point de répulsion d'origine électrostatique. Toute variation temporelle de la différence de potentiel va entraîner le piégeage d'électrons supplémentaires, ce qui va se traduire par la création de pentes positives ($df/dv_⊥>0$) dans la fonction de distribution. Cette énergie libre, concentrée à $V_⊥$ élevées et $V_‖$ faibles, est tout à fait différente de l'énergie libre usuellement utilisée, qui est associée au cône de perte.

En résumé, grâce aux observations du satellite VIKING, la source d'énergie libre utilisée par le mécanisme non thermique d'émission d'ondes a pu être clairement identifiée et il semble donc, aujourd'hui, que nous puissions édifier une théorie relativement complète de la génération du rayonnement kilométrique terrestre. Ce modèle fait jouer un rôle central à l'instabilité maser cyclotron et associe clairement, comme l'indique les observations, le déclenchement de cette instabilité à l'existence d'un potentiel accélérateur dans la région source. Ce point est nouveau et relativement important. En effet, il indiquerait (si le modèle développé pour la terre est généralisable), que les émissions radio non thermiques proviennent du coeur même des zones d'accélérations et que, par conséquent, leur étude peut donner des informations sur l'origine même des phénomènes impulsifs qui secouent régulièrement l'environnement magnétisé des planètes, du soleil et des étoiles.

A titre d'exemple d'utilisation des émissions non thermiques planétaires, nous allons montrer comment, dans le cas de l'émission de Saturne, on a pu, par l'interprétation des observations, déduire certaines caractéristiques du champ magnétique intrinsèque de cette planète. Ceci va également nous obliger à apporter quelques précisions supplémentaires sur le mécanisme de génération.

<figure><img src="image_152.png" /><figcaption>Fig. 5 Représentation schématique d'une région source telle qu'elle apparaît au travers des mesures de VIKING.</figcaption></figure>
(a)

<figure><img src="image_153.png" /></figure>

(b)

<figure><img src="image_154.png" /></figure>

Fig. 6 Fonctions de distribution électroniques mesurées hors (a) et dans (b) la source.

UNE APPLICATION DE L'ETUDE DES RAYONNEMENTS NON THERMIQUES: LA MESURE DE L'ANOMALIE MAGNETIQUE DE SATURNE

Dans l'état actuel de nos connaissances, on ne peut raison-
nablement utiliser les observations d'ondes radio aurorales à
des fins de diagnostics que si ces observations constituent une
base de données importante et que, de plus, la structure et
l'organisation de l'environnement de l'astre émetteur est rela-
tivement bien comprise. La première de ces conditions élimi-
ne (pour l'instant) les étoiles et les planètes les plus lointaines
(Uranus et Neptune) qui n'ont été explorées qu'un très court
laps de temps par la sonde Voyageur 1. Par conséquent, nous
n'avons des renseignements abondants que sur les émissions
solaires, joviennes et saturniennes (on exclui ici le cas de la
Terre). Les deux premières proviennent de milieux complexes
(les régions basses de la couronne solaire et la magnétosphère
de Jupiter) dont la structure est encore très mal comprise. A
l'inverse, la magnétosphère de Saturne semble moins com-
plexe (champ magnétique essentiellement dipolaire et aligné
avec l'axe de rotation de la planète, pas de rôle des satellites
dans le contrôle de la dynamique de la magnétosphère...) et,
reflet de cette moindre complexité (qui n'est peut-être
qu'apparente), les émissions saturniennes ne présentent pas
une multiplicité de structures et ont vraisemblablement toutes
la même origine. Ainsi, on a pu montrer qu'elles étaient

émises à hautes latitudes (80°) et du coté jour (midi local).

Lorsqu'on fait une étude statistique de cette émission, un pro-
blème apparaît. En effet, ainsi que l'ont montré Gallopeau et al.
[1989], le rayonnement de Saturne possède une modulation systé-
matique, la coupure HF de cette émission variant de manière
périodique avec la rotation de la planète. Cette observation est
difficilement compatible avec un modèle de magnétosphère à
symétrie cylindrique (champ dipolaire aligné avec l'axe de rota-
tion) et on doit admettre que la modulation de l'émission est due
au passage, à midi local, d'une région particulière de la magnéto-
sphère qui possède des caractéristiques autorisant la génération
du rayonnement à de plus fortes fréquences.

Si on retient le mécanisme maser cyclotron comme proces-
sus de génération du rayonnement, il est possible de proposer
un modèle pour expliquer cette modulation. En effet, on peut
montrer (ceci a déja été évoqué) que la grandeur ωp/ωc est
un paramètre primordial pour l'action du maser. Plus exacte-
ment, dans un milieu non homogène, Le Quéau et al. [1985]
ont remarqué qu'il n'y avait plus de possibilité de résonance
efficace entre les électrons et des ondes se propageant sur le
mode X si ce rapport devenait supérieur à 0.15. En région
aurorale, on sait que ce rapport, très petit loin de la planète,
augmente lorsqu'on s'en rapproche. Puisque le rayonnement
est produit à la gyrofréquence électronique locale, les ondes
de plus hautes fréquences sont donc celles qui sont produites
dans les régions les plus basses et, par conséquent, la coupure
HF va correspondre à la gyrofréquence de la couche où ωp/ωc
est égal à 0.15. Selon ce modèle, la modulation de la coupure
va être associée à une variation du rapport ωp/ωc avec la lon-
gitude. Il n'y a pas de raison à priori pour qu'une région bien
déterminée de l'ionosphère de Saturne présente une forte
variation de densité par rapport aux régions avoisinantes
aussi, l'hypothèse la plus simple est d'attribuer la modulation
du rapport à une variation du champ magnétique avec la lon-
gitude. Ceci signifie que le champ magnétique de Saturne
n'est pas strictement dipolaire mais qu'il possède une anoma-
lie. A l'aide d'un modèle de la répartition du plasma,
Gallopeau et al ont pu calculer cette anomalie (Figure 7). Elle
est suffisamment importante pour correspondre à une varia-
tion de 100 % à la surface de la planète par rapport au modèle
strictement dipolaire! Cependant, étant d'un ordre élevé (qua-
drupolaire), elle ne pouvait pas être détectée par les sondes
Voyageur qui sont passées trop loin de la planète. Notons que
l'existence d'anomalies dans le champ magnétique d'un pla-
nète géante, non rocheuse et à priori homogène, ne va pas
sans poser des problèmes du point de vue des théories de
génération de ces champs.

CONCLUSION

Après plus d'une vingtaine d'années d'efforts, tant obser-
vationels que théoriques, un modèle relativement satisfaisant
de la génération des rayonnements non thermiques semble
devoir faire jour. L'expérience VIKING a apporté une contri-
bution non négligeable à l'édification de ce modèle. Premier
satellite à traverser les régions sources du rayonnement kilo-
métrique terrestre, il a permis, par exemple, de préciser le
type d'énergie libre utilisée par le mécanisme non thermique
(avec en particulier, le rôle joué par les électrons piégés) et de
montrer que les régions sources étaient intimement associées
aux régions d'accélérations responsables de la précipitation
des électrons qui forment les aurores boréales. De plus, à la
<figure><img src="image_155.png" /><figcaption>(a) SURFACE MAGNETIC FIELD INTENSITY</figcaption></figure>

Fig. 7 Champ magnétique à la surface de Saturne déduit de l'interprétation du rayonnement radio non thermique. On remarque l'absence de symétrie azimuthale, signe de l'existence d'une anomalie par rapport au champ dipolaire.

lumière de ces observations, il semble bien que le mécanisme maser cyclotron soit le plus à même d'expliquer la génération du rayonnement. Notre connaissance relativement correcte de ces phénomènes d'émission permet maintenant de les utiliser à des fins de diagnostics (ceci est cependant réservé aux configurations magnétosphériques les plus simples et les mieux connues). La détermination d'une anomalie dans le champ magnétique de Saturne en est une illustration.

Bien des choses restent encore à préciser. Ainsi, les mécanismes qui permettent d'établir et de maintenir en équilibre les structures d'accélération dans lesquelles naissent le rayonnement non thermique sont très largement inconnus. De même, les différents processus qui saturent le mécanisme de maser et qui fixent donc le niveau final des ondes émises ne sont pas clairement élucidés. Ajoutons aussi qu'à priori, rien n'exclut que d'autres mécanismes (d'origine non linéaire par exemple) puissent eux aussi jouer un rôle dans la génération des rayonnements. Enfin, mis à part le cas de la terre, le scénario exact de la génération des rayonnements non thermiques est toujours très imprécis, la généralisation du modèle issu des mesures effectuées dans la magnétosphère terrestre à d'autres astres étant encore un pari. Les observations et les expériences futures (Galileo et Cassini, par exemple) permettront peut-être de lever certaines de ces incertitudes.

REFERENCES

Boischot, A., Comparative study of the radio planets, *Proceedings of the 2nd international workshop held at Graz, Verlag der osterreichischen akademie der wissenschaften*, 1988

Galopeau, et al., Determination of Saturn's magnetic anomalie, to be published, *J.Geophys.Res.*, 1991

Genova, F., Comparative study of planetary radio emissions, in "*Etude comparative des systèmes magnetosphériques*", *Cepadues edition*, 1985

Le Quéau, D., Planetary radio emissions from high magnetic latitudes: the cyclotron maser theory, *Proceedings of the 2nd international workshop held at Graz, Verlag der osterreichischen akademie der wissenschaften*, 1988

Louarn, P., Auroral planetary radio emissions: theoritical aspects, *Advances in space research*, to be published, 1991

Louarn et al., Trapped electrons as a free energy source for the AKR, *J.Geophys.Res.*, 95, 5983, 1990

Roux, A., Etude in situ de la plus proche des radio sources: la Terre, *Courrier du CNRS, image de la physique*, 1988

Wu, et Lee, A theory of terrestrial kilometric radiation, *Astrophys. J.*, 230, 621, 1979
<figure><img src="image_156.png" /></figure>
# ETUDE IN SITU DES ENVIRONNEMENTS IONISES COMETAIRES

HENRI REME

Centre d'Etude Spatiale des Rayonnements, CNRS/Université Paul Sabatier

9, avenue du Colonel Roche

BP 4346 - 31029 Toulouse Cédex

En 1985-86 s'est déroulé le premier grand programme d'exploration in situ des environnements cométaires avec le survol de la comète Giacobini-Zinner par la sonde américaine ICE et le survol de la comète de Halley par cinq sondes dont la sonde européenne Giotto et les sondes soviétiques Vega-1 et Vega-2. Les scientifiques français ont été très impliqués dans ce programme. Les principaux résultats qu'ils ont obtenu sur l'interaction vent solaire-comète et l'environnement ionisée des comètes sont présentés dans cet article.

In 1985-86 the first important program on in situ exploration of cometary environments took place with the fly-by of Comet Giacobini-Zinner by the US ICE spacecraft, and of Comet Halley by five spacecraft; among them were the European Giotto spacecraft and the Soviet Vega-1 and Vega-2 spacecraft. French teams have been deeply involved in this program. The main results they have obtained on solar wind-comet interaction and ionized environment of comets are presented in this paper.

## INTRODUCTION

Les comètes sont des corps très particuliers qui en très grand nombre gravitent aux confins du système solaire dans le nuage d'Oort à une distance moyenne du Soleil de l'ordre de 50.000 unités astronomiques. Cependant, en raison de perturbations induites par des étoiles proches, certaines de ces comètes peuvent quitter le nuage d'Oort et graviter sur des orbites très excentriques qui les amènent vers les régions internes proches du Soleil. Lorsqu'elles s'approchent de celui-ci, ces comètes, formées d'un noyau, de dimensions typiques de quelques kilomètres, constitué d'éléments plus ou moins volatils qui sont sublimés sous l'effet de chaleur solaire, s'entourent d'une atmosphère (coma) formée de gaz et de poussières éjectés de la surface et que le noyau ne peut retenir en raison de sa très faible gravité. Cette coma devient de plus en plus lumineuse et étendue lorsque la comète se rapproche du Soleil et donne naissance à 2 queues: une queue, dans la direction antisolaire, constituée de particules ionisées notamment par les rayonnements électromagnétiques du Soleil, une queue, plus diffuse et divergeant de la direction antisolaire, due aux poussières émises par la comète.

La première queue est en fait un des résultats de l'interaction du vent solaire avec l'environnement cométaire ionisé et c'est d'ailleurs de la présence de ce type de queue que, dès 1951, Biermann a pu prédire l'existence du vent solaire.

L'interaction du vent solaire avec une comète est donc typique d'une interaction avec un corps de très faible gravité, mais aussi sans champ magnétique intrinsèque.

Ce type d'interaction a depuis longtemps suscité de nombreuses études théoriques mais, jusqu'en 1985, aucune mesure in situ n'avait pu être effectuée.

D'autre part, ces comètes étant restées très loin du Soleil depuis la formation du système solaire, l'étude de leur structure physique et de leur composition chimique peut apporter de nouveaux éléments sur l'origine et l'évolution de ce système.

Le retour de la très célèbre comète de Halley, comète active, à l'orbite bien connue, a permis l'envoi d'une véritable flotte de sondes spatiales pour la survoler en mars 1986 (Figure 1 et Tableau 1): la sonde européenne GIOTTO, qui s'est approchée

à 600 km du noyau, les sondes soviétiques VEGA-1 et -2 et les sondes japonaises SUISEI et SAKIGAKE. La NASA n'ayant pu décider une mission spécifique réussit cependant à envoyer le satellite ISEE-1, pour l'occasion rebaptisé ICE (International Cometary Explorer), traverser la queue de la comète Giacobini-Zinner le 11 septembre 1985. En quelques mois la Physique des Plasmas Spatiaux s'est donc enrichie de l'étude in situ de l'environnement ionisé de comètes. Sauf dans le cas des sondes japonaises, qui d'ailleurs sont prudemment passées loin du noyau, les scientifiques français ont été largement impliqués dans les expériences de mesure du plasma (Tableau 2) et dans de nombreuses autres expériences.

Les résultats obtenus ont fait l'objet de très nombreux colloques et publications. Quelques travaux récents [Neugebauer, 1990; Rème, 1991, ...] font le point de ces résultats. Ici seront décrits les principales contributions sur l'environnement ionisé où les scientifiques français impliqués dans les projets cométaires ont eu un rôle important.

## CARACTERISTIQUES GENERALES DE L'INTERACTION VENT SOLAIRE-COMETE

L'interaction électrodynamique entre le vent solaire et un plasma cométaire à environ 1 u.a. du Soleil doit se traduire par l'existence d'une ionosphère dense issue de l'ionisation des neutres émis par sublimation par un corps non magnétisé et de très faible gravité. La principale particularité doit alors provenir des très grands libre-parcours moyens des neutres vis-à-vis des processus d'ionisation; ceci entraîne l'implantation d'ions lourds (surtout $O^+$ et $H_2O^+$) d'origine cométaire sur une échelle de distance supérieure de plus de trois ordres de grandeur à la taille de l'ionosphère cométaire et près de six ordres de grandeur par rapport aux dimensions du noyau. Les modèles théoriques MHD traduisent ceci par l'augmentation de la masse moléculaire du vent solaire alourdi, ralenti et chauffé jusqu'à ce que le nombre de Mach soit réduit à une valeur de l'ordre de 2; ceci entraîne la formation d'un choc faible où le plasma est décéléré et chauffé, puis une décélération continue de l'écoulement accompagnée d'un empilement progressif du champ
<table><caption>Tableau 1. Principales caractéristiques des différentes missions cométaires.</caption><thead><tr><th>Sonde</th><th>Comète</th><th>Géométrie de survol</th><th>Moment du passage au plus près de la comète</th><th>Distance Soleil-Comète au moment du survol (U.A)</th><th>Altitude minimale du survol (km)</th><th>Vitesse du survol (km/s)</th><th>Vitesse du vent solaire (km/s)</th><th>Production cométaire</th></tr></thead><tbody><tr><td>ICE (NASA)</td><td>Giacobini-Zinner</td><td>Dans la queue</td><td>11 Sept. 1985<br>11 02 TU</td><td>1,05</td><td>7800</td><td>21</td><td>entre 400 et 500</td><td>Entre 2 x 10<sup>28</sup> et 5 x 10<sup>28</sup><br>molécules/s d'eau</td></tr><tr><td>VEGA 1 (Inter-cosmos)</td><td>Halley</td><td>Du côté solaire</td><td>6 Mars 1986<br>07 20 TU</td><td>0,79</td><td>8890</td><td>79</td><td>510</td><td>Production totale de gaz:<br>1,3 x 10<sup>30</sup> molécules/s</td></tr><tr><td>SUISEI (ISAS Japon)</td><td>Halley</td><td>Du côté solaire</td><td>8 Mars 1986<br>13 06 TU</td><td>0,81</td><td>151.000</td><td>73</td><td>~ 500</td><td></td></tr><tr><td>VEGA 2 (Inter-cosmos)</td><td>Halley</td><td>Du côté solaire</td><td>9 Mars 1986<br>07 20 TU</td><td>0,83</td><td>8030</td><td>77</td><td>620</td><td>Production: ~ 9 x 10<sup>29</sup><br>molécules/s d'eau<br>Entre 9 x 10<sup>29</sup> et 2 x 10<sup>30</sup><br>molécules OH/s</td></tr><tr><td>SAKIGAKE (ISAS, Japon)</td><td>Halley</td><td>Du côté solaire</td><td>11 Mars 1986<br>04 18 TU</td><td>0,86</td><td>6,99 x 10<sup>6</sup></td><td>75</td><td>~ 450</td><td></td></tr><tr><td>GIOTTO (ESA)</td><td>Halley</td><td>Du côté solaire</td><td>14 Mars 1986<br>00 03 TU</td><td>0,89</td><td>600</td><td>68</td><td>~ 350-400</td><td>Production totale de gaz :<br>6,9 x 10<sup>29</sup> molécules/s<br>Production d'eau :<br>5,2 à 5,5 x 10<sup>29</sup> molécules/s</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_157.png" /><figcaption>Fig. 1. Résumé des différents survols de comètes en 1985-86. Noter l'échelle logarithmique des distances.</figcaption></figure>
<table><caption>Tableau 2. Principales participations françaises dans les expériences plasmas des sondes cométaires.</caption><thead><tr><th>Sonde</th><th>Expérience</th><th>Laboratoire français concerné</th><th>Autres laboratoires impliqués</th></tr></thead><tbody><tr><td>ICE</td><td>Expérience de Radioastronomie SBH</td><td>DESPA, Observatoire de Paris, Meudon (responsabilité principale)</td><td>- Goddard Space Flight Center, Greenbelt (USA)<br>- Science Applications Research, Lanham (USA)</td></tr><tr><td>VEGA-1 et 2</td><td>Expérience APV-V<br>Analyseur d'ondes plasma à haute fréquence</td><td>LPCE, Orléans</td><td>- Département de Sciences Spatiales de l'ESA-ESTEC (responsabilité principale)<br>- IZMIRAN (URSS)<br>- IFSI, Frascati (Italie)</td></tr><tr><td></td><td>Expérience RPA<br>Spectrométrie des électrons et des ions lourds</td><td>CESR, Toulouse (responsabilité principale)</td><td>- Max Planck Institut Für Aeronomie, Lindau (Allemagne)<br>- Space Sciences Laboratory, Berkeley (USA)<br>- DEECS, Univ. of California, San Diego (USA)</td></tr><tr><td>GIOTTO</td><td>Expérience NMS<br>Spectrométrie de masse des neutres et des ions</td><td>CRPE, Saint-Maur</td><td>- Max Planck Institut für Kernphysik, Heidelberg (Allemagne) (responsabilité principale)<br>- Institut de Physique de l'Université de Berne (Suisse)<br>- Université du Texas, Dallas (USA)</td></tr></tbody></table>

magnétique jusqu'à une discontinuité appelée discontinuité de contact ou ionopause, entourant l'ionosphère, discontinuité entre le vent solaire contaminé et le plasma purement cométaire et à l'intérieur de laquelle le champ magnétique est très faible.

En fait les résultats expérimentaux obtenus autour des comètes Giacobini-Zinner et Halley ont donné des environnements cométaires une image beaucoup plus complexe qui peut se résumer par la présence au fur et à mesure que l'on s'approche du noyau cométaire (Figure 2) de:

- une très grande région, en amont de l'onde de choc, s'étendant sur plusieurs millions de kilomètres, où les effets des ions cométaires implantés dans le vent solaire peuvent être mis en évidence;

- un pré-choc s'étendant sur $2,5 \times 10^5$ km (cas de Halley) en amont de l'onde de choc cométaire, une onde de choc à $1,15 \times 10^6$ km du noyau (cas de Halley). Le choc cométaire apparaît essentiellement dominé par les ions lourds, ce qui explique la faible signature sur le champ magnétique même en configuration quasi-perpendiculaire et la conclusion à la non existence d'un véritable choc lors des premiers résultats d'ICE à Giacobini-Zinner. En fait l'introduction des effets cinétiques des ions lourds avec des codes hybrides permet d'expliquer assez fidèlement les résultats obtenus [Mazelle, 1990].

- une cométogaine entre le choc et l'ionopause qui peut se diviser en 3 régions distinctes: la région turbulente du choc à $8,5 \times 10^5$ km du noyau, la région mystérieuse, entre $8,5 \text{ et } 5,5 \times 10^5$ du noyau, terminée par une brusque discontinuité, la frontière mystérieuse, qui semble être une caractéristique permanente de l'interaction vent solaire-comète à peu près à mi-distance entre le choc et le noyau cométaire et enfin la région calme.

- l'ionopause, que seule la sonde Giotto, grâce à sa trajet-toire suffisamment proche du noyau, a pu mesurer à environ 4700 km du noyau.

- l'ionosphère, cavité avec un champ magnétique nul.

En outre, de nombreuses discontinuités probablement d'origine temporelle ont été détectées. La plus importante, la "frontière d'empilement magétique" (MPB), détectée par Giotto à $1,35 \times 10^5$ km du noyau est probablement une discontinuité tangentielle trouvant son origine dans le vent solaire.

La figure 3 montre comment ces différentes régions se manifesteront sur le plasma électronique et sur les ions thermiques.

En dehors de l'onde de choc et de l'ionopause les modèles

<figure><img src="image_158.png" /><figcaption>Fig. 2. Principales régions et frontières mises en évidence pendant la rencontre de la sonde Giotto avec la comète de Halley [d'après Rème, 1990].</figcaption></figure>

<figure><img src="image_159.png" /><figcaption>Fig. 3. Densité des électrons de 10 eV à 30 keV et de 0,8 à 3,6 keV, tempéramenture et vitesse électroniques et taux de comptage des ions de 250 à 500 eV/charge mesurés dans la direction de déplacement de la sonde Giotto pendant les 6,2 heures précédant le survol de la comète de Halley [Rème, 1990].</figcaption></figure>
théoriques n'avaient pas prévu les deux discontinuités les plus abruptes qui ont été observées: l'une correspond à la limite de la région mystérieuse, l'autre à la frontière d'empilement magnétique.

## LA RÉGION ET LA FRONTIÈRE MYSTERIEUSE

### La région mystérieuse

Dans cette région [Rème et al., 1987; d'Uston et al., 1987], située entre l'onde de choc et l'ionopause à des distances comprises entre 8,5 et 5,5 x 10⁵ km de la comète, le plasma est caractérisé par des densités électroniques importantes et très variables, alors que la vitesse d'ensemble reste à peu près constante. Les variations des flux des ions détectés dans la direction de la sonde sont en anticorrélation avec les variations des densités et de la température des électrons. Cependant, la caractéristique essentielle de cette région est la présence de flux significatifs et très variables d'électrons dont l'énergie est de l'ordre du keV, signe de processus d'accélération efficaces, non présents plus près de la comète. Ces flux d'électrons restent encore inexplicués, ce qui a donné son nom à cette région. Ils pourraient être le résultat d'une accélération légèrement parallèle au champ magnétique par des ondes à la fréquence hybride basse excitées par l'écoulement des particules à différentes vitesses. Cette région mystérieuse a aussi été détectée par Vega [Trotignon et al., 1991] avec de fortes fluctuations de la densité électronique et des mesures des champs électriques et magnétiques.

### La frontière mystérieuse

A peu près à mï-distance entre le choc et la comète une frontière très nette a été mise en évidence par Giotto. Cette frontière appelée transition mystérieuse a été décrite en détail par d'Uston et al. [1987]. Elle se produit sur une échelle de temps relativement courte, avec un changement remarquable dans les propriétés du plasma séparant 2 régions différentes. Cette transition est notamment marquée par la disparition des électrons d'énergies de l'ordre du keV, un refroidissement des ions avec une diminution nette de leur vitesse [Berthelier et al., 1986] sans effet évident sur le champ magnétique.

Cette frontière correspond à l'endroit où la densité par nucléon des ions du groupe de l'eau devient supérieure à la densité des protons du vent solaire. Elle a une épaisseur de l'ordre de 20000 km, a été vue par Giotto deux fois (en amont, puis en aval de la comète). Mais il a pu être démontré [Rème, 1991] que cette transition avait aussi été détectée par Suisei, Vega-1 et 2 pour la comète de Halley et par ICE dans le cas de Giacobini-Zinner.

Toutes ces observations suggèrent que la transition mystérieuse est une caractéristique de la cométogaine, au moins autour de 1 u.a., pour les comètes.

Pour comparer les dimensions des interactions vent solaire-comète de Halley et vent solaire-comète Giacobini-Zinner, la figure 4 [Rème, 1991] présente la position du choc détecté par Giotto (pour Halley) et celle détectée par ICE pour Giacobini-Zinner avec des échelles différentes pour les 2 comètes, en supposant que ces 2 frontières sont décrites par une équation de paraboloïde symétrique [Rème et al., 1986]. La région d'interaction pour Halley est environ 6,7 fois plus grande en raison du taux de production de neutres par le noyau de la comète de Halley. Sur la même figure sont portées les trajectoires des différentes sondes, la position de la frontière mystérieuse détectée par Giotto lors de la phase d'approche de la comète, et comparativement les positions de cette frontière déduites des mesures faites à bord des autres sondes. On peut noter l'accord, remarquable si l'on tient compte du caractère dynamique de l'interaction considérée, sur la position relative du choc pour toutes les sondes, mais aussi sur la position relative de la transition mystérieuse, caractéristique globale permanente d'un environnement plasma cométaire vers 1 u.a.

Il est important de signaler que cette transition n'est pas sans rappeler une transition similaire existant dans l'iongaine de Vénus et que les mesures à bord de Phobos semblent montrer que ce type de transition pourrait aussi exister dans l'environnement de Mars.

<figure><img src="image_160.png" /><figcaption>Fig. 4. Comparaison des dimensions des régions d'interaction vent solaire-comète pour les différentes sondes cométaires et position comparative du choc et de la transition mystérieuse par rapport aux mesures de Giotto lors de la phase d'approche de la comète de Halley [Rème, 1991]. G=Giotto, S=Susei, V1=Vega-1, V2=Vega-2.</figcaption></figure>

Ces observations suggèrent donc que la transition mystérieuse cométaire pourrait être une caractéristique des ionogaines et qu'un effort théorique est nécessaire pour expliquer les trajectoires des différentes sondes, la position de la frontière mystérieuse détectée par Giotto lors de la phase d'approche de la comète, et comparativement les positions de cette frontière déduites des mesures faites à bord des autres sondes. On peut noter l'accord, remarquable si l'on tient compte du caractère dynamique de l'interaction considérée, sur la position relative du choc pour toutes les sondes, mais aussi sur la position relative de la transition mystérieuse, caractéristique globale permanente d'un environnement plasma cométaire vers 1 u.a.
quer cette frontière qui n'avait pas été prévue.

## LA FRONTIERE D'EMPILEMENT MAGNETIQUE

Une autre discontinuité, très forte, observée seulement par Giotto et qualifiée de frontière d'empilement magnétique semble, elle, être de caractère transitoire. Située à environ 135.000 km de la comète, elle correspond au début de la région où les lignes de champ magnétique enroulées autour de l'obstacle cométaire commencent à s'empiler, d'où son nom. Son caractère abrupt, tant sur les données magnétiques que sur les données électron, n'était pas non plus prévu par les modèles théoriques. L'amplitude du champ magnétique augmente brutalement d'un facteur de l'ordre de trois sur une distance très courte par rapport à l'échelle caractéristique de ses variations observées auparavant. Une décroissance d'environ 30% de la densité électronique pour des énergies comprises entre 10eV et 30 keV se produit au même endroit (Figure 5).

L'étude des caractéristiques du plasma de part et d'autre de cette discontinuité [Mazelle et al., 1989; Mazelle, 1990] permet de penser qu'il s'agit d'une discontinuité tangentielle trouvant son origine dans le vent solaire. L'implantation des ions lourds dans le vent solaire s'y traduit par l'addition de populations non Maxwelliennes fournissant de l'énergie libre susceptible d'engendrer de nombreuses instabilités, ce qui explique la très forte turbulence électromagnétique Ultra

Basse Fréquence observée. Des ondes quasi-cohérentes ont été observées, tant en amont du choc que dans la coma. Autour de la frontière d'empilement magnétique, l'analyse conjointe des données particules et champ magnétique a permis l'identification des modes observés [Mazelle et al., 1991]. En amont, il s'agit de modes miroirs déstabilisés par une anisotropie de pression caractérisée par une anti-corrélation entre la densité électronique et l'intensité du champ magnétique (Figure 6). En aval, dans la région de champ magnétique fort, il s'agit d'ondes compressionnelles rapides de grande amplitude, très cohérentes et se propageant quasi-perpendiculairement au champ magnétique moyen.

## MESURE DE LA DENSITE ET DE LA TEMPERATURE DES ELECTRONS COMETAIRES FROIDS

En raison des difficultés inhérentes aux mesures des électrons très froids et de très faible énergie (effet du potentiel des sondes, effets perturbateurs des impacts de poussière...), les mesures les plus précises des densités et des températures électroniques très près des noyaux cométaires ont été fournies par l'interprétation des mesures d'ondes électromagnétiques.

Dans le cadre de la mission ICE, Meyer-Vernet et al. [1986a, b] ont pu montrer que dans la queue de la comète Giacobini-Zinner la densité maximale mesurée atteignait 670 cm⁻³ et la température était légèrement supérieure à 1 eV (Figure 7).

<figure><img src="image_161.png" /><figcaption>Fig. 5. Intensité du champ magnétique et de la densité des électrons de 10eV à 30 keV autour de la frontière d'empilement magnétique (MPB) d'après Mazelle [1990].</figcaption></figure>

<figure><img src="image_162.png" /><figcaption>Fig. 6. Exemple d'oscillations UBF de grandes amplitudes en anticorrélation champ magnétique-densité des électrons avec une grande cohérence spectrale détectées un peu en amont de la frontière d'empilement magnétique [d'après Mazelle et al., 1991].</figcaption></figure>
Quand on s'éloigne du centre de la queue, la densité du plasma descend à environ $100 \text{ cm}^{-3}$ en 2000 km alors que la température atteint $2 \times 10^4 \text{°K}$; puis la densité décroît jusqu'à $10 \text{ cm}^{-3}$ en 15000 km alors que la température atteint $1,5 \times 10^5 \text{°K}$. En dehors de la queue de plasma, la densité fluctue entre 10 et $30 \text{ cm}^{-3}$ et la température entre $1 \times 10^5$ et $4 \times 10^5 \text{°K}$, la population chaude n'excédant rarement que quelques pour cent. La queue est très asymétrique et très structurée.

L'analyseur d'ondes haute fréquence et de plasma APV-V, embarqué à bord de Vega-1 et de Vega-2, a mesuré les champs électriques jusqu'à 300 kHz et les paramètres caractéristiques du plasma ambiant pendant les 2 survols de la comète de Halley donnant dans les 2 cas des résultats très similaires [Grard et al., 1986; 1989; Trotignon et al., 1989; 1991].

La densité électronique mesurée par des sondes de Langmuir [Grard et al., 1986] donne par exemple dans le cas de Vega-2 une densité électronique de $40 \text{ cm}^{-3}$ pour la région à $3 \times 10^5 - 10^6 \text{ km du noyau}$ et $2 \times 10^3 \text{ cm}^{-3}$ à 16000 km du noyau (Figure 8), l'énergie cinétique moyenne des électrons étant de l'ordre de 0,5 eV pour les deux survols.

Les mesures d'APV-V confirment les fortes fluctuations dans la région mystérieuse et se traduisent aussi par de fortes et soudaines augmentations de l'intensité du champ électrique lorsque des jets de poussière sont traversés par la sonde [Trotignon, 1991].

## L'ENVIRONNEMENT GAZEUX ET IONIQUE DE LA COMETE DE HALLEY

Plusieurs spectromètres de masse ionique ont été embarqués sur la sonde Giotto ou sur les sondes Vega-1 et -2. Des résultats importants ont été fournies notamment par l'expérience de spectrométrie de masse NMS de Giotto à laquelle a participé le CRPE. Cette expérience était destinée à déterminer les abon-

dances et la composition chimique, élémentaire et isotropique des gaz et des ions de basse énergie dans la coma. Les résultats [Krakowsky et al., 1986] ont montré la prédominance de la vapeur d'eau (~ 80% en volume). La densité de l'eau est de l'ordre de $4,7 \times 10^7 \text{ molécules cm}^{-3}$ à 1000 km de la comète, la

<figure><img src="image_163.png" /><figcaption>Fig. 7. Variations de la densité (courbe du bas) et de la température (courbe du haut) du plasma lors du survol de la comète Giacobini-Zinner par ICE [Meyer-Vernet et al., 1986b].</figcaption></figure>

<figure><img src="image_164.png" /><figcaption>Fig. 8. Profils de la densité électronique corrigés mesurés à bord de Vega-2 [Grard et al., 1989].</figcaption></figure>

vitesse d'expansion du gaz neutre de $0,9 \text{ km s}^{-1}$ et la production totale de gaz de $6,9 \times 10^{29} \text{ molécules s}^{-1}$. La longueur d'échelle de photodestruction pour l'eau est de $3,9 \times 10^4 \text{ km}$. Des valeurs limites des abondance de $\text{CO}_2$, $\text{NH}_3$ et $\text{CH}_4$ pr rapport à l'eau ont pu être estimées. La figure 9 présente le courant ionique mesuré entre 12 et 37 uma/e en fonction de la distance au noyau.

L'ionopause ou surface de contact à environ 4700 km du noyau se traduit par un changement très brutal de la température ionique (Figure 10). Les résultats de simulation numérique supposant des distributions maxwelliennes des particules indiquent que la température passe en effet de 10000 °K environ à l'extérieur (courbe en tirets sur la figure 10a) à environ 1300 °K à l'intérieur de l'ionosphère (courbe en tirets sur la figure 10b). Dans l'ionosphère les ions du groupe de l'eau ($\text{H}_3\text{O}^+$, $\text{H}_2\text{O}^+$ et $\text{OH}^+$) sont clairement identifiés ainsi que les ions $\text{I}^2\text{C}^+$, $\text{I}^2\text{CH}^+$, $\text{I}^6\text{O}^+$, $\text{Na}^+$, $\text{I}^2\text{C}_2^+$, $\text{I}^{32}\text{S}^+$, $\text{I}^{34}\text{S}^+$, et $\text{I}^{56}\text{Fe}^+$.

## COMPOSITION ET DISTRIBUTION SPATIALE DES IONS LOURDS THERMIQUES DANS LA COMA DE LA COMETE DE HALLEY

A une distance cométocentrique de 150.000 km commençant à apparaître des ions lourds thermiques [Mitchell et al., 1989]. Ces ions deviennent de plus en plus nombreux lorsqu'on s'approche de la comète. Ils sont nettement dominés par le groupe de l'eau, mais les ions les plus abondants, autres que ce groupe, sont respectivement associés avec le groupe CO ou S et le groupe $\text{CO}_2$. Au-dessus de 50 uma on a observé
<figure><img src="image_165.png" /><figcaption>Fig. 9. Courant ionique mesuré entre 12 et 37 uma/e en fonction de la distance au noyau. Un spectre d'ions mesuré entre 17 et 19 uma/e, dans l'ionosphère, à 2570 km du noyau est aussi présenté [Krankowsky et al., 1986].</figcaption></figure>

des séries de pics pour les masses centrées sur 61, 75, 90 et 105 uma. Les abondances décroissent et les taux de dissociation augmentent en fonction de la masse. Ces observations peuvent être interprétées comme étant les produits de dissociation de polyoxyméthylène (formaldéhyde polymérisé).

Cependant l'écart régulier de ~ 15 uma entre les groupes dans les spectres de masse (Figure 11) est une caractéristique générale des molécules composées de carbone, d'hydrogène, d'oxygène et d'azote (molécule CHON) et n'implique pas forcément la présence de polyoxyméthylène. Les spectres en masse entre 35 et 70

<figure><img src="image_166.png" /><figcaption>Fig. 10. Spectres en énergie des ions de masse entre 17 et 19 uma/e mesurés: a) hors de l'ionosphère à 4930 km du noyau, b) à l'intérieur de l'ionosphère à 4140 km du noyau [Krankowsky et al., 1986].</figcaption></figure>

uma obtenus à l'intérieur de l'ionosphère de la comète montrent que les ions de nombres de masse impairs dominent. Des molécules CHON à liaisons simples avec un rapport C/O de 1,2 à 1,4 et une abondance d'azote inférieure à 8% produisent un spectre de masse avec l'écart observé, des largeurs par groupe de plusieurs uma et la dominance de masses impaires. Des molécules semblables sont détectées dans des expériences de laboratoire simulant l'irradiation par des U.V (comme cela se produit dans une région où se forme une étoile) de grains glacés de poussière interstellaire. De telles glaces étaient probablement présentes lors de la formation de la comète.

Le tableau 3 présente les principaux ions détectés dans l'environnement de la comète de Halley ainsi que la composition des résidus réfractaires organiques des grains irradiés réchauffés.

**Ions:**
C⁺, CH⁺, O⁺, OH⁺, H₂O⁺, H₃O⁺, C₂⁺, CN⁺, HCN⁺, CO⁺, S⁺, CO₂⁺, CS⁺, S₂⁺, CS₂⁺, H₃S⁺, HCS⁺, H₃CS⁺, SO⁺.

Chaîne linéaire de formaldéhyde polymérisé (... CH₂ - O - CH₂ - O ...)
(H₂CO)ₙ: polyoxyméthylène

Ions aromatiques C₃H₃⁺ (Cyclopropényl) et ions C₃H⁺

<table><caption>Tableau 3. Principaux ions détectés dans l'environnement de la comète de Halley et composition de résidus organiques réfractaires à l'origine des ions de masses élevées.</caption><thead><tr><th>Espèces ioniques</th><th>Masse</th><th>Espèces ioniques</th><th>Masse</th></tr></thead><tbody><tr><td>HN-CHNH₂</td><td>44</td><td>H₂NCOCONH₂</td><td>88</td></tr><tr><td></td><td></td><td>H₂NCOCOOH</td><td></td></tr><tr><td>H₂NCONH₂</td><td>60</td><td>HOCH₂CH₂COOH</td><td>90</td></tr><tr><td>H₂NCH₂CH₂OH</td><td>61</td><td>HOCH₂CHOHCH₂OH</td><td>92</td></tr><tr><td>H₂NCH₂COOH</td><td>75</td><td>H₂NCONHCONH₂</td><td>103</td></tr><tr><td>HOCH₂CONH₂</td><td>75</td><td>HOCH₂CHOHCONH₂</td><td>105</td></tr><tr><td>HOCH₂COOH</td><td>76</td><td>HOCH₂CHOHCOOH</td><td>106</td></tr><tr><td></td><td></td><td>C₆H₁₂N₄</td><td>140</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_167.png" /><figcaption>Fig. 11. Spectre de masse des ions thermiques froids de la région interne de l'environnement cométaire à ~ 10.000 km du noyau et, par comparaison, histogramme donnant le nombre total de combinaisons d'hydrogène, de carbone, d'oxygène et d'azote qui ont assez de liaisons chimiques pour former une molécule, en fonction de la masse [Mitchell et al., 1989].</figcaption></figure>
## MISE EN EVIDENCE D'IONS NEGATIFS DANS LA COMA INTERNE DE LA COMETE DE HALLEY

Des ions négatifs ont été détectés pour la première fois, in situ, hors de l'ionosphère terrestre à bord de Giotto, mais avec des densités environ 100 fois supérieures à celles attendues dans un environnement cométaire [Chaizy et al., 1991]. Leur première apparition se situe à environ 40.000 km du noyau; ils se présentent avec des pics de densité bien définie centrés autour de 17 +/- 2 uma, 30 +/- 10 uma et 100 +/- 10 uma, avec des densités atteignant respectivement ~ 1, ~ 5 x 10⁻² et ~ 4.10⁻² cm⁻³ à 2300 km du noyau. Les ions détectés doivent inclure des ions O⁻, OH⁻, C⁻, CH⁻, CN⁻ et des ions moléculaires CHO complexes plus lourds. Comme les ions négatifs sont facilement détruits par photodétachement par le rayonnement solaire à 1 u.a., leur temps de vie est très court, de l'ordre de la seconde et les rend sensibles surtout au champ électrique ambiant. A la traversée de l'ionopause, quand ce champ disparaît, la loi de puissance en r²,⁷ décrivant leur profil radial se modifie en une loi en r⁴ (Figure 12). La disparition de la modulation des données due à la rotation de la sonde dans l'ionosphère, particulièrement visible pour le groupe 100 uma, révèle une composante permanente de leur déplacement dans le sens soleil-comète. L'étude des différents paramètres, tel que profil radial de neutres ou de poussières, intervenant dans les processus de formation envisagés, n'a cependant pas permis d'expliquer complètement l'écart entre valeurs théoriques et expérimentales et de déterminer le mécanisme de production le plus efficace. Une des difficultés majeures pour expliquer les densités de ces ions négatifs provient d'une connaissance limitée des sections efficaces d'une grande majorité des processus liés à la création d'ions négatifs.

Cependant la détection d'ions négatifs dans la coma de la comète de Halley, à environ 1 u.a., implique que dans des environnements comparables de gaz neutres et de poussières, loin du soleil, là où les mécanismes de photodétachement diminuent d'efficacité, comme par exemple dans les magnétosphères de Jupiter et de Saturne, les densités d'ions négatifs pourraient être suffisamment grandes pour qu'ils puissent jouer un rôle important dans les processus physiques tels que transfert radiatif ou échange de charge.

## CONCLUSION

Il est important de noter enfin qu'outre les mesures de l'environnement ionisé des comètes, objet de cet article, la communauté française a activement participé à d'autres aspects très importants des missions cométaires, notamment:

- en recherchant les molécules mères dans la comète de Halley à l'aide de spectromètres infrarouge de conception et de fabrication françaises [Combes et al., 1986; Crovisier, 1988].

- en étudiant les émissions optiques de la coma interne dans le visible et le proche ultra-violet à l'aide de l'instrument TKS à bord des sondes Vega [Moreels et al., 1986].

- en étudiant les propriétés optiques des poussières et de certaines espèces gazeuses depuis l'intérieur de la coma à bord de Giotto au moyen de l'experience HOPE [Levasseur-Regourd et al., 1986].

- en utilisant les données d'IUE ("International Ultraviolet Explorer") pour déduire la production de gaz et de poussières de la comète de Halley pendant la période où elle a été surveyée par l'ensemble des sondes [Festou et al., 1986].

La communauté française a donc eu un rôle très important

<figure><img src="image_168.png" /><figcaption>Fig. 12. Profil de la densité des ions négatifs dans 3 groupes de masses en fonction de la distance radiale à la comète [Chaizy et al., 1991].</figcaption></figure>

dans le cadre des missions cométaires 1985-86. Ces missions ont fourni beaucoup de résultats nouveaux, parfois inattendus. Elles ont cependant été limitées par les conditions de survol très rapide en raison de la trajectoire rétrograde de la comète de Halley et unique pour une sonde. Ce sera tout l'intérêt de la mission CRAF "Comet Rendez-vous and Asteroid Fly-by" de pouvoir faire des mesures détaillées de l'environnement cométaire à l'aide d'une sonde en orbite autour du noyau alors que l'activité de celui-ci varie en fonction de sa distance au Soleil. La communauté française sera encore présente, le DESPA de l'Observatoire de Meudon étant responsable de l'expérience CREWE (Coordinated Radio Electron Wave Experiment) sélectionnée pour être embarquée à bord de cette mission.

## REFERENCES

Berthelier J.J., J.M. Illiano, R.R. Hodges, D. Krankowski, P. Eberhardt, P. Lämmerzahl, J.H. Hoffman, I. Herrwerth, J. Woweries, V. Dolder, W. Schulte, Angular and energy distribution of low energy cometary ions measured in the outer coma of Comet Halley, *ESA SP-250*, 1, 175, 1986.

Chaizy P., H. Rème, J.A. Sauvaud, C. d'Uston, R.P. Lin, D.E. Larson,
D.L. Mitchell, K.A. Anderson, C.W. Carlson, A. Korth, and D.A. Mendis, Negative ions in the coma of comet Halley, *Nature*, **349**, 393, 1991.

Combes M., V.I. Moroz, J.F. Crifo, J.M. Lamarre, J. Charra, N.F. Sanko, A. Soufflot, J.P. Bribing, S. Cazes, N. Coron, J. Crovisier, C. Emerich, T. Encrenaz, R. Gispert, A.V. Grigoryev, G. Guyot, V.A. Krasnopolsky, Yu.V. Nikolsky, F. Rocard, Infrared sounding of comet Halley from Vega 1, *Nature*, **321**, 266, 1986.

Crovisier J., La recherche des molécules mères dans la comète de Halley, *Le Courrier du CNRS, Images de la Physique, Supplément au no. 71*, 56, 1988.

Festou M.C., P.D. Feldman, M.F. A'Hearn, C. Arpigny, C.B. Cosmovici, A.C. Danks, L.A. McFadden, R. Gilmozzi, P. Patriarchi, G.P. Tozzi, M.K. Wallis, H.A. Weaver, IUE observations of comet Halley during the Vega and Giotto encounters, *Nature*, **321**, 361, 1986.

Grard R., A. Pedersen, J.G. Trotignon, C. Béghin, M. Mogilevsky, Y. Mikhaïlov, O. Molchanov, V. Formisano, Observations of waves and plasma in the environment of comet Halley, *Nature*, **321**, 290, 1986.

Grard R., H. Laakso, A. Pedersen, J.G. Trotignon, Y. Mikhaïlov, Observations of the plasma environment of comet Halley during Vega flybys, *Ann. Geophys.*, 7, 141, 1989.

Krankowsky D., P. Lämmerzahl, I. Herrwerth, J. Woweries, P. Eberhardt, U. Dolder, U. Herrmann, W. Schulte, J.J. Berthelier, J.M. Illiano, R.R. Hodges, J.H. Hoffman, In situ gaz and ion measurements at comet Halley, *Nature*, **321**, 326, 1966.

Levasseur-Regourd A.C., J.L. Bertaux, R. Dumont, M. Festou, R.H. Giese, F. Giovane, P. Lamy, J.M. Le Blanc, A. Llebaria, J.L. Weinberg, Optical probing of comet Halley from the Giotto spacecraft, *Nature*, **321**, 341, 1986.

Mazelle C., H. Rème, J.A. Sauvaud, C. d'Uston, C.W. Carlson, K.A. Anderson, D.W. Curtis, R.P. Lin, A. Korth, D.A. Mendis, F.M. Neubauer, K.H. Glassmeier, J. Raeder, Analysis of suprathermal electron properties at the magnetic pile-up boundary of comet P/Halley, *Geophys. Res. Lett.*, **16**, 1035, 1989.

Mazelle C., Etude de l'interaction du vent solaire et de la comète de Halley - Analyse des propriétés du plasma dans la région d'emploi-lement magnétique, *Thèse de l'Université Paul Sabatier, Toulouse, mai 1990*.

Mazelle C., G. Belmont, K.-H. Glassmeier, D. Le Quéau, H. Rème, Ultra low frequency waves at the magnetic pile-up boundary of comet P/Halley, *Adv. Space Res.*, sous presse, 1991.

Meyer-Vernet N., P. Couturier, S. Hoang, C. Perche, J.L. Steinberg, Physical parameters for hot and cold electron populations in comet Giacobini-Zinner with the ICE Radio experiment, *Geophys. Res. Lett.*, **13**, 279, 1986a.

Meyer-Vernet N., P. Couturier, S. Hoang, C. Perche, J.L. Steinberg, J. Fainberg, C. Meetre, Plasma diagnosis from thermal noise and limits on dust flux or mass in comet Giacobini-Zinner, *Science*, **232**, 370, 1986b.

Mitchell D.L., R.P. Lin, K.A. Anderson, C.W. Carlson, D.W. Curtis, A. Korth, H. Rème, J.A. Sauvaud, C. d'Uston, D.A. Mendis, Complex organic ions in the atmosphere of comet Halley, *Adv. Space Res.*, **9**, 35, 1989.

Moreels S., M. Gogoshev, V.A. Krasnopolsky, J. Clairemidi, M. Vincent, J.P. Parisot, J.L. Bertaux, J.E. Blamont, M.C. Festou, Ts. Gogosheva, S. Sargoichev, K. Palasov, V.I. Moroz, A.A. Krysko, V. Vanysek, Near ultra-violet and visible spectrometry of comet Halley from Vega-2, *Nature*, **321**, 271, 1986.

Neugebauer M., Spacecraft observations of the interaction of active comets with the solar wind, *Rev. Geophys.*, **28**, 231, 1990.

Rème H., J.A. Sauvaud, C. d'Uston, F. Cotin, A. Cros, K.A. Anderson, C.W. Carlson, D.W. Curtis, R.P. Lin, D.A. Mendis, A. Korth, A.K. Richter, Comet Halley-solar wind interaction from electron measurement aboard Giotto, *Nature*, **321**, 349, 1986.

Rème H., J.A. Sauvaud, C. d'Uston, A. Cros, K.A. Anderson, C.W. Carlson, D.W. Curtis, R.P. Lin, A. Korth, A.K. Richter, D.A. Mendis, General features of the comet Halley-solar wind interaction from plasma measurements, *Astron. Astrophys.*, **187**, 33, 1987.

Rème H., Regions of interaction between the solar wind plasma and the plasma environment of comets, in *Comet Halley: Investigations, Results and Interpretations*, édité par J.W. Mason, p. 87, 1990.

Rème H., Plasma observations between the shock and the contact surface, in *Cometary Plasma Processes, AGU*, sous presse, 1991.

Trotignon J.G., R. Grard, M. Mogilevsky, Electric-field measurements in comet P/Halley's environment by the high-frequency plasma-wave analyser, *Ann. Geophys.*, **7**, 331, 1989.

Trotignon J.G., C. Béghin, R. Grard, A. Pedersen, M. Mogilevsky, Y. Mikhaïlov, Electric field discontinuities at comet Halley during the Vega encounters, in *Cometary Plasma Processes, AGU*, sous presse, 1991.

d'Uston C., H. Rème, J.A. Sauvaud, A. Cros, K.A. Anderson, C.W. Carlson, D.W. Curtis, R.P. Lin, A. Korth, A.K. Richter, D.A. Mendis, Description of the main boundaries seen by the Giotto electron experiment inside comet P/Halley-solar wind interaction region, *Astron. Astrophys.*, **187**, 137, 1987.

d'Uston C., H. Rème, J.A. Sauvaud, C.W. Carlson, K.A. Anderson, D.W. Curtis, R.P. Lin, A. Korth, D.A. Mendis, Properties of plasma electrons in the magnetic pile-up region of comet Halley, *Ann. Geophys.*, **7**, 91, 1989.
<figure><img src="image_169.png" /></figure>
# LES REGIMES DE TEMPS DE LA CIRCULATION ATMOSPHERIQUE DANS L'HEMISPHERE NORD

ROBERT VAUTARD

Laboratoire de Météorologie Dynamique
24 rue Lhomond 75231 - Paris Cedex 05

La notion intuitive de "régime de temps" et abordée de façon quantitative. Nous définissons les régimes comme les tourbillons de grandes échelles ayant une tendance moyenne nulle. A partir des ensembles de données du N.M.C. (36 ans), quatre régimes sont identifiés sur l'Atlantique en hiver, dont le "blocage" caractérisant les longues périodes de froid intense. Les saisons d'hiver et d'été sont étudiées séparément, ainsi que les secteurs Atlantique et Pacifique.

We present a quantitative approach to the concept of "weather regime". We define regimes as the large-scale eddies having a vanishing average tendency. From the N.M.C. data sets (36 years), four weather regimes are identified for the winter season. The well-known "blocking" pattern, characterizing the long periods of severe cold over western Europe, is among them. The winter and summer seasons, as well as the Pacific and Atlantic sectors are studied separately.

## INTRODUCTION

Le climat de notre planète subit des variations à toutes les échelles de temps. Ces variations sont engendrées, aux plus longues échelles de temps, par la modification géologique des continents, induisant des changements profonds dans la circulation océanique. Ensuite, les variations quasi-périodiques du rayonnement solaire dues aux fluctuations des paramètres de la rotation terrestre entrainent les cycles glaciaires bien connus maintenant, ayant des périodes allant de plusieurs milliers d'années à 100 000 ans. A l'échelle d'une ou plusieurs générations, pourtant, ces variations ne se font pas sentir, et l'on est tenté de définir le "climat" comme une moyenne des quantités atmosphériques qui serait effectuée sur une centaine d'années. Cette définition serait cohérente si le spectre des fluctuations climatiques avait peu d'énergie vers la centaine d'années. Or, le réchauffement global observé depuis le début du vingtième siècle montre que ce n'est pas le cas. Le climat est une notion réellement dynamique.

Cependant, il est possible de distinguer, selon leurs causes, les multiples fluctuations climatiques. Si le système climatique constitué de l'océan et de l'atmosphère ne subit pas d'influence externe, il est peu probable que des fluctuations à une échelle de temps plus longue que le millier d'années se produisent. Les fluctuations internes de l'atmosphère seule, elles, ont des échelles de temps plutôt inférieures à l'année. En d'autres termes, si l'océan exerçait un forçage constant sur l'atmosphère, une dizaine d'années d'observations devraient suffire pour calculer des moyennes climatiques. Ce sont ces variations atmosphériques internes que nous désirons étudier dans cet article.

Une question importante est de comprendre pourquoi, par exemple, certains hivers sont très rigoureux (1984-1985) alors que d'autres sont très doux (1989-1990). Deux réponses peuvent être données. D'abord, les conditions externes océaniques sont différentes d'une année à l'autre. Cette explication est particulièrement valable sous les tropiques où le forçage océanique est prépondérant, mais ne suffit probablement pas à expliquer de telles différences sous nos latitudes. D'autre part, les états possibles de l'atmosphère aux latitudes tempérées tendent à se regrouper autour de plusieurs "régimes de temps", dont la durée de vie va de quelques jours au mois.

En d'autres termes, la "marche" du temps n'est pas aléatoire, mais préfère certains états. Les trois mois d'un hiver peuvent alors ne pas suffire pour donner une moyenne conforme à la normale. Si, comme en janvier 1985, un régime froid s'établit pour plusieurs semaines, il va marquer significativement cet hiver comme un hiver rigoureux. Les deux explications ne se contredisent pas dans la mesure où le forçage océanique va probablement constituer un environnement favorable à tel régime et défavorable à tel autre.

La dynamique de l'atmosphère a longtemps été assimilée à un bruit rouge gaussien, et c'est en effet une première approximation. Mais cette hypothèse ne permet pas d'expliquer pourquoi certaines structures persistent, en moyenne, plus longtemps que d'autres. D'une façon schématique, nous considérerons ici que l'atmosphère évolue entre plusieurs régimes, dont nous allons déterminer les caractéristiques à l'aide de longs ensembles de données.

Les travaux de *Rex* [1950] montrent que la présence d'un anticyclone centré sur les Iles Britanniques, amenant un air froid et sec sur l'Europe de l'ouest, est associée à un de ces régimes de temps, car elle est particulièrement persistante. Cette situation s'appelle blocage, car elle empêche les perturbations atlantiques de pénétrer sur le continent. *Charney et DeVore* [1979] prouvent que l'atmosphère peut posséder plusieurs équilibres, à l'aide d'un modèle extrêmement simplifié. Depuis, de nombreuses études, comme celles de *Legras et Ghil* [1985], *Malguzzi et Malanotte-Rizzoli* [1984], et *Vautard et al.* [1988a], ont étayé la théorie de Charney et DeVore en l'appliquant à des modèles plus réalistes.

La première preuve de l'existence de régimes multiples dans les observations atmosphériques a été apportée par Hansen et Sutera [1986], qui montre la bimodalité de la densité de probabilité d'une variable bien choisie. Ensuite, plusieurs études utilisant des méthodes de classification automatique [Ghil et Mo 1988; Legras et al., 1987; Molteni et al., 1990] ont regroupé les états de l'atmosphère tempérée en plusieurs classes, autour des états de plus grande probabilité. Toutes ces méthodes sont basées sur un critère de densité, i.e. recherchent dans un espace de phases, où chaque état atmosphérique est représenté par un point, les régions de forte densité de points observés.