<figure><img src="image_70.png" /></figure>

Fig. n°5 : Cartes de la déclinaison magnétique en France obtenues avec les seules données des stations de répétition, pour les années 1948 et 1997. Si l'on admet une évolution de la déclinaison voisine de celle des vingt dernières années, la valeur de la déclinaison à Paris serait nulle (0°) en 2015.

## 6.2. Contribution à la cartographie magnétique : les réseaux de répétition

Le réseau de répétition français est placé sous la responsabilité de l'IPGP, l'IRD effectue des campagnes de mesures dans un réseau de bases magnétiques établi en Afrique de l'ouest et en Afrique centrale, l'EOST réoccupe, selon les possibilités logistiques, quatre stations dans les îles subantarctiques et une station en Antarctique.

Le réseau de répétition en France Métropolitaine a été établi en 1947, il comportait alors 12 stations. Les premières mesures, sont rapportées à l'époque 1948.0. En 1965, 13 autres stations complémentaires sont établies avant le survol de la France pour réaliser la carte aéro-magnétique (Le Borgne et Le Mouël, 1969). Ce réseau comporte actuellement 33 stations utilisées, notamment, pour réactualiser la carte des isogones de France. En utilisant seulement ces données il est possible d'obtenir une image des modifications du champ à l'échelle d'un demi-siècle sur le territoire français (Mandea Alexandrescu et al, 1999). La Figure n°5 illustre le changement de la déclinaison observé entre 1948 et 1997.

En Afrique, en 1993-1994, à partir des observatoires de Mbour (Sénégal) et Bangui (Centrafrique), l'IRD a entrepris une campagne de réoccupation de 38 bases de son réseau de répétition en Afrique de l'Ouest et en Afrique Centrale (Figure n°6).

Dans les Terres Australes et Antarctiques Françaises les observatoires magnétiques installés aux îles Kerguelen (1957), Crozet (1974) et Amsterdam (1981) sont situés sur des terrains basaltiques où les anomalies locales peuvent atteindre plus de 1 000 nT sur quelques kilomètres. Dans ces conditions il était essentiel de vérifier que la variation séculaire déterminée à partir des données de ces observatoires est bien représentative à l'échelle régionale. Plusieurs stations de répétition ont

été créées dans ce but en tenant compte d'une part des possibilités logistiques et d'autre part en privilégiant des sites de mesures historiques antérieurement visités par des expéditions scientifiques.

Les résultats obtenus par l'IPGP, l'IRD et l'EOST lors de la réoccupation de ces stations ont été rassemblés dans le bulletin n°8 du BCMT (1996). Les futurs besoins de la cartographie magnétique ne feront pas appel seulement à des satellites. Les observatoires géomagnétiques permanents, associés aux stations de répétition, sont depuis plus de 150 ans un instrument essentiel à la connaissance du champ principal et le demeureront.

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Fig. n°6 : Localisation des stations de répétition du réseau africain de l'IRD (triangles pleins) et des stations temporaires (astérisques) mises en place dans le cadre de l'AIEE.
### 6.3. Contribution à la détermination des indices d'activité magnétique

Les valeurs minute fournies par les observatoires de Crozet, Kerguelen et de l'île Amsterdam et transmises par satellite sont utilisées pour le calcul en temps quasi-réel de l'indice planétaire am (Menvielle et al., 1995). Pour cela le Service International des Indices Géomagnétiques (SIGG), utilise un réseau mondial constitué par 24 observatoires dont 9 seulement dans l'hémisphère sud (d'où l'importance des trois observatoires subantarctiques français). Depuis 1989 les données recueillies à l'île Amsterdam sont également utilisées pour le calcul des " Mid-Latitude Geomagnetic Indices ASY et SYMê ", élaborés mensuellement par le centre mondial WDC-C2 à Kyoto (Amsterdam est l'un des deux observatoires de l'hémisphère sud utilisé pour le calcul de ces indices). En 1996 on a proposé un nouvel indice représentatif de l'activité magnétique dans les régions de hautes latitudes sud (Southern High Latitudes Index AES-80), l'observatoire de Dumont d'Urville fait partie des cinq observatoires antarctiques retenus pour cette étude (Ballatore et al., 1998).

Ces trois exemples, ainsi que des études récentes (Bitterly et al., 1996 ; Berthelier et al., 1996 ; Menvielle et Berthelier, 1996), montrent bien la contribution essentielle des observatoires français austraux dans un domaine où les applications à la prédiction des perturbations qui affectent l'environnement électromagnétique de la Terre sont en plein développement (Francq et Menvielle, 1996).

### 6.4. Participation à l'Année Internationale de l'Electrojet Equatorial (AIEE)

Dans le cadre de l'Année Internationale de l'Electrojet Equatorial, proposée à la communauté internationale par l'assemblée générale de l'IUGG en 1987 à Vancouver, l'IRD, s'appuyant sur les observatoires de M'Bour et de Bangui, a mis en place de 1992 à 1994 un réseau de 10 stations magnétotelluriques s'étendant sur 1 200 km de Tombouctou à Abidjan selon un profil nord-sud de part et d'autre de l'équateur magnétique (Figure 6).

Le but de cette opération était d'une part l'étude de la signature magnétique de l'électrojet équatorial, et d'autre part la caractérisation des variations du champ électrique induit. Les composantes magnétiques horizontales étaient mesurées avec des variomètres classiques de type "Mosnier" à asservissement par un système capacitifs, la composante magnétique verticale avec un magnétomètre à vannes de flux et les variations du champ tellurique avec des lignes de 200 mètres orientées nord-sud et est-ouest reliant des électrodes en plomb. La base complète de ces données électromagnétiques pour l'AIEE est disponible sur un cédérom édité par le laboratoire de géophysique de l'IRD. Cette expérience électromagnétique conduite en zone équatoriale a fourni le premier jeu d'enregistrements continus et simultanés des variations des

champs magnétiques et telluriques pour cette région (Doumouya et al., 1998). Le résultat majeur de cette expérience est que l'induction par la variation diurne du champ magnétique n'a pu être mise en évidence. Les variations diurnes des champs magnétiques et électriques ne présentent pas la même variabilité jour à jour dans les régions équatoriales, démontrant l'existence de deux sources ionosphériques distinctes responsables de ces variations diurnes. Un autre résultat intéressant est la mise en évidence d'un effet de source, apparaissant durant la journée pour les phénomènes de longues périodes, effet dû à la distribution gaussienne de la conductivité ionosphérique, et qui rend impossible le sondage magnétotellurique profond en zone équatoriale (Vassal et al., 1998).

### 6.5. Participation au programme ŒRSTED

Le projet ŒRSTED est un satellite géomagnétique de recherche pour la période 1999-2000 (lancement le 23 février 1999), ce projet associe certains observatoires sol du réseau mondial (ceux du réseau INTERMAGNET en particulier). Les objectifs d'ŒRSTED intéressent à la fois les études du champ magnétiques principal, du champ d'anomalies et les interactions entre le vent solaire et la magnétosphère. La participation des observatoires du BCMT a été sollicitée compte tenu de leur position géographique et géophysique privilégiée. Les données sol sont rassemblées à Copenhague (ŒRSTED Data Centre). Par ailleurs le Centre de données géomagnétiques (GIN) de Paris a été choisi pour assurer le maintien en ligne des données définitives de tous les observatoires participant à INTERMAGNET en attendant qu'elles soient disponibles sur le cédérom annuel. Ces données seront utilisées par les principaux investigateurs du programme ŒRSTED pour valider ou corriger rapidement les données reçues des instruments embarqués.

### 6.6. Les données des observatoires magnétiques : Où est comment les obtenir ?

Les bases de données sont à considérer à la fois au niveau de l'institution ayant en charge le fonctionnement des observatoires (IPGP, EOST et IRD), au niveau national (BCMT), au niveau du réseau INTERMAGNET et enfin à celui des centres mondiaux (WDC). C'est le premier niveau qui assure la mise à jour des autres bases de données en fournissant à chacune d'elles des résultats définitifs mis en forme au format convenable.

Deux initiatives sont à signaler dans l'effort entrepris pour regrouper les données anciennes d'observatoires magnétiques. La première concerne le BCMT qui a entrepris la constitution d'une base de données rassemblant toutes les données disponibles sous forme numérique pour les observatoires français depuis leur création. Cette base de données sera disponible sur cédérom en 1999. La seconde concerne le Laboratoire de Géomagnétisme de l'IPGP qui, constatant que les valeurs mensuelles dispo-
nibles dans les centres mondiaux ne constituaient pas une base suffisamment longue et complète pour permettre l'étude des caractéristiques de la variation séculaire comme les secousses magnétiques, a rassemblé et surtout validé les séries mensuelles des observatoires (Alexandrescu, 1998).

Pour obtenir les données des 14 observatoires déjà cités diverses possibilités existent :

- Bulletins et données historiques des observatoires français :

BCMT, Institut de Physique du Globe de Paris, IPGP - B89-, 4, place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05. (Télécopie : 33 (0)1 44 27 33 73 ; E mail : bcmt@ipgp.jussieu.fr)

- Données temps réel disponibles pour les observatoires du réseau INTERMAGNET : Les valeurs minutes s'obtiennent auprès des GIN's (Geomagnetic Informations Nodes), sur une base journalière. Les GIN's maintiennent 45 jours de données accessibles en ligne, l'adresse du GIN français maintenu par l'IPGP est : par_gin@ipgp.jussieu.fr

- Données visibles sur les serveurs WWW (tracés des magnétogrammes temps réel) dont les adresses sont : http://obsmag.ipgp.jussieu.fr pour le serveur de l'IPGP, et http://eost.u-strasbg.fr/obsmag pour le serveur de l'EOST. Sur ces deux serveurs il existe un lien possible avec tous les autres serveurs du réseau INTERMAGNET.

- Données définitives (valeurs minutes, horaires, mensuelles et annuelles) : sur le cédérom réalisé par INTERMAGNET.

## 7. PERSPECTIVES POUR LES OBSERVATOIRES DU BCMT

### 7.1. Évolution vers l'automatisation des mesures

L'automatisation des mesures dans les observatoires magnétiques est un impératif auquel sont confrontés de nos jours, pour des raisons diverses - qui ont souvent en commun une raison économique - la plupart des observatoires. Pour des raisons d'ordre métrologique, la plupart des observatoires fonctionnent selon le principe suivant : (1) mesures "continues" de valeurs relatives de composantes (à l'aide de trois "variomètres"), par rapport à un niveau de référence connu avec une justesse insuffisante ; (2) mesures absolues effectuées la plupart du temps manuellement à raison d'une à deux fois par semaine. Ces mesures sont destinées à déterminer les valeurs de référence (appelées valeurs de base) des mesures relatives. Seule la combinaison des deux permet de déterminer à chaque instant les composantes du champ en vraie grandeur, l'importance des mesures absolues a été à nouveau soulignée par le Conseil exécutif d'INTERMAGNET. L'automatisation des observatoires magnétiques, et donc à terme celle des mesures absolues, constitue l'objectif qui mobilisera les efforts des cinq prochaines années dans le domaine de l'instrumentation magnétique. Des solutions ont été proposées avec plus ou moins de réussite depuis longtemps, le défi à relever étant d'éviter la perte de la justesse et de la précision dans cette opération.

Une approche, pour l'instant théorique du problème, a été développée à l'EOST, à partir des informations fournies d'une part par les variomètres, d'autre part par un magnétomètre à protons enregistrant, avec le même pas d'échantillonnage que les variomètres, c'est-à-dire chaque minute des mesures d'intensité en vraie grandeur. L'objectif de cette nouvelle tentative est d'estimer les valeurs de base permettant de reconstituer le champ complet au niveau du magnétomètre à protons. Le principe mis en œuvre revient à comparer le champ $B_v$ mesuré par les variomètres au champ théorique $B_a$ - C où $B_a$ est le champ régnant au voisinage du magnétomètre à protons - dont on ne connaît que l'intensité - et C est le champ des valeurs de base qui est le paramètre inconnu du problème. Le problème est naturellement sous-déterminé mais on peut le contraindre raisonnablement par les considérations suivantes :

- des tests ont montré que les composantes de C étaient pratiquement statistiquement indépendantes dans un repère $e_1$, $e_2$, $e_3$ tel que $e_3$ est dirigé suivant la direction moyenne du champ, $e_1$ est horizontal, orthogonal au plan du méridien magnétique moyen, et $e_2$ complète le repère. $C_3$ est bien déterminé sans contrainte supplémentaire, mais ce n'est pas le cas de $C_1$ et $C_2$.

- il est nécessaire d'estimer l'angle des vecteurs $B_a$ et $C + B_v$. Le négliger introduit un biais considérable dans l'estimation des composantes $C_1$ et $C_2$. Son estimation repose sur des arguments d'ordre statistique. Moyennant une hypothèse gaussienne sur les erreurs affectant $B_v$, on peut calculer la distribution de probabilité de l'angle ($B_a$, $C + B_v$) et attribuer une valeur à l'angle par un tirage au sort sur cette loi.

- il est d'usage de définir une valeur de base par jour. On peut alors introduire une contrainte, employée dans l'inversion d'Occam, pénalisant les sauts des valeurs de base entre deux journées consécutives.

- enfin, on peut introduire comme information a priori des mesures réelles de $B_a$ effectuées à des intervalles de temps arbitraires.

Pour l'estimation de C, deux algorithmes ont été mis au point : un premier algorithme d'inversion non linéaire classique, faisant appel néanmoins, à chaque itération, à un tirage au sort sur l'angle ($B_a$, $C + B_v$) et un second, fondé sur la méthode de Monte Carlo par chaîne de Markov, qui fournit une estimation de la loi de probabilité marginale des composantes de C pour chaque journée.

Les résultats obtenus, pour l'instant sur des données synthétiques, montrent, comme indiqué plus haut, que $C_3$ est très bien déterminé. En se contentant d'une contrainte de lissage, on peut estimer $C_1$ et $C_2$ à 2 ou 3 nT près selon l'importance du lissage. Naturellement, l'estimation va en s'améliorant lorsqu'on introduit de vraies mesures absolues de $B_a$ : avec une mesure par mois, l'incertitude se réduit à 1 à 2 nT, avec une mesure par semaine, elle ne dépasse pas le nT (Houssou, 1998, Schott et al., 1998).
Mais l'objectif reste bien évidemment de réduire au minimum (typiquement une mesure par an) les interventions manuelles que représentent les mesures absolues traditionnelles.

## 7.2. Nouvelles stations du projet OMP, installation d'un observatoire magnétique en Antarctique

Pour les prochaines années l'objectif primordial, fixé par le BCMT, est de renforcer les stations OMP existantes (doublement des capteurs et des dispositifs d'acquisition pour une meilleure fiabilité, automatisation des installations). En complément il paraît raisonnable d'installer encore quelques stations OMP supplémentaires : les prochains sites cibles retenus sont situés à l'île de Pâques (coopération IPGP/NASA), à Langzou en Chine et à Qsaybeh au Liban. Dans le Pacifique l'IRD a récemment installé une station magnétique provisoire en Nouvelle Calédonie, à proximité de Nouméa, une évaluation est en cours pour déterminer si cette station doit à terme être transformée en observatoire permanent.

Le projet franco-italien Concordia, prévoit l'installation d'un observatoire magnétique permanent à l'intérieur du continent antarctique (site du Dôme C, 75°S et 124° E, altitude 3 200 m). L'installation de cet observatoire magnétique automatisé présentera un intérêt certain : implanté à plus de 1 000 km de l'observatoire le plus proche, sur une calotte glaciaire de plus de 4 000 m d'épaisseur et donc très au dessus du socle rocheux, cet observatoire sera beaucoup moins affecté par les anomalies superficielles que tous les autres observatoires antarctiques tous installés en bordure du continent. Il permettra en outre de combler une lacune considérable dans le réseau des observatoires de l'hémisphère sud et les données recueillies seront de première importance pour le calcul des modèles globaux. L'EOST est le partenaire français de ce projet.

## CONCLUSION

Surveiller le champ magnétique sur des échelles temporelles allant de la seconde au siècle, en des points régulièrement distribués à la surface de la terre représente une contribution importante à la connaissance de notre planète et à la surveillance de son environnement. L'étude de la variation séculaire reposera toujours en partie même quand aura été décidé le lancement d'une série de satellites magnétiques de longue durée- sur les données des observatoires géomagnétiques. En effet, un réseau d'observatoires complet, bien instrumenté et automatisé, sera essentiel pour réduire les données fournies par les satellites. Depuis peu, quelques observatoires sont en danger de fermeture pour des raisons financières ou politiques. Des efforts doivent être menés pour les maintenir et aussi pour installer de nouvelles stations dans les zones mal couvertes.

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ABSTRACT

The auroral and polar ionosphere is coupled both with the thermosphere through ion-neutral collisions, and with the magnetospheric boundary layers by magnetic field lines. Energy, momentum and plasma particles are transferred from the interplanetary medium to the magnetosphere across these boundaries. Coherent and incoherent radars have proved to be a useful tool for studying the dynamics and thermodynamics of the coupled magnetosphere-ionosphere-thermosphere system. Their contribution during the last few years is reviewed, with emphasis on the work carried out in France, based on the EISCAT-ESR incoherent radars and the SuperDARN network of coherent radars. The complementarity between ground radars and space satellite programmes is also emphasised.

The physical principles of the scattering of radio waves are first recalled and the standard analysis and interpretation of coherently and incoherently scattered signals for diagnosis purposes are described. As this standard model is sometimes inadequate, more sophisticated algorithms have been developed, dealing with unusual situations such as the superposition of coherent and incoherent signals, or the observation of multiple echoes with coherent radars.

A first application of ground radars is to the study of large-scale electrodynamics in the magnetosphere-ionosphere system. The relation between horizontal ionospheric currents and parallel currents in the nightside, and the relative location of the convection reversal boundary and the open-closed field line boundary have been the main topics of interest. At smaller scales, transient flow bursts are observed to be the response in the ionosphere to solar wind-magnetosphere interactions at the magnetopause, either pressure pulses or flux transfer events (FTE).

The application of incoherent scatter to the study of thermospheric dynamics has allowed to model horizontal neutral winds in the auroral zone and to perform comparisons with direct interferometer measurements.

Numerical models have been developed and proved useful to interpret radar data: (1) a global self-consistent model describing for the first time magnetosphere-ionosphere-thermosphere interactions

has been used to study inertial effects due to the thermosphere; (2) a detailed ionospheric model including effects of ionosphere-magnetosphere coupling such as Joule heating, precipitations and vertical transport.

1. INTRODUCTION

Dans l'environnement ionisé de la Terre, il est classique et commode de considérer l'ionosphère comme une région distincte de la magnétosphère située au-dessus. La magnétosphère est la région confinée par le flux du vent solaire, à l'intérieur de laquelle s'exerce l'influence du champ magnétique terrestre. Dans l'ionosphère, qui n'est en fait que la couche de basse altitude de la magnétosphère, les processus d'ionisation des neutres sont actifs, qu'il s'agisse du rayonnement UV solaire ou de l'ionisation particulaire par les particules énergiques "précipitées" depuis la magnétosphère. De plus, le plasma de l'ionosphère est fortement couplé aux neutres de la thermosphère, dynamiquement et thermodynamiquement, par l'intermédiaire des collisions. Le champ magnétique terrestre joue un rôle important dans la structuration du système magnétosphère-ionosphère-thermosphère, en couplant les régions de la magnétosphère à l'ionosphère située au pied des mêmes lignes de champ. C'est ainsi que l'ionosphère des régions de haute latitude communique avec les régions les plus lointaines de la magnétosphère, c'est-à-dire les régions les plus à même de subir et de transmettre l'influence du milieu interplanétaire. L'implantation de systèmes de radars dévolus à l'étude par diffusion de l'ionosphère des régions aurorales et des calottes polaires, donne ainsi accès à la physique de la magnétosphère et de son contrôle par le vent solaire. Le champ de vue relativement étendu de ces instruments, s'ajoutant à l'effet de la convergence des lignes de champ magnétosphériques vers les basses altitudes, en font des outils irremplaçables pour une observation globale de la magnétosphère. En ce sens, ils présentent une complémentarité forte avec les mesures in-situ effectuées par des satellites, en apportant d'une part des mesures additionnelles sur la même ligne de champ, et d'autre part en permettant de replacer les mesures satellitaires dans un cadre plus global. De plus, en prenant en compte la continuité temporelle des mesures, les radars sont également des outils de surveillance de la météorologie spatiale.

Nous décrirons dans cet article la contribution des radars européens à diffusion incohérente EISCAT-ESR ainsi que celle du réseau de radars cohérents SuperDARN
auxquels la communauté française participe. Après un rappel du principe de la diffusion, incohérente et cohérente, et des caractéristiques techniques des radars, nous développerons quelques aspects de physique de la mesure. Nous aborderons ensuite l'apport de ces instruments à la compréhension du système magnétosphérique. Bien que ces thèmes soient fortement couplés, nous envisagerons séparément le contrôle de la convection par le milieu interplanétaire, puis la dynamique de l'ionosphère et de la thermosphère, avant de revenir sur la modélisation des couplages du système global magnétosphérique-ionosphère-thermosphère.

## 2. LA DIFFUSION DES ONDES RADIO

Lorsqu'une onde radio traverse un milieu matériel, chaque particule chargée est mise en mouvement par le champ électrique de l'onde et se comporte comme un émetteur secondaire. Le champ total est la résultante du champ incident et du champ rayonné. Si le milieu est parfaitement uniforme, le résultat est une onde plane progressive comme l'onde incidente, mais se propageant avec une vitesse caractéristique du milieu traversé.

Si le milieu n'est pas uniforme, deux types d'effets sont possibles, suivant l'échelle spatiale des structures traversées. Si cette échelle est nettement plus grande que la longueur d'onde, on observera des effets de réfraction (accompagnés de phénomènes de focalisation - défocalisation). Au contraire, si l'échelle est inférieure ou de l'ordre de la longueur d'onde, on s'attend à des effets de type diffusion, c'est-à-dire qu'une partie de l'énergie de l'onde incidente est rayonnée dans des directions différentes. En termes d'ondes sinusoïdales, chaque composante diffusée est le résultat de la superposition (au sens de la relation de Bragg, c'est à dire avec addition des fréquences et addition vectorielle des vecteurs d'onde) de l'onde incidente et de la composante de Fourier de la structure spatio-temporelle des diffuseurs.

### 2.1. La diffusion incohérente et le système EISCAT-ESR

#### 2.1.1. La diffusion incohérente

Dans la diffusion incohérente, c'est la structure granulaire du plasma (c'est-à-dire le fait que le plasma est formé de particules quasiment ponctuelles) qui est responsable de la diffusion. C'est la diffusion de Thomson due essentiellement aux électrons (qui sont les particules les plus mobiles). L'agitation thermique des électrons est responsable de la forme gaussienne et de la largeur du spectre autour de la fréquence incidente. Ce schéma simple prévaut lorsque la longueur d'onde incidente est inférieure à une longueur caractéristique du plasma appelée longueur de Debye. Dans le cas contraire, les fluctuations des particules du milieu ne sont plus aléatoires, mais au contraire fortement corrélées. Ces corrélations résultent du fait que chaque particule (électron ou ion)

tend à s'entourer d'un excès de particules de signe contraire et d'un déficit de particules de même signe, de manière à compenser sa propre charge. Ce phénomène s'exerce sur une distance de l'ordre de la longueur de Debye autour de chaque particule du plasma. Ce second régime de diffusion incohérente est particulièrement intéressant car l'énergie diffusée se concentre dans une bande de fréquence beaucoup plus étroite, la raie ionique, (dont la largeur est donnée par la vitesse thermique des ions et non plus par celle des électrons), à laquelle s'ajoutent deux raies fines décalées de la fréquence incidente par la fréquence plasma du milieu. C'est ce second régime qui est toujours choisi dans les installations de sondage ionosphérique. Il est important de souligner que par sa nature, la diffusion incohérente est toujours présente, et qu'elle constitue le seul mécanisme de diffusion dans un plasma en équilibre thermodynamique. Cependant, la section efficace de diffusion de chaque électron est très faible (inférieure à $10^{-29} \text{ m}^{-2}$). Ceci explique l'importance des moyens matériels à mettre en œuvre dans une installation de diffusion incohérente.

<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>Fig. n°1 : Le spectre de la diffusion incohérente</figcaption></figure>

#### 2.1.2. Le système EISCAT-ESR

L'association EISCAT (European Incoherent SCATter) regroupe un ensemble de partenaires européens dont la France. Elle est responsable, depuis le début des années 80, de deux radars situés à Tromsö au nord de la Norvège, l'un d'eux comportant de plus deux stations de réception additionnelles à Kiruna en Suède et Sodankyla en Finlande.

L'analyse de la raie ionique du signal diffusé permet de déterminer les caractéristiques essentielles du plasma ionosphérique (Figure n°1). La densité électronique est proportionnelle à la puissance totale du signal diffusé,
tandis que la largeur du spectre donne une évaluation du rapport entre la température des ions et leur masse. La forme du spectre présente des épaulements, dont la hauteur relative permet de déduire le rapport entre les températures électronique et ionique. Enfin le décalage global du spectre donne accès à une composante de la vitesse d'ensemble du plasma, ce qui explique l'intérêt d'un système tristatique (une station d'émission mais trois stations de réception) pour une mesure vectorielle de cette vitesse d'ensemble.

Le radar EISCAT est situé à une latitude bien adaptée à l'exploration de la zone aurorale nocturne. Le dispositif a été complété depuis 1996 par le radar ESR (Eiscat Svalbard Radar) situé à plus haute latitude au Spitzberg, donnant ainsi accès au côté jour de la zone aurorale (le cornet polaire) et à la calotte polaire elle-même.

Sur le site de Tromsö se trouvent deux systèmes complémentaires : (1) un radar tristatique fonctionnant dans la gamme UHF dont la puissance crête est de 1,7 MW, comportant une antenne parabolique de 32 m de diamètre orientable dans toutes les directions. Des antennes identiques sont utilisées sur les sites distants en réception ; (2) un radar VHF monostatique comportant une antenne de 120 m x 40 m, en forme de cylindre parabolique, orientable dans le plan méridien. L'intérêt d'une fréquence VHF est de permettre des mesures à des altitudes plus élevées, dans l'ionosphère supérieure où le plasma est moins dense, en repoussant la limite imposée par la longueur de Debye. Le radar du Spitzberg est lui aussi un système VHF monostatique, utilisant une antenne parabolique.

## 2.2. La diffusion cohérente et le réseau SuperDARN

### 2.2.1. La diffusion cohérente

Dans la diffusion cohérente, les irrégularités responsables de la diffusion sont des ondes excitées au-dessus de leur niveau thermique par divers processus d'instabilité, le plasma ionosphérique n'étant pas avare de sources d'énergie libre prêtes à s'investir dans la croissance d'ondes diverses. Encore faut-il que l'onde radar soit diffusée dans une direction connue et commode. De ce point de vue, la solution la plus simple sur le plan expérimental est la rétrodiffusion, c'est-à-dire que l'émetteur et le récepteur de l'onde diffusée sont situés au même endroit. Les radars HF du réseau SuperDARN s'appuient sur l'idée que les irrégularités responsables de la diffusion résultent principalement de l'instabilité de dérive de gradient dont les deux caractéristiques essentielles sont les suivantes : (i) à cause de la forte conductivité électrique du plasma parallèlement au champ magnétique, les irrégularités diffusantes sont alignées avec le champ. Une construction géométrique simple montre alors que le vecteur d'onde incident doit être perpendiculaire au champ magnétique, c'est à dire pratiquement horizontal dans les régions aurorales et polaires. Ceci explique le choix de la

<figure><img src="image_73.png" /><figcaption>Fig. n°2 : Le réseau des radars SuperDarn dans l'hémisphère Nord. La paire Alaska-Prince George est en cours de développement.</figcaption></figure>

gamme des fréquences HF, suffisamment basse pour que des ondes provenant d'un émetteur au sol subissent une réfraction notable ; (ii) la fréquence des ondes de dérive de gradient est quasiment nulle, dans le repère du plasma (on dit que les irrégularités sont "gelées" dans le plasma) ; il en résulte que tout décalage de fréquence de l'onde diffusée par rapport à l'onde émise provient de l'effet Doppler dû au mouvement d'ensemble du plasma. En mesurant ce décalage, on a ainsi accès à une composante de la vitesse du plasma.

### 2.2.2. Le réseau SuperDARN

Le réseau SuperDARN (Dual Auroral Radar Network) consiste en une double chaîne en longitude de radars cohérents HF (Greenwald et al., 1995a). Chaque radar détecte le signal rétrodiffusé par les irrégularités de densité électronique de l'ionosphère. Le faisceau radar est orientable dans un angle azimutal de 53°, la portée étant de l'ordre de 3 000 km, permettant ainsi de couvrir un champ de vue d'environ 4 millions de km² dans l'ionosphère de la région aurorale et de la calotte polaire.

Afin de déterminer par triangulation les vitesses vectorielles de déplacement des irrégularités, chaque zone de mesure est couverte par deux radars situés sur deux sites distants. On détermine ainsi, en chaque point de leur champ de vue commun, deux composantes indépendantes du vecteur vitesse, dans le plan perpendiculaire au champ magnétique terrestre.

Dans l'hémisphère Nord, trois paires de radars sont actuellement opérationnelles, couvrant un secteur de longitudes allant du Canada central à la Scandinavie (Figure n°2). La France participe à ce réseau en étant responsable du radar de Stokkseyri situé en Islande. A terme, le réseau sera étendu vers l'ouest par une quatrième paire entre l'Alaska et la Colombie Britannique. Cet
ensemble couvrira alors plus de 14 heures de temps magnétique local (TML). Dans l'hémisphère Sud, plusieurs radars sont opérationnels sur les bases antarctiques de Halley Bay, Sanae et Syowa. Deux radars sont également en construction, l'un en Tasmanie, l'autre à Kerguelen. Ce second radar français, construit en coopération avec l'Italie et avec le concours de la Suède et de la Finlande complétera le dispositif à partir de l'été ultral 1999-2000.

A partir de la fonction d'auto-corrélation du signal rétrodiffusé, on peut déduire les principales caractéristiques (puissance, vitesse Doppler de la cible, largeur spectrale) des échos. Le réseau SuperDARN donne donc accès à la cartographie de la vitesse d'écoulement du plasma sur une vaste zone géographique, avec une résolution temporelle pouvant atteindre la minute et une résolution spatiale comprise entre 50 et 100 km. A partir de ces données, une large palette d'objectifs scientifiques peuvent être abordés.

## 3. MICROPHYSIQUE ET PHYSIQUE DE LA MESURE

La réponse de l'instrument dans certaines situations géophysiques, souvent parmi les plus intéressantes, ne correspond pas au modèle standard. Ceci concerne aussi bien les radars incohérents que les radars cohérents. Un nombre importants de travaux ont du être effectués pour comprendre ces réponses "anormales", travaux qui ont ensuite permis d'aborder des phénomènes physiques, en dehors du champ d'application initial des radars.

### 3.1. Échos cohérents superposés à la diffusion incohérente

Sans entrer dans des études détaillées de physique de la mesure, il est intéressant de remarquer que les spectres de diffusion incohérente peuvent être contaminés par des échos de diffusion cohérents. Deux types de phénomènes ont été étudiés, correspondant à des signatures spectrales très différentes : (i) des événements brefs et sporadiques caractérisés par des vitesses importantes, pouvant atteindre 2 km/s, associés à la présence d'ondes d'Alfvén stationnaires sur les lignes de champ magnétosphériques. (ii) l'existence d'une turbulence d'ondes acoustiques ioniques rendues instables par des courants parallèles intenses. Cette turbulence engendre un rehaussement considérable (entre 1 et 2 ordres de grandeur) d'une des deux raies acoustiques ioniques du spectre. Dans chaque cas, on a pu interpréter les spectres correspondants et obtenir les paramètres du plasma durant ces événements.

Le modèle interprétatif standard s'appuie sur des fonctions de distribution des vitesses maxwelliennes. En période perturbée, des écarts importants par rapport à ce modèle d'équilibre maxwellien peuvent être la source d'erreurs sur les paramètres macroscopiques déduits du spectre. La comparaison entre différents modèles non-maxwelliens (polynomial, numérique) a conclu à la nécessité de recourir à un modèle non-maxwellien pour

des champs électriques supérieurs à 40 mV/m. (Gaimard, 1996, Gaimard et al., 1998). Poursuivant dans cette direction, Hubert et al. (1996) ont montré qu'il est possible de s'affranchir de tout modèle à priori dans le cas d'un plasma ne comprenant qu'un seul type d'ion (NO⁺ ou O⁺).

### 3.2. La raie de plasma

Les observations récentes de courants alignés très intenses ont donné aux mesures de raies de plasma une nouvelle actualité. Des expériences menées en 1992 ont montré que pour obtenir une bonne précision dans la mesure des courants, il est important d'inclure dans l'équation de dispersion des électrons les effets non maxwelliens (flux de chaleur). Des expériences se poursuivent, en coopération avec l'Université de Tromsø, avec les nouveaux programmes d'observations sur EISCAT utilisant une technique de codage permettant une excellente résolution spatiale (Guio et al., 1996, 1998).

### 3.3. Le problème de la composition ionique

L'interprétation des spectres de diffusion incohérente nécessite la connaissance de la composition ionique. Dans la tranche d'altitudes (la région F1) où s'effectue la transition entre les ions moléculaires (NO⁺) et atomiques (O⁺), la détermination des paramètres ionosphériques est entachée d'incertitude (Alcayde et al., 1996). Une technique basée sur l'analyse globale d'un profil vertical de mesures et non sur l'analyse des spectres individuels a été développée (Cabrit et Kofman, 1996). Appliquée aux mesures EISCAT (Litvine et al. 1998), elle a permis une étude statistique de l'altitude et de la largeur de la transition entre les ions moléculaires et atomiques.

### 3.4. Les échos multiples

Le spectre du signal reçu par les radars cohérents est lui aussi souvent plus complexe qu'une raie unique dont le décalage en fréquence traduit le mouvement des diffuseurs. De nombreux spectres comportent plusieurs raies, qui traduisent soit la présence simultanée d'une diffusion parasite par le sol, soit l'inhomogénéité de la convection dans la cellule de diffusion. L'utilisation de techniques d'analyse "haute résolution" (Barthes et al., 1998) a permis de résoudre ces spectres qui échappent à l'analyse standard. Profitant de la possibilité de résoudre plusieurs vitesses de convection dans une même cellule, André et al., (1998) ont développé une technique permettant d'améliorer fortement la résolution spatiale des cartes vectorielles de convection.

### 3.5. La diffusion collective

A partir de la forme de la décroissance, gaussienne ou exponentielle, de l'amplitude de la fonction d'auto-corrélation du signal HF diffusé, il est possible d'obtenir de informations sur les caractéristiques de la turbulence, à savoir le coefficient de diffusion turbulente, ainsi que le
temps de corrélation. Les valeurs expérimentales du coefficient de diffusion (Villain et al., 1996) sont nettement supérieures (de 2 ordres de grandeur) aux valeurs attendues d'après la théorie classique, sans qu'aucune interprétation, en termes de fréquence de collisions anormale, n'ait pu en être donnée.

### 3.6. Le problème de la localisation des échos des radars HF

La localisation géographique des cellules de rétrodiffusion s'effectue à partir du temps de propagation de l'impulsion radar et de la direction du faisceau. Or, nous avons vu qu'une réfraction notable de l'onde HF est nécessaire pour observer des échos de rétrodiffusion. S'ajoutant au fait que l'altitude à laquelle se produit la diffusion est inconnue, ceci crée une incertitude quant à la localisation précise des mesures. Des études par tracés de rayons, couplées à des mesures effectuées à plusieurs fréquences (André et al., 1997) ont permis d'évaluer la précision de la localisation. Celle-ci est en moyenne de l'ordre de 20 km, une précision suffisante pour le mode de fonctionnement standard du radar pour lequel la "lorgeur" d'une porte est de 45 km.

## 4. CONTRÔLE DE L'ÉLECTRODYNAMIQUE MAGNÉTOSPHÈRIQUE PAR LE MILIEU INTERPLANÉTAIRE

Si la magnétopause était un obstacle parfaitement étanche au vent solaire, la théorie des milieux parfaitement conducteurs (la MHD ou magnéto-hydrodynamique) nous enseigne que la magnétopause devrait être une surface équipotentielle et donc que l'intérieur de la magnétosphère serait totalement découplé du milieu interplanétaire. Dès le début des années 60, il était évident que tel n'était pas le cas et que la circulation du plasma dans la magnétosphère est contrôlée par l'écoulement du vent solaire autour de la magnétosphère. Ce contrôle s'effectue par l'intermédiaire de deux mécanismes physiques pouvant opérer simultanément, l'un étant l'interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère, et l'autre étant la reconnexion entre les champs magnétiques terrestre (CMT) et interplanétaire (CMI). A ces mécanismes sont associés des transferts de matière, impulsion et énergie à travers la magnétopause. Sur le plan topologique, la reconnexion, qui se produit entre deux champs antiparallèles, crée des lignes de champ reliant l'intérieur de la magnétosphère au milieu interplanétaire, permettant ainsi le transfert de matière le long du tube de flux reconnecté. Sur le plan électrodynamique, la distribution de potentiel imposée par l'écoulement du vent solaire est responsable de la circulation du plasma et des courants à l'intérieur de la magnétosphère. En effet, en MHD, un champ électrique entraîne une convection d'ensemble du plasma (électrons et ions) avec une vitesse $V = E \times B / B^2$. Les lignes de champ étant, au moins à grande échelle, équipotentielles à cause de la

forte conductivité du plasma de la magnétosphère, la convection se "projette" dans l'ionosphère, la convergence des lignes de champ créant de plus un effet de loupe.

La fermeture des courants s'écoulant le long des lignes de champ s'effectue dans la partie basse de l'ionosphère, la région "dynamo", où, à cause du fait que seuls les électrons sont magnétisés, une conductivité horizontale notable existe. L'ionosphère n'est cependant un élément purement passif du circuit, sa conductivité étant elle-même fortement dépendante des processus magnétosphériques.

### 4.1. La structure de grande échelle

Lorsque le champ magnétique interplanétaire est dirigé vers le Sud (Bz négatif), le processus de reconnexion magnétique domine et la circulation du plasma dans la magnétosphère et dans l'ionosphère tend à s'organiser en deux vortex de taille planétaire : les lignes de force du champ terrestre reconnectées à l'avant de la magnétosphère sont entraînées par l'écoulement du vent solaire vers la queue, induisant au niveau ionosphérique, dans la calotte polaire (définie comme la région de lignes de champ ouvertes) une circulation anti-solaire (Figure n°3) ; un double flux de retour s'établit à plus basse latitude, dans la région des lignes de champ fermées, l'un du côté matin dirigé vers l'est, l'autre du côté soir dirigé vers l'ouest. Cet écoulement correspond à une différence de potentiel entre les côtés matin et soir de la calotte polaire typiquement de l'ordre de 50 à 80 kV. La composante By (matin-soir) du CMI joue également un rôle, en modulant la forme et l'importance relative des deux cellules. Dans l'hémisphère nord, la convection s'intensifie du côté soir (matin) quand la composante By du CMI est négative (positive), et inversement dans l'hémisphère sud.

Cette vision simple situe à une même latitude les deux frontières que sont le renversement de la convection

SuperDARN Instantaneous Velocity Map

16 September 1994

<figure><img src="image_74.png" /></figure>

Fig. n° 3 : Carte vectorielle de convection dans le secteur jour déterminée par les radars SuperDARN. On distingue clairement l'entrée du plasma dans la calotte polaire au niveau du cornet polaire.
<figure><img src="image_75.png" /></figure>

Fig. n° 4 : Schéma du système de courants dans le secteur nuit déduit des mesures EISCAT. On remarque que les courants horizontaux qui circulent entre les régions 1 des secteurs matin et soir n'ont pas d'équivalent entre les régions 2 situées à plus basse latitude (Peymirat et Fontaine 1996).

(CRB) et la frontière entre les lignes de champ ouvertes et fermées (OCB). Des études de cas en cours, effectuées à l'aide des radars SuperDARN (détermination de la CRB) associées à des mesures de particules énergiques à bord de satellites magnétosphériques (détermination de l'OCB) tendent à situer la CRB à plus haute latitude que l'OCB, au moins dans le secteur jour autour de midi tandis que la situation s'inverse dans le secteur après-midi. Un champ de recherches connexe concerne la relation de conjugaison entre les observation ionosphériques par radars et les différentes régions de la magnétosphère.

Les mesures effectuées par le radar EISCAT constituent une base suffisante pour étudier de manière statistique l'électrodynamique à grande échelle de la zone aurorale. Prolongeant des travaux antérieurs portant sur la modélisation de la convection et de la conductivité ionosphérique, Peymirat et Fontaine, (1996) ont étendu l'étude à la modélisation des systèmes de courant. Les courants horizontaux dans la région dynamo (la partie de l'ionosphère en dessous de 150 km d'altitude où la conductivité horizontale est importante), sont obtenus à partir des modèles de champ électrique et de conductivité précédents, tandis que les courants parallèles, circulant le long des lignes de champ magnétique entre la magnétosphère et l'ionosphère sont donnés par la divergence des courants horizontaux. Les résultats mettent en évidence des comportements bien connus comme l'intensification du système de courants et son mouvement vers les basses latitudes lorsque l'activité magnétique s'accroît. Ils ont surtout permis de préciser la relation de continuité entre les systèmes de courants horizontaux et parallèles dans le secteur nuit. La Figure n°4 montre schématiquement comment les doubles systèmes de courants parallèles, dits de région 1 (à haute latitude) et de région 2 (à plus basse latitude), et dont le sens s'inverse de part et d'autre de minuit, se connectent entre eux : au

courant horizontal (Pedersen) connectant régions 1 et 2 dans chaque secteur de temps local, s'ajoute un courant horizontal connectant entre elles les nappes de région 1 à plus haute latitude, c'est-à-dire le courant descendant du secteur matin au courant montant du secteur soir.

Lorsque le champ magnétique interplanétaire est dirigé vers le Nord (Bz positif), le taux de reconnexion magnétique diminue ou disparaît au profit de l'interaction visqueuse. La dimension de la calotte polaire est alors réduite, ainsi que la différence de potentiel matin-soir. La convection est alors plus complexe. Le nombre et la structure des cellules de circulation ne sont pas clairement établis et font encore l'objet de nombreux débats. Des observations des radars SuperDARN (Greenwald et al., 1995b) ont mis en évidence une convection solaire dans la calotte polaire, en accord avec les modèles théoriques qui prévoient la reconnexion du côté jour, mais le long de lignes de champ des lobes de la queue de la magnétosphère.

## 4.2. Les structures de petite et moyenne échelle

Se superposant à la structure à grande échelle de la convection, des sursauts brefs et localisés de convection ont été mis en évidence par les radars SuperDARN (Figure n°5). D'une manière générale, ils sont considérés comme traduisant la réponse de la convection aux variations des paramètres du milieu interplanétaire. Plusieurs explications de ces sursauts sont avancées : (1) la reconnexion sporadique et/ou localisée de tubes de flux au niveau de la magnétopause responsable des événements de transfert de flux (FTE) observés également à bord de satellites par leur signature magnétique ou particulaire ; (2) des déformations de la magnétopause en réponse à des variations de la pression du vent solaire entraînant des vortex multiples se déplaçant le long de la frontière entre lignes de champ ouvertes et fermées.

# 5. STRUCTURE ET DYNAMIQUE IONOSPHÉRIQUES

## 5.1. Effets ionosphériques du couplage ionosphère-magnétosphère

Dans l'ionosphère de haute latitude, les échanges ionosphère-magnétosphère, comme les précipitations d'électrons, la présence de courants parallèles se refermant dans la région dynamo ou le chauffage direct de la basse ionosphère par effet Joule dans cette même région dynamo, ont une influence majeure sur la structure de l'ionosphère.

Si l'effet des précipitations d'électrons est maintenant relativement bien modélisé, il n'en est pas de même pour les protons. Après un travail de modélisation des précipitations de protons, (Galand et al., 1997), l'importance relative des précipitations d'électrons et de protons (Lilensten et Galand, 1998) a été évaluée : à partir d'une comparaison avec les mesures Eiscat, on a pu montrer que
<figure><img src="image_76.png" /><figcaption>Fig. n° 5 : Sursauts de convection observés par le radar SuperDARN dans le secteur après-midi. Ces sursauts sont attribués à des événements de reconnexion sporadiques sur la face avant de la magnétosphère.</figcaption></figure>

les protons peuvent représenter la contribution majeure à l'ionisation en dessous de 145 km d'altitude.

## 5.2. Modélisation de la structure de l'ionosphère aurorale et polaire

Le développement de modèles numériques réalistes de la distribution verticale du plasma ionosphérique passe par un certain nombre d'ingrédients, parmi lesquels un modèle d'atmosphère neutre et la prise en compte des différents processus chimiques et collisionnels entre les espèces neutres et ionisées. Un modèle numérique dépendant du temps, appelé TRANSCAR, a été développé (Diloy et al., 1996). Il s'agit d'un modèle fluide, basé sur les 8 moments de la fonction de distribution des vitesses (plasma isotrope), applicable entre 300 et 3000 km d'altitude. Il comporte une partie cinétique pour prendre en compte la population d'électrons suprathermiques (photoélectrons et électrons précipités). Plusieurs comparaison avec des mesures effectuées par le radar EISCAT ont permis de valider ce modèle et de montrer ses capacités et ses limites. En période de calme, Robineau et al. (1996) ont montré le bon accord, tant en ce qui concerne la structure thermique que la distribution des ions O+ dans l'ionosphère supérieure. Dans des situations plus dynamiques, caractérisées par un échappement des ions O+, le modèle s'est également révélé capable de reproduire les observations (Blelly et al., 1996).

On a alors pu utiliser ce modèle pour prédire les conductivités ionosphériques intégrées en présence à la fois de l'éclairement solaire et de précipitations électroniques. La comparaison avec les données expérimentales s'est avérée satisfaisante, malgré quelques écarts, d'ailleurs imputables non au modèle, mais à la technique de dérivation des conductivités à partir des mesures. Les applications du modèle TRANSCAR sont variées : (1) Couplé à une description spatio-temporelle de la convection, il peut suivre l'évolution du contenu d'un tube de flux au cours de son transport convectif au travers de la zone aurorale et de la calotte polaire. Des études communes EISCAT-SuperDARN dans ce sens sont en cours (Figure n°6). Ces simulations sont également applicables à l'étude du transport des bulles de plasma à travers la calotte polaire. (2) En présence de processus d'accélération parallèle et de précipitations électroniques associées, des courants parallèles localisés très intenses peuvent se développer, susceptibles par leur instabilité de chauffer fortement le plasma. Le couplage du modèle TRANSCAR avec l'électrodynamique responsable de ce chauffage permettra d'en donner une description cohérente.
<figure><img src="image_77.png" /></figure>

Fig. n° 6 : Comparaison entre le profil vertical de densité électronique mesuré par le radar ESR (croix) et le modèle TRANS-CAR (Expérience coordonnée française du 22 février 1998). Les profils de concentration en ions atomiques O⁺ (trait-point) et moléculaires (pointillés) sont également représentés.

## 6. DYNAMIQUE DE LA THERMOSPHÈRE

A cause des collisions ions-neutres qui assurent un fort couplage entre les composantes neutre et ionisée de l'atmosphère, la diffusion incohérente s'avère être un outil puissant d'étude de la dynamique de la thermosphère.

Une méthode d'obtention des vents neutres en région E a été développée, qui ne fait appel à aucun modèle à priori d'atmosphère mais utilise la mesure des fréquences de collisions déduites des mesures effectuées par EISCAT. L'application de cette méthode à plusieurs campagnes de mesure a permis de décrire les marées atmosphériques en période calme et agitée, et d'obtenir une mesure des vents verticaux. Pendant les périodes actives, nous avons observé des vents verticaux avec des amplitudes (10 - 20 m/s) jamais observées auparavant. Ces observations qui n'ont pas actuellement reçu d'explication théorique ont été cependant confirmées par d'autres techniques de mesure.

Le modèle moyen de vent neutre horizontal en région F obtenu à partir de l'interféromètre MICADO situé au sol au voisinage d'EISCAT, a été comparé avec le vent méridien déduit des mesures EISCAT pendant des campagnes communes. L'accord obtenu après lissage des données radar sur 2 heures est excellent et bien meilleur que lorsque la comparaison est faite avec un modèle empirique moyen (Lilensten et al. 1995). A partir de ce résultat, un modèle de vent neutre (Figure n° 7) basé sur 1 cycle solaire complet d'observations a été mis au point (Witasse et al., 1998). Ce modèle reflète le fait que les vents neutres sont produits par les gradients de pression dus au chauffage solaire et au chauffage auroral.

Les mesures des vents neutres effectuées dans la région E par EISCAT ont été comparées avec celles pro-

venant de l'interféromètre WINDII embarqué à bord de la mission UARS, obtenues à partir de la raie verte de l'oxygène atomique. Ces comparaisons effectuées lors de campagnes coordonnées, et montrant une différence moyenne entre les deux mesures inférieure à 4 m/s, ont permis la validation de la mesure satellite. Ce résultat est particulièrement important, car c'est à partir de la raie verte thermosphérique qu'est obtenue la calibration de vent zéro pour la raie rouge de WINDII, en utilisant des mesures alternées raie verte, raie rouge (Gault et al., 1999 ; Lathuillere, 1995 ; Thuillier et al., 1995).

## 7. MODÉLISATION DE LA DYNAMIQUE COUPLÉE DU SYSTÈME MAGNÉTOSPHÈRE IONOSPHÈRE THERMOSPHÈRE

Un effort de modélisation à grande échelle du système global magnétosphère-ionosphère-thermosphère a été entrepris depuis plusieurs années. Dans un premier temps, on a modélisé numériquement la circulation du plasma magnétosphérique terrestre incluant son couplage avec l'ionosphère. Celle-ci est représentée par une couche mince conductrice, sphérique. Les distributions des champs électriques ionosphérique et magnétosphérique et les couplages sont calculés de manière autocohérente. Ce premier modèle a démontré l'importance des courants alignés et des précipitations dans le contrôle de la circulation du plasma, et a donné des résultats en bon accord avec les observations en période magnétiquement calme, notamment avec la distribution des courants alignés observés par le radar Eiscat (Fontaine et Peymirat, 1996, 1997). Cependant, les courants prédits par le modèle sont déplacés vers le pôle magnétique par rapport aux observations, déplacement probablement dû au champ magnétique dipolaire utilisé.

Le modèle a ensuite été associé à un modèle fluide tridimensionnel décrivant la circulation générale dans la thermosphère couplée à l'ionosphère, développé aux USA. Ce regroupement a permis de construire le premier modèle autocohérent de la dynamique à grande échelle de la magnétosphère, de l'ionosphère et de la thermosphère. En période magnétiquement calme et au maximum du cycle solaire, le modèle montre que la dynamo atmosphérique, c'est-à-dire l'entraînement des ions par les neutres de l'atmosphère, et les courants électriques qui en résultent, modifient d'environ 10 % le champ électrique ionosphérique, et que la magnétosphère se comporte comme un générateur de courant peu sensible à cette dynamo atmosphérique (Peymirat et al., 1998). Des effets plus importants sont attendus lors de périodes agitées.

Les travaux en cours visent d'une part a évaluer l'importance relative des divers couplages entre la magnétophère, l'ionosphère et la thermosphère dans des conditions variées, et d'autre part à améliorer le modèle afin de rendre ses prévisions plus réalistes. En incluant dans
<figure><img src="image_78.png" /><figcaption>Fig. n° 7 : Vent méridien moyen à 250 km d'altitude déduit des mesures EISCAT effectuées en périodes magnétiquement calmes. Les mesures sont organisées en fonction de l'heure TU pour différentes saisons et 2 classes de flux solaire (Witasse et al., 1998).</figcaption></figure>

le modèle ci-dessus la modification du champ électrique induite par les mouvements des neutres de la calotte polaire, il a été montré que ceux-ci ont une influence sur le mouvement du plasma magnétosphérique. La modélisation de ces effets nécessite la connaissance du champ électrique de la calotte polaire, champ que le modèle ne peut calculer. Il a donc fallu au préalable construire une carte du champ électrique ionosphérique polaire à partir des observations du radar Eiscat et de données satellitaires (Peymirat et Fontaine, 1997). Une application a été faite à l'étude de la transition d'une période agitée vers une période calme : en période agitée, le champ électrique engendre des mouvements importants dans la thermosphère sous l'effet des collisions ions-neutres. En fin de période agitée, les observations montrent que le champ électrique ne diminue pas comme on s'y attendrait. Cette persistance est due à la plus grande inertie de la thermosphère qui par effet dynamo maintient le système de courants ionosphériques. Le modèle montre que la dynamo atmosphérique a un effet considérable sur le champ électrique aux plus basses latitudes et qu'elle est susceptible d'expliquer la persistance des perturbations du champ électrique après une période magnétiquement agitée.

Le modèle dipolaire de champ magnétique utilisé est insuffisamment réaliste en période magnétiquement agitée où apparaissent de forts courants électriques susceptibles de modifier notablement le champ. Un formalisme permettant d'inclure dans le code un modèle de champ non dipolaire a été construit (Peymirat and Fontaine, 1998).

## CONCLUSION

La communauté des physiciens spatiaux est engagée dans une étude approfondie du système magnétosphérique terrestre. Cette démarche est motivée par la nécessité de mieux connaître, et à terme de prévoir, un milieu dans lequel s'exercent des activité humaines de plus en plus nombreuses. Elle est également motivée par le fait que le système terrestre, facilement accessible à des diagnostics multiples et complémentaires, est représentatif de situations physiques rencontrées autour d'autres objets astrophysiques, planétaires ou stellaires.

Dans cette démarche expérimentale, les radars au sol possèdent une place particulière. En observant des zones entières de l'ionosphère aurorale et polaire, ils apportent un diagnostic sur l'ensemble de la magnétosphère externe et sur son comportement dynamique en réponse aux sollicitations provenant du milieu interplanétaire. Ils se révèlent également aptes à étudier le transfert vers les basses altitudes et finalement vers l'atmosphère, des flux d'énergie associés.

S'ajoutant à leur aptitude à discerner entre variations spatiales et variations temporelles, ces caractéristiques rendent les radars au sol très complémentaires des moyens satellitaires d'observation in-situ. La mise en œuvre de coordinations "sol espace" est devenue une réalité depuis les lancesents ces dernières années des satélites magnétosphériques de la série "Interball" dans lesquels la communauté spatiale française est fortement impliquée. Ces mesures sont effectuées pendant des intervalles de temps communs, avec des objectifs scien-
tifiques précis, et des modes de fonctionnement adaptés pour chaque instrument. Dans le futur proche, ces campagnes seront poursuivies autour du programme "Cluster" dont l'objectif est justement l'étude, à partir d'une mission à quatre satellites coordonnés, des proces-sus de transfert au niveau des frontières magnétosphériques, et en particulier la magnétopause.

## REMERCIEMENTS

Les radars EISCAT-ESR sont financés en commun par les agences nationales de recherche d'Allemagne (MPG), de Finlande (SA), de France (CNRS), de Norvège (NFR) et du Royaume Uni (PPARC). La partici-pation française au réseau multinational SuperDARN est financée par le CNRS/INSU et l'IFRTP. L'auteur remer-cie les chercheurs impliqués dans les programmes EIS-CAT/ESR et SuperDARN pour leur aide dans la prépara-tion de ce rapport.

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## EXPLORATION OF THE EARTH'S MAGNETOSPHERE BY THE INTERBALL-1 AND 2 SPACECRAFTS

N. DUBOULOZ¹, S. PERRAUT², H. DE FERAUDY², F. LEFEUVRE¹, J.-A. SAUVAUD⁴.

¹CETP/CNRS/UVSQ, 4 avenue de Neptune, 94107 Saint-Maur Cedex

²CETP/CNRS/UVSQ, 10-12 avenue de l'Europe, 78140 Vélizy

³LPCE/CNRS, 45071 Orléans Cedex 02

⁴CESR/CNRS, 9 avenue du Colonel Roche, BP 4346, 31029 Toulouse

## ABSTRACT

The Interball project consists in two pairs of satellites orbiting in the Earth's magnetosphere. It was managed by the Russian space agency (RKA) in the frame of a wide international cooperation including a strong French participation. The Interball-1 pair was launched in August, 1996 into a highly elongated (800 km perigee, 190,000 km apogee altitude), 65° inclined orbit which crosses the equatorial parts of the Earth's magnetotail at distances of a few tens of Earth's radii, and is therefore suitable for magnetospheric substorm studies. Interball-2 was launched one year later into a 750 km perigee, 20,000 km apogee altitude orbit of almost same inclination, and is devoted to studies of the auroral and polar cap regions. The spacecraft payloads include in situ wave and particle measurements, as well as imaging experiments. This paper presents the major first results of several experiments which have been developed under the leadership, or at least with a strong participation, of French laboratories funded by the Centre National de la Recherche Scientifique (CNRS), and the Centre National d'Etudes Spatiales (CNES).

## 1. INTRODUCTION

La magnétosphère constitue la partie externe de l'atmosphère terrestre. Sa frontière externe, la magnétopause, marque la limite de l'influence du champ magnétique interne de la Terre, et l'entrée dans le milieu interplanétaire où s'écoule le vent solaire. La magnétosphère est un plasma, c'est-à-dire un gaz composé non pas d'atomes ou de molécules neutres comme le sont les parties basses de l'atmosphère, mais de particules chargées électriquement, ions positifs et électrons négatifs. Cette propriété s'explique par la grande dilution du milieu magnétosphérique, qui diminue très fortement le taux de recombinaison des paires ions/électrons créées notamment sous l'action du rayonnement ultraviolet en provenance du Soleil. La magnétosphère apparaît comme une sorte de "laboratoire naturel" relativement facile d'accès. Grâce à son étude, on peut espérer identifier et comprendre les processus fondamentaux de la physique des plasmas, qui sont également à l'œuvre dans d'autres objets plus lointains de l'Univers, et donc d'observation moins aisée, comme les magnétosphères des autres planètes du Système Solaire, les atmosphères du Soleil et des autres étoiles, ou les nébuleuses de gaz ionisé dans les galaxies.

La structure de la magnétosphère est fortement influencée par son interaction avec le vent solaire. Comme le montre la Figure 1, les lignes de force du champ magnétique terrestre sont comprimées par la pression du vent solaire du côté du Soleil, mais fortement étirées dans la direction anti-solaire où elles forment la queue magnétosphérique. La structure du champ magnétique magnétosphérique n'est donc pas dipolaire, et ne résulte pas du seul champ magnétique interne de la Terre, mais aussi de l'existence de courants électriques qui circulent dans différentes régions, notamment à la surface de la magnétopause et dans la partie équatoriale de la queue magnétosphérique (feuillet de plasma). Mais cette image statique est trompeuse. Les propriétés du vent solaire (densité, vitesse, température, champ magnétique) fluctuent en permanence en liaison avec les phénomènes actifs se produisant dans l'atmosphère du Soleil. Lorsque ces fluctuations sont trop brutales, par exemple lorsque les perturbations engendrées par une éruption solaire atteignent la Terre, la magnétosphère ne peut plus évoluer par simple passage par des états d'équilibre successifs. Cette rupture provoque souvent un sous-orage magnétosphérique, phénomène dans lequel la structure du champ magnétique de la queue magnétosphérique est brusquement modifiée, une partie des lignes de champ passant d'une configuration "étirée" à une configuration "dipolaire". Cette reconfiguration est associée à la formation du circuit auroral, qui vient en quelque sorte court-circuiter les courants du feuillet de plasma. Une partie de ces courants est déviée vers la Terre le long de lignes de champ magnétique, puis remonte vers la queue le long d'autres lignes de champ. La fermeture de ce circuit est assurée par des courants horizontaux s'écoulant à basse altitude dans l'ionosphère, qui peut être définie comme la région de transition partiellement ionisée existant entre l'atmosphère neutre et la magnétosphère totalement ionisée. L'évolution de la magnétosphère est donc gouvernée par un double couplage, avec l'ionosphère aussi bien qu'avec le vent solaire. Les courants verticaux à l'intérieur du circuit auroral sont assurés par le déplacement d'ions et d'électrons de haute énergie. Dans les régions de courant montant, les électrons précipitent vers les basses altitudes. Lorsqu'ils atteignent les couches denses de l'atmosphère, ils entrent en collision avec les atomes neutres et leur transfèrent ainsi leur énergie. Les atomes ainsi placés dans un état excité retournent à leur état fondamental en émettant de la lumière visible ou du rayonnement ultraviolet, provoquant le phénomène des aurores polaires. L'ensemble des processus associés aux sous-orages magnétosphériques
<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>Fig. 1 : Coupe schématique de la magnétosphère terrestre dans le plan méridien midi-minuit. Les symboles ○ indiquent la présence de courants perpendiculaires au champ magnétique local à la surface de la magnétopause et dans la région du feuillet de plasma.</figcaption></figure>

peut être décrit comme une dissipation d'énergie réalisée par la magnétosphère pour assurer son retour à un équilibre stable. Les aurores représentent l'aspect le plus spectaculaire de cette dissipation.

L'idée du projet Interball, née dans les années 1970, consiste à placer deux paires de satellites en orbite dans des régions clés pour mesurer et comprendre le couplage entre ionosphère, magnétosphère et vent solaire. La première paire de satellites Interball-1 (ou Interball Tail) a été lancée le 3 août 1995 depuis la base de Plesetsk, dans le nord de la Russie (Zelenyi et Sauvaud, 1997). Son orbite extrêmement excentrique (périgée et apogée initiaux à 800 et 190 000 km d'altitude, respectivement) est inclinée de 65° environ par rapport au plan de l'équateur terrestre. Sa période de révolution est d'un peu moins de 4 jours. Une telle orbite permet d'une part de traverser le feuillet de plasma à des distances de quelques dizaines de rayons terrestres, qui sont idéales pour l'étude des sousorages, mais aussi d'atteindre les régions des lobes et de la magnétopause à plus haute latitude. La seconde paire de satellites Interball-2 (ou Interball Auroral) a été lancée un an plus tard, le 29 août 1996, toujours depuis le cosmodrome de Plesetsk (Zelenyi et Sauvaud, 1998). Son orbite possède également une forte inclinaison (62.5° environ), mais est moins allongée (périgée et apogée initiaux à 750 et 19 000 km d'altitude, respectivement). La période de révolution est de 6 heures environ. Cette orbite permet à Interball-2 d'explorer les régions de haute latitude (zone aurorale et calotte polaire) à des altitudes

comprises entre 10 000 et 19 000 km. Cette gamme d'altitudes est intermédiaire entre celles parcourues par les satellites américains Fast et Polar. Interball-2 peut ainsi détecter les flux de particules précipitant depuis la queue magnétosphérique vers l'ionosphère avant que leurs caractéristiques n'aient été modifiées par les champs électriques existant à plus basse altitude (en-dessous de 10 000 km environ). Inversement, il peut mesurer les échappements de plasma ionosphérique avant qu'ils n'aient été trop dilués par la divergence des lignes de champ magnétique. L'ensemble de ces caractéristiques orbitales contribue donc à donner au projet Interball une place originale par rapport aux autres projets d'exploration magnétosphérique.

L'intérêt de la configuration multi-satellitaire du projet Interball est qu'elle permet de comparer les mesures obtenues :

- par les deux paires de satellites, pour caractériser les phénomènes d'échange de matière, de quantité de mouvement et d'énergie à grande échelle qui gouvernent la dynamique d'ensemble de la magnétosphère,

- par les deux satellites d'une même paire, pour résoudre les structures de petite échelle à l'intérieur desquelles s'organisent les phénomènes de turbulence, d'accélération des particules et de rayonnement électromagnétique.

En fait, cette distinction entre physique macro- et microscopique est souvent artificielle, car les processus intervenant sur des échelles spatiales et temporelles dif-
<table><caption>Table 1 : Liste des expériences à participation française à bord des stellites Interball-1 (en grisé) et 2 (en blanc).</caption><thead><tr><th>INSTRUMENT</th><th>PARAMETRES MESURES</th><th>RESPONSABLE</th></tr></thead><tbody><tr><td>ELECTRON</td><td>Fonction de distribution tridimensionnelle des électrons (0.01 - 26 keV)</td><td>J.-A. Sauvaud (CESR, Toulouse)</td></tr><tr><td>HYPERBOLOID</td><td>Composante ionique (H+, He+, O⁺, O⁺)</td><td>N. Dubouloz (CETP, Saint-Maur)</td></tr><tr><td>ION</td><td>du plasma thermique (0 - 80 eV)</td><td>J.-A. Sauvaud (CESR, Toulouse)</td></tr><tr><td>IESP</td><td>Spectres en énergie et en angle des ions (0.03 - 14 keV) et des électrons (0.01 - 20 keV)</td><td>S. PERRAUT (CETP, Vélizy)</td></tr><tr><td>MEMO</td><td>Champ électrique continu et alternatif (0.1 - 30 Hz)</td><td>M. Mogilevsky (IKI, Moscow, Russia)</td></tr><tr><td>POLRAD</td><td>Champs d'ondes électrique et magnétique (0.01 Hz - 2 MHz)</td><td>F. Lefeuvre (LPCE, Orléans)</td></tr><tr><td></td><td>Rayonnement kilométrique auroral (20 kHz - 2 MHz)</td><td>J. Hanasz (CBK, Torun, Pologne)</td></tr></tbody></table>

férentes interagissent entre eux. Par exemple, les particules portant les courants verticaux du circuit auroral peuvent être accélérées par interaction microscopique avec des ondes électrostatiques ou électromagnétiques, à l'intérieur de structures de très petite échelle (jusqu'à 1 km ou même 1 m !). Inversement, ce sont les conditions d'existence de telles microstructures qui vont gouverner l'établissement du circuit auroral. Une des spécificités du projet Interball est justement de permettre l'étude de ces interactions entre processus se produisant sur des échelles différentes. Interball est ainsi venu compléter une vaste flotte de satellites et d'instruments fonctionnant depuis le sol (radars, chaînes de magnétomètres, etc.) qui, dans le cadre du programme ISTP (International Solar Terrestrial Physics) fournissent un ensemble sans précédent de mesures quasi permanentes afin de permettre de mieux comprendre la dynamique des plasmas circumterrestres et de leur interaction avec le vent solaire.

Le projet Interball a fait l'objet d'une vaste coopération internationale. A l'intérieur de chaque paire, le satellite principal a été construit par la Russie, et le sous-satellite par la Tchéquie. Outre ces deux pays, l'Allemagne, l'Autriche, la Bulgarie, le Canada, la Grande-Bretagne, la Finlande, la France, la Hongrie, l'Italie, la Kirghizie, la Pologne, la Roumanie, la Slovaquie, la Suède et l'Ukraine ont contribué à des degrés divers à l'élaboration et à la construction des nombreux instruments qui forment la charge utile des différents satellites. Cette charge utile consiste principalement en des expériences consacrées à la mesure in situ des particules (ions et électrons dans différents domaines d'énergie), et des ondes (champs électriques et magnétiques statiques et fluctuants dans différents domaines de fréquence). Il faut y ajouter des expériences optiques, consistant en des caméras détectant depuis l'espace les émissions lumineuses provenant des aurores polaires. La participation française, résumée dans la Table 1, concerne une expérience sur Interball-1, et quatre sur Interball-2, développées dans trois laboratoires du CNRS, à Toulouse (Centre d'Etude Spatiale des Rayonnements, CESR), Saint-Maur et Vélizy (Centre

d'étude des Environnements Terrestre et Planétaires, CETP), et Orléans (Laboratoire de Physique et Chimie de l'Environnement, LPCE). Ces expériences ont été conçues et réalisées avec l'appui financier du Centre National d'Etudes Spatiales (CNES). Le CNES a également contribué à la gestion des opérations en vol de ces expériences, ainsi que, dans le cadre du GLIT (Groupe Liaison Interball Traitement), au dépouillement systématique de leurs données. Une expérience polonaise, à laquelle des scientifiques français sont associés, a également été incluse dans cette chaîne de traitement.

Malgré une histoire tourmentée, perturbée par les bouleversements politiques dans les Pays de l'Est, et jalonnée par des reports successifs, le projet Interball est maintenant entré dans la phase d'exploitation systématique et d'interprétation scientifique des données. Ce succès a en grande partie été rendu possible par le dévouement des chercheurs, ingénieurs et techniciens de l'IKI (laboratoire de sciences spatiales de l'Académie des Sciences de Russie), de l'Institut Lavochkin (usine de fabrication des satellites Prognoz), et des stations de commande des opérations et de réception des données d'Evpatoria (Ukraine) et Panska Ves (Tchéquie), qui sont parvenus à mener à bien le projet dans des conditions politiques et économiques particulièrement défavorables. C'est grâce à ce dévouement, auquel se sont conjugués les efforts des équipes françaises, qu'ont pu être obtenus les résultats scientifiques les plus marquants qui sont présentés dans les sections suivantes.

## 2. COUCHES FRONTIÈRES DE LA MAGNÉTOSPHÈRE ÉQUATORIALE

Le satellite Interball-1 a révélé une signature inattendue constituée par la présence, à l'intérieur du plan équatorial de la magnétosphère, de vastes régions peuplées de plasma d'origine solaire. Ceci est en contradiction avec les schémas classiques de pénétration du plasma solaire au voisinage du seul cornet polaire. La Figure 2 donne un exemple de telles mesures obtenu par l'expérience
<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>**Fig. 2** : Spectrogramme temps (abscisses)-énergie (ordonnées) des électrons de 10 eV à 26 keV lors d'un passage du satellite Interball-1 de la magnétogaine vers la magnétosphère. Le flux d'energie est codé suivant l'échelle de grisé donnée à droite. On notera entre 02:00 et 05:15 TU l'alternance de régions peuplées de plasma chaud, accéléré dans la magnétosphère, et de plasma froid d'origine solaire.</figcaption></figure>

Electron (Sauvaud et al., 1997). Ici, le satellite est dans la magnétogaine du secteur matin jusqu'à environ 02:30 TU, moment où il pénètre dans la magnétosphère, près du plan équatorial de cette dernière. A l'intérieur de la magnétosphère, deux types distincts de plasmas sont mesurés alternativement ; un plasma chaud (environ 2 à 5 keV) constitué de particules de la couche de plasma, et un plasma froid (environ 200 eV) d'origine solaire. Les mesures d'ions (non présentées ici) montrent la même succession de ces deux types de plasma. A 03:00 TU, le satellite est encore au voisinage de la magnétopause. La présence de plasma "froid" à cet endroit peut être interprétée par un mécanisme de type reconnexion locale : une ligne de champ magnétique du vent solaire et une ligne de champ magnétique terrestre se reconnectent en un point, puis se séparent à nouveau après une reconfiguration qui conduit à la formation de deux nouvelles ligne de champ connectant le vent solaire et la magnétosphère (Figure 3), et permettant donc les échanges de matière entre les deux milieux. En revanche, il apparaît extrêmement difficile de rendre compte par ce modèle de la présence de plasma d'origine solaire à 05:00 TU, quand le satellite est situé à plus de 3 rayons terrestres à l'intérieur de la magnétosphère. Par ailleurs, une étude statistique effectuée sur 200 cas indique que la détection de ces couches frontières étendues coïncide le plus souvent avec un champ magnétique interplanétaire orienté vers le nord, c'est-à-dire peu favorable à une recon-

nexion des lignes de force des champs magnétiques interplanétaire et terrestre (Sauvaud et al., 1997).

Actuellement l'interprétation de ces données conduit à proposer une entrée du plasma d'origine solaire par percolation suivie d'une convection en direction d'abord anti-solaire puis solaire qui ramène le plasma près de la Terre. Une modèle basé sur l'ensemble des mesures effectuées à bord d'Interball-1 est en cours d'élaboration.

### 3. ACCÉLÉRATION DES IONS ET VENT POLAIRE

Un peu comme la couronne solaire, l'ionosphère et la magnétosphère de basse altitude sont affectées d'un mou-

<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>**Fig. 3** : Schéma simplifié d'un événement de reconnexion entre le vent solaire et la magnétosphère.</figcaption></figure>
vement global d'expansion vers le haut. Aux hautes latitudes, dans les régions aurorales et polaires, gradients verticaux de pression et champ électrique ambipolaire conjuguent leurs effets pour engendrer le "vent polaire", qui consiste en un échappement de plasma ionosphérique à basse énergie (quelques eV). Dans les zones aurorales, des processus complémentaires (par exemple, des ondes électrostatiques et/ou électromagnétiques déstabilisées par les électrons qui précipitent depuis les hautes altitudes pour produire les aurores) viennent compliquer cette image du vent polaire "classique" et produisent des échappements à plus haute énergie, qu'on peut qualifier de vent polaire "généralisé".

Le vent polaire joue un rôle fondamental et longtemps négligé dans la dynamique des plasmas circumterrestres. Il est un des maillons du couplage entre l'ionosphère, la

magnétosphère et le vent solaire. Une partie de l'énergie transportée vers le bas par les particules précipitant depuis la magnétosphère est ainsi recyclée vers le haut. On sait maintenant que l'ionosphère terrestre contribue de manière significative, par l'intermédiaire du vent polaire, au peuplement du feuillet de plasma, dont l'évolution contrôle pour la plus grande part l'activité aurorale... et donc à son tour le vent polaire ! Ce couplage réciproque est une des raisons de la difficulté à comprendre et prévoir la dynamique de la magnétosphère terrestre.

L'étude quantitative du vent polaire et plus généralement de l'échappement du plasma ionosphérique est l'un des objectifs de l'expérience Hyperboloid (Dubouloz et al., 1998a), embarquée à bord du satellite Interball-2. Cette expérience consiste en un spectromètre de masse ionique. Le détecteur principal de l'instrument comporte

<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>Fig. 4 : a- Exemple de spectrogrammes temps-énergie mesurés par l'expérience Hyperboloid pour les ions H+, He+, et O+ (les modulations régulières sont dues à la rotation du satellite) ; b- schéma du modèle d'interprétation ; c- variations bidimensionnelles de l'énergie moyenne des ions H+ obtenues par simulation numérique (la ligne en gras indique l'orbite de Interball-2 ; d- fonction de distribution obtenue par simulation numérique pour l'ion H+ sur le bord polaire de la région d'accélération.</figcaption></figure>
16 fenêtres d'entrée dont les champs de vue couvrent au total un demi-plan comprenant l'axe de rotation du satélite. Il est possible de restreindre l'entrée des ions à une ou plusieurs fenêtres en appliquant des potentiels positifs aux autres fenêtres. Derrière chaque fenêtre est placé un analyseur sphérique consistant en une série d'électrodes dont les potentiels sont ajustés pour sélectionner les ions autour d'une énergie donnée entre 0 et 80 eV. Finalement, les ions atteignent un analyseur magnétique, dans lequel ils suivent des trajectoires circulaires dont le rayon dépend de leur rapport masse/charge, ce qui permet d'identifier les différentes espèces ($H^+$, $He^+$, $O^{++}$, $O^+$). En sélectionnant successivement les différentes fenêtres et les différentes énergies, et en utilisant la rotation du satellite, on peut ainsi reconstituer la fonction de distribution tridimensionnelle de chaque espèce d'ions.

La Figure 4a présente un exemple caractéristique des observations effectuées par Hyperboloid. Aux basses latitudes, on observe une population de basse énergie (< 10 eV) où les ions $H^+$ sont majoritaires. Un peu en dessous de 70° de latitude, l'énergie des ions augmente brusquement et peut atteindre plusieurs dizaines d'eV. Cette augmentation de l'énergie des ions correspond à la traversée par le satellite d'une région où des électrons précipitants engendrent des champs électriques fluctuants qui sont capables d'accélérer les ions. L'énergie des ions diminue ensuite graduellement au fur et à mesure que le satellite se déplace vers les hautes latitudes. Ces observations peuvent être expliquées par un modèle simple présenté dans la Figure 4b. Après avoir été accélérés dans une région étroite en latitude, les ions échappent plus facilement à l'attraction terrestre, et sont simultanément transportés dans la direction anti-solaire par la convection à grande échelle qui résulte de l'interaction entre la magnétosphère et le vent solaire. Comme les ions de basse énergie mettent plus de temps pour atteindre l'orbite du satellite, ils sont convectés plus haut en latitude avant d'être détectés. La magnétosphère joue ici le rôle d'un spectromètre de masse, qui sépare les ions selon leur vitesse, et donc selon leur masse et leur énergie (Lockwood et al., 1985).

Les fonctions de distribution détaillées mesurées par Hyperboloid permettent d'analyser ce phénomène en détail (Dubouloz et al., 1998b). Pour caractériser les phénomènes d'accélération dans la région source de l'échappement, ces observations ont été utilisées comme entrées de simulations numériques. L'idée est de remonter dans le temps et de reconstituer les trajectoires des ions observés par Hyperboloid, jusqu'à leur entrée (c'est-à-dire leur sortie pour un temps s'écoulant positivement) de la région d'accélération. Dans le modèle numérique utilisé, les ions sont soumis à des forces macroscopiques connues associées aux champs gravitationnel et magnétique terrestres, ainsi qu'à la convection magnétosphérique. Les calculs sont arrêtés dès que les ions atteignent le bord polaire de la zone d'accélération, à l'intérieur de

laquelle interviennent des phénomènes microscopiques mal connus et qui précisément sont l'objet de cette étude.

On a représenté dans la Figure 4 quelques résultats de cette simulation, obtenus pour l'ion $H^+$. La Figure 4c montre les variations spatiales de l'énergie moyenne des particules. La combinaison de l'accélération et de la convection des ions produit une sorte de "mur" d'ions de haute énergie juste sur le bord polaire de la zone d'accélération. Sur la Figure 4d, on peut voir la distribution en vitesse des ions obtenue en fonction de l'altitude sur le bord polaire de la région d'accélération des ions. Cette distribution de vitesse reflète le bilan global des phénomènes microscopiques (interactions entre les ions et les champs électriques des ondes présentes dans le milieu) qui ont provoqué l'accélération des ions tout au long de leur traversée de cette région. On remarque que des flux intenses d'ions $H^+$ sont obtenus à basse altitude jusqu'à des vitesses de l'ordre de 90 km s⁻¹. Des flux presque aussi intenses sont observés jusqu'à des altitudes proches de 10 000 km, ce qui montre que l'accélération des ions se produit en fait tout au long des lignes de champ magnétique dans cette région. En revanche, ces flux sont cantonnés à des vitesses de plus en plus faibles au fur et à mesure que l'altitude augmente. On peut donc conclure que l'efficacité de l'accélération des ions diminue lorsque l'altitude augmente. Différents modèles, impliquant différents types d'ondes, ont été proposés par le passé pour expliquer l'accélération des ions. Les résultats présentés ici sont susceptibles de permettre de trancher entre ces modèles. Ils n'auraient bien sûr pas pu être obtenus par observation directe lors de la traversée de la zone d'accélération, puisque les mesures locales du satellite ne permettent pas de sonder toute une gamme d'altitudes.

## 4. INJECTIONS SPORADIQUES D'IONS PENDANT LES SOUS-ORAGES MAGNÉTOSPHÉRIQUES

Les ions d'origine solaire qui ont pénétré dans la magnétosphère sont soumis à des phénomènes de chauffage dans la queue de la magnétosphère sous l'effet des champs électriques et magnétiques et de leurs inhomogénéités spatiales. Une des conséquences de ces processus est le piégeage des ions près du plan équatorial. Au cours des sous-orages magnétosphériques le champ électrique induit par la disruption du courant s'écoulant à travers la queue de la magnétosphère accélère violemment et injecte ces particules vers la Terre. Jusqu'à présent les études menées à bord de satellites géostationnaires conduisaient à associer les injections d'ions au début explosif des sous-orages. Les données du satellite Interball-2 démontrent clairement que les injections sont en fait récurrentes et se produisent pendant la durée entière de la phase d'expansion des sous-orages. La Figure 5 donne la position du satellite par rapport aux émissions aurorales mesurées par la caméra ultraviolet du satellite Polar le
<figure><img src="image_83.png" /></figure>

Fig. 5 : Image ultraviolet des émissions aurorales obtenues le 10 octobre 1997 à 18/35 TU, représentée dans un repère latitude invariante-temps local. La croix indique la position du pied de la ligne de champ magnétique passant par Interball-2.

10 octobre 1997 à 18:35 TU, au début d'une période d'injections sporadiques d'ions. Cette période suit le déclenchement d'un sous-orage qui a débuté avant 18:35

TU. Interball-2 entre par le nord dans la région active vers 18:26-18:35 TU. Les émissions aurorales dans le système de bandes Lyman-Birge-Hopfield présentes ici résultent de l'ionisation des molécules $N_2$ par des électrons énergétiques précipitants. La Figure 6, qui présente les mesures d'électrons, d'ions $H^+$ et $O^+$ de l'expérience Ion (Sauvaud et al., 1998) et de champ magnétique réalisées à bord d'Interball-2, confirme l'entrée du satellite à 18:28 TU dans la zone aurorale active. Il faut noter la présence de structure dispersées en énergie des ions $H^+$ et $O^+$ à partir de 18:30 TU. Ce type de dispersion est systématiquement rencontré sur le bord nord de la zone aurorale lors de sous-orages et continue à être détecté lorsque le satellite se déplace vers des latitudes plus faibles (cf. 19:00 TU), ceci quel que soit le temps séparant les observations du début du sous-orage.

L'interprétation des structures observées a été réalisée à l'aide de calculs en arrière des trajectoires des ions dans des modèles de champs électriques et magnétiques à 3 dimensions. Chaque trace de dispersion provient de l'injection des ions depuis la magnétosphère externe, près du plan équatorial. La dispersion observée à 3 rayons terrestres d'altitude provient des différences de temps de vol nécessaires pour que les ions atteignent le

<figure><img src="image_84.png" /></figure>

Fig. 6 : Spectrogrammes temps-énergie des électrons, ions $H^+$ et ions $O^+$ obtenus à bord d'Interball-2 le 10 octobre 1997 entre 18:15 et 19:30 TU. On notera les structures récurrentes et dispersées en énergie des ions. Les courbes en dessous des spectrogrammes indiquent les angles entre la direction d'arrivée des ions et le champ magnétique. Le cadre du bas fournit les déviations des composantes du champ magnétique mesuré par rapport à un modèle. Les abréviations TU, ALT, ILAT et MLT indiquent le temps universel et la position du satellite (altitude, latitude invariante, temps magnétique local), respectivement.
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Fig. 7 : Exemples d'émissions monochromatiques détectées par l'expérience Iesp. Ce spectrogramme indique les variations de l'intensité de la composante électrique des ondes mesurée dans le plan perpendiculaire à l'axe de rotation du satellite, en fonction du temps (abscisses) et de la fréquence (ordonnées, 0-10 Hz). les émissions régulières au-dessus des symboles c correspondent à des signaux de calibration.</figcaption></figure>

satellite et de la convection des ions vers des régions plus internes de la magnétosphère (Sauvaud et al., 1999, soumis). La répétition des injections observée ici pour la première fois est une caractéristique du mécanisme d'injection actif dans la magnétosphère. Celui-ci se reproduit environ toutes les 1 à 3 minutes lors de la propagation vers le nord des formes aurorales actives, c'est à dire lors de la propagation en direction anti-solaire de la disruption du courant s'écoulant à travers la queue de la magnétosphère. Une première estimation de la taille de la région d'injection a été obtenue à partir de mesures réalisées au sol et à bord d'Interball-2 ; elle est de l'ordre de 15 rayons terrestres (Sergeev et al., 1999, soumis). L'interprétation avancée est que la reconnexion des lignes de force de la queue de la magnétosphère est sporadique et lance vers la Terre une onde dans un mode rapide qui propage un champ électrique balayant le plan équatorial et injectant les particules.

## 5. TURBULENCE ET ACCÉLÉRATION DANS LA ZONE AURORALE

L'un des résultats majeurs obtenus par les précédentes missions d'exploration de la région aurorale, telles que les missions américaines S3-3 et DE-1 et suédoise Viking, est la mise en évidence de signatures des processus d'accélération au-dessus de l'ionosphère, à une altitude supérieure à 10 000 km. En particulier, l'analyse des distributions de vitesse des ions et des électrons mesurées à bord de Viking a permis de mettre en évidence la présence d'un champ électrique dirigé vers le haut, qui accélère les électrons vers le bas et les ions vers le haut (Louarn et al., 1990). Plus récemment le satellite américain Fast a détecté des régions de plus petites dimensions et à plus basse altitude dans lesquelles le champ élec-

trique avait la direction opposée (Carlson et al., 1998). Différents mécanismes d'accélération basés sur les seules mesures de champ électrique ont été proposés : champs électriques statiques à grande échelle, ou structures électrostatiques à plus petite échelle (doubles couches ou ondes solitaires). En dépit de l'absence ou du manque de sensibilité des capteurs magnétiques embarqués sur ces sondes pour détecter les ondes dans la gamme d'Ultra Basse Fréquence (UBF), quelques auteurs tels que Temerin et Lysak (1984) et Gustafsson et al. (1990), ont au contraire invoqué l'existence d'ondes électromagnétiques. Des mesures magnétiques dans la gamme UBF ont par ailleurs été effectuées à plus basse altitude (autour de 1 000 km) par le satellite russe Interkosmos-Bulgaria-1300 (Dubinin et al., 1988), et plus récemment par la sonde suédoise Freja (Louarn et al., 1994). Ces auteurs ont clairement identifié des ondes électromagnétiques turbulentes intenses qui correspondraient aux ondes d'Alfvén cinétiques invoquées par Hasegawa et Uberoi (1982) et par Goertz (1986) pour accélérer les particules aurorales via leur champ électrique parallèle au champ magnétique terrestre $B_0$.

Un des objectifs scientifiques du projet Interball est de contribuer à trancher la question de la nature électrique ou électromagnétique des champs électriques observés dans la zone aurorale. Pour ce faire, l'expérience Iesp à bord de Interball-2 a été conçue pour mesurer les 6 composantes du champ électromagnétique dans la gamme UBF (0.1-10 Hz). Elle comprend la mesure des 3 composantes magnétiques avec une sensibilité de 0.2 pT Hz$^{-1/2}$ à 10 Hz grâce à un fluxmètre à contre-réaction de flux très sensible (construit par le LPCE à Orléans). Les fluctuations électriques sont quant à elles détectées à l'aide de 6 sphères de graphite couvertes de carbone vitreux disposées aux extrémités de 6 longs bras
<figure><img src="image_86.png" /><figcaption>Fig. 8 : Exemples d'émissions à large bande détectées par l'expérience lesp. Quatre composantes des ondes sont représentées dans le même format que celui de la **Figure 7**. les composantes B<sub>‖</sub> et E<sub>‖</sub> sont parallèles à l'axe de rotation du satellite, les autres sont dans le plan de rotation.</figcaption></figure>

opposés deux à deux : la distance séparant deux sphères opposées est de 25 m dans le plan de rotation, et de 4.5 m suivant l'axe de rotation. La sensibilité est de 10<sup>-6</sup> V m<sup>-1</sup> Hz<sup>-1/2</sup> à 10 Hz. Une description plus détaillée de l'expérience ainsi que les premiers résultats sont donnés par Perraut et al. (1998b). Différents types d'émissions caractéristiques ont été mis en évidence.

Un premier type d'observations consiste en des émissions monochromatiques électrostatiques dont un exemple est présenté sur la Figure 7. Ce spectrogramme représente l'intensité des émissions électriques détectées dans le plan perpendiculaire à l'axe de rotation du satellite. Il est obtenu par transformation de Fourier des

variations temporelles (ou forme d'onde) du champ électrique. Entre 23:00 et 23:15 TU, on voit un faible signal autour de 1 Hz. Ce signal réapparaît à 23:25 TU et s'intensifie à 23:35 TU. On peut également remarquer que la fréquence croît au cours du temps pour atteindre 3 Hz autour de 23:50 TU, lorsque le satellite est localisé à des latitudes plus basses. Il s'agit clairement d'une série de structures discrètes, avec un pic en amplitude dont la fréquence varie au cours du temps. Chaque structure peut avoir une fréquence montante ou descendante, d'où l'aspect ondulatoire de l'émission. La durée de chaque structure est de l'ordre d'une minute. A partir de 23:38 TU on peut distinguer une structure harmonique moins intense ;
autour de 23:50 TU on peut même observer l'harmo-
nique 3. Ces émissions n'ont pas de composante magné-
tique et sont donc de nature électrostatique. Ces signaux
peuvent atteindre de fortes amplitudes (25 mV m⁻¹), et la
largeur relative du pic en fréquence est faible, entre 0.1
et 0.3. Sur ces émissions discrètes peuvent se superposer
des fluctuations de plus faible intensité et qui occupent
une plus grande bande de fréquence (par exemple autour
de 23:35 TU). Cet élargissement résulte du décalage
Doppler de l'émission monochromatique (Perraut et al.,
1998b).

Iesp a également détecté des fluctuations électroma-
gnétiques à large bande dont un exemple est présenté sur
la Figure 8. Les signaux sont observés simultanément sur
les 6 composantes et occupent toute la bande de fréquen-
ce. Ils ont un caractère impulsif très marqué et les formes
d'onde montrent qu'ils se composent d'une succession de
paquet d'ondes de courte durée. Les signaux entre 21:32
et 21:43 TU ont une composante magnétique. Le rapport
δE/δB est généralement de l'ordre de 10⁷ m s⁻¹, donc de
l'ordre de la vitesse d'Alfvén locale, ce qui montre que
ces ondes sont électromagnétiques. En effectuant un
changement de repère, on peut calculer l'amplitude des
composantes parallèles au champ magnétique statique.
Le résultat très nouveau est que ces ondes ont une com-
posante électrique parallèle au champ magnétique non
négligeable, et peuvent donc être identifiées comme des
ondes d'Alfvén cinétiques, qui n'avaient pas encore été
observées à cette altitude. De plus le vecteur d'onde est
plutôt aligné avec le champ magnétique terrestre B₀. Le
calcul du vecteur de Poynting donne une vitesse de grou-
pe alignée avec B₀. Bien que les ondes puissent se pro-
pager dans les deux directions opposées, l'énergie vient
principalement des régions situées à une altitude supé-
rieure à celle d'Interball. L'observation des émissions
électromagnétiques est nettement associée à la précipita-
tion d'électrons auroraux et à l'arrivée d'ions énergé-
tiques dispersifs, observées par l'expérience Ion et
décrites dans le paragraphe "Injections sporadiques
d'ions pendant les sous-orages magnétosphériques". De
telles signatures indiquent que le satellite traverse une
région active (aurore discrète correspondant au dévelop-
pement d'un sous-orage magnétosphérique). L'examen
des fonctions de distribution des électrons de basse éner-
gie (100-400 eV) indique l'existence d'électrons alignés
avec B₀ et suggère la présence de faisceaux au moment
de l'intensification des ondes. Des calculs théoriques
confirment que l'énergie libre contenue dans ces fais-
ceaux est suffisante pour déstabiliser des ondes électro-
magnétiques dont les propriétés sont compatibles avec
les observations. Des émissions du même type sont sys-
tématiquement observées à l'orbite géostationnaire
(Perraut et al., 1998a). Elles sont un des ingrédients
nécessaires au déclenchement des sous-orages. Ces
ondes peuvent être amplifiées aux altitudes intermé-
diaires entre la région aurorale et la région équatoriale,

lorsque les paramètres locaux du plasma sont favorables
à la déstabilisation des ondes. Sachant que la fréquence
émise dépend de ces paramètres locaux, le spectre à large
bande observé résulte des émissions amplifiées à diffé-
rentes altitudes. Les ondes peuvent se propager, soit vers
l'équateur où elles influent sur le déclenchement du
sous-orage, soit à plus basse altitude, où elles jouent un
rôle dans le chauffage des électrons et des ions, via leur
champ électrique parallèle et perpendiculaire, respective-
ment.

6. RAYONNEMENT KILOMÉTRIQUE
AURORAL

De nombreuses ondes électrostatiques et électroma-
gnétiques sont observées dans la magnétosphère ter-
restre. Les ondes électrostatiques sont générées locale-
ment, par des instabilités du plasma. Bien qu'elles puis-
sent également être générées localement, la plupart des
ondes électromagnétiques sont produites loin du point
d'observation : dans les plasmas de l'environnement ter-
restre ou de la couronne solaire, dans l'atmosphère
(rayonnements électromagnétiques associés aux éclairs
d'orage), ou à la surface de la Terre (ondes produites par
l'activité humaine). L'étude des ondes de fréquences
inférieures à ~ 10 MHz est essentielle à la compréhен-
sion des propriétés macroscopiques des plasmas magné-
tosphériques, et plus particulièrement de leurs propriétés
dynamiques. De fait, via des interactions résonantes, de
l'énergie peut être transférée : (1) des ondes vers les par-
ticules (les ondes sont atténuées, les particules sont
chauffées et/ou accélérées), (2) des particules vers les
ondes (les particules sont décélérées, les ondes sont
amplifiées), (3) d'une onde vers d'autres ondes (phéno-
mènes de couplage et de dégénérescence). L'objectif des
"expériences ondes" embarquées à bord des satellites est
de déterminer les principaux paramètres des ondes et du
plasma impliqués dans ces transferts d'énergie. En s'en
tenant à une onde électromagnétique plane et à un plas-
ma "froid", ces paramètres sont : pour l'onde, la fré-
quence, la direction de normale d'onde k (à partir de
laquelle on peut déterminer la direction du vecteur de
Poynting), le sens de polarisation par rapport au champ
magnétique terrestre B₀, et l'ellipticité ; pour le milieu
ambiant, la gyrofréquence électronique f<sub>ce</sub> (proportion-
nelle à B₀) et la fréquence plasma électronique f<sub>pe</sub> (pro-
portionnelle à la racine carrée de la densité du plasma).
Les autres paramètres ou quantités nécessaires à la com-
préhension des mécanismes d'interaction (composition
ionique, fonction de distribution des particules) sont
mesurés par les expériences particules.

Un des objectifs scientifiques principaux des expé-
riences ondes embarquées sur le satellite Interball-2 est
la détermination des paramètres caractéristiques du
rayonnement kilométrique auroral (AKR en anglais). Ce
rayonnement est le plus puissant détecté dans la magné-
<table><tr><td>INTERBALL-AURORAL</td><td>96316_2_S2_1</td><td>MEMO(LPCE/CNES)</td></tr></table>

Day : 10/Nov/96 Orbit : 306

Electric Antenna Ey

<figure><img src="image_87.png" /><figcaption>Fig. 9 : Exemple de Rayonnement Kilométrique Auroral observé le 10 Novembre 1996. On a représenté le spectogramme temps-fréquence d'une composante du champ électrique dans la gamme BF (25-250kHz).</figcaption></figure>

tosphère. Sa source d'énergie réside dans les électrons pré-
cipitants de la zone aurorale. Avant même d'atteindre l'io-
nosphère et de produire des aurores visibles, ceux-ci dissi-
pent donc une partie de leur énergie en émettant des ondes
électromagnétiques sous forme d'AKR. L'AKR se propa-
ge uniquement dans une direction opposée à celle de la
Terre, et ne peut donc pas être observé depuis le sol.
Depuis sa première mise en évidence par le satellite
Electron-2 (Benediktov et al., 1965) il a été observé par de
nombreux satellites magnétosphériques, et en particulier
par Viking qui a effectué des mesures dans les régions
sources du rayonnement (de Féraudy et al., 1987 ;
Bahnsen et al., 1989). Les principales caractéristiques de
l'AKR sont les suivantes. Il couvre une bande de fréquen-
ce entre ~ 50 et 700 kHz. Il est généré aux hautes latitudes,
à des altitudes comprises entre ~ 1 à 3 rayons terrestres,
dans des cavités de densité (fpe << fce), à des fréquences
voisines de fce. Il consiste en des émissions intenses (typi-
quement ~ 107 W et occasionnellement 109 W) observées
en conjonction avec les arcs auroraux discrets détectés par
les instruments optiques. Les pics d'intensité atteignent
~ 1 % de l'énergie maximum dissipée par les particules
chargées précipitées dans les arcs auroraux (1011 W).
L'AKR présente de fortes analogies avec les rayonnements
de forte puissance émanant des régions aurorales des
autres planètes magnétisées du système solaire (Jupiter,
Saturne, Uranus, Neptune). Pour l'essentiel, les modèles

de génération actuellement publiés sont basés soit sur des
processus linéaires d'instabilité (mécanisme de maser
cyclotron de Wu et Lee (1979)), soit sur des processus
d'interaction non linéaire entre plusieurs ondes électrosta-
tiques (Pottelette et al., 1992). Les expériences Memo et
Polrad embarquées sur Interball-2 ont pour objectif
d'améliorer notre connaissance de ces processus.

En transmettant, pour la première fois, des formes
d'ondes associées à la mesure d'un minimum de quatre
composantes du champ, l'expérience Memo (MEsure
Multicomposante des Ondes) du satellite Interball-2
(Lefeuvre et al., 1998) a pour ambition de déterminer
sans ambiguïté les caractéristiques de propagation des
ondes, sur des intervalles de temps malheureusement très
courts. Trois bandes de fréquence sont couvertes : EBF
(5 Hz - 1 kHz), TBF (1 - 20 kHz), et BF (20 - 250 kHz).

L'expérience Memo est connectée à tous les capteurs
électriques et magnétiques embarqués sur le satellite, que
ces capteurs lui appartiennent en propre ou qu'ils appar-
tiennent à d'autres expériences ondes. En sortie elle four-
nit des données " forme d'onde " sur des intervalles de
temps correspondants à environ 170 000 échantillons
d'une composante du champ électrique et des trois com-
posantes du champ magnétique dans chacune des bandes
de fréquence couvertes.

Un exemple de mesures d'AKR effectuées par Memo
dans une région d'accélération de particules est donné
<figure><img src="image_88.png" /><figcaption>**Fig. 10** : caractéristiques de propagation d'un événement d'AKR observé le 10 Novembre 1996 à 17:19:45 UT.</figcaption></figure>

dans la Figure 9. La modulation apparente est due à la période de rotation du satellite. Une partie à plus haute fréquence (250-600 kHz), est visible sur les données de l'expérience Polrad (Hanasz et al., 1998), pendant tout l'intervalle de temps couvert par la Figure 9. La gyrofréquence électronique locale $f_{ce}$, déduite des mesures du magnéto-mètre de bord, a des valeurs qui vont de ~ 42 à 20 kHz. La fréquence de coupure basse de l'AKR étant très supérieure à $f_{ce}$ locale, on en déduit que la région source se situe à plusieurs milliers de km en dessous du satellite, là où $f_{ce}$ est proche de la fréquence de coupure observée. Toutefois, l'expérience Ion détectant à peu près au même instant (17:25 - 17:45 UT) des ions H$^+$ et O$^+$ accélérés vers le haut, il semble que les émissions AKR soient guidées le long des lignes de champ sur lesquelles sont accélérés les ions. Des flux d'électrons énergétiques, susceptibles de déclencher le phénomène, sont quant à eux observés entre 17:22 et 18:00 UT. L'idée d'un guidage est renforcée par l'examen des caractéristiques de propagation portées sur la Figure 10. Les résultats sont obtenus à partir d'une analyse dite rapide (Lefeuvre et al., 1986, 1998) de 10 ms de données BF haute résolution. Dans cette analyse, la direction de normale d'onde k est caractérisée par l'angle polaire θ fait par k avec $B_0$, et l'angle azimuthal φ fait par les projections de k et du méridien magnétique dans le plan

perpendiculaire à $B_0$. Le panneau du haut représente la densité de puissance spectrale d'une composante du champ magnétique. Les flèches indiquent la position d'interférences liées aux équipements et/ou aux sous-systèmes du satellite. Le deuxième panneau représente la densité de puissance spectrale d'une composante électrique. Il s'avère que les fréquences où les champs magnétiques et électriques sont maximaux sont les mêmes. Le résultat le plus important, et également le plus nouveau, est donné sur le troisième panneau, qui indique la polarisation des ondes, droite ($\theta$ < 90°, correspondant à des ondes dans le mode dit R-X) ou gauche ($\theta$ > 90°, mode L-O). On voit que les émissions AKR sont dans le mode R-X entre 130 et 160 kHz, et le mode L-O aux fréquences supérieures. Bien que formellement l'approximation onde plane ne soit pas valide, les valeurs de $\theta$ indiquées sur le troisième panneau sont correctes (Lefeuvre et al., 1986). Elles ont été vérifiées par une analyse plus complète conduisant à la détermination de fonctions de distribution des ondes (Lefeuvre et al., 1981). Il en ressort que les émissions AKR de mode R-X, et sans doute celles dans le mode L-O (le faible rapport signal/bruit et la proximité d'interférences obligent à émettre quelques réserves), se propagent avec des vecteurs d'ondes faisant des angles relativement faibles (30°-40°) avec la direction du champ magnétique terrestre. Le quatrième panneau montre que les directions de normales d'ondes sont pratiquement contenues dans le plan méridien magnétique et orientées vers les hautes latitudes. Finalement, en considérant aussi bien l'aspect des spectromètres que les directions de propagation estimées, le modèle de propagation qui ressort pour l'AKR est celui d'une fente de diffraction (Born et Wolf, 1980). Les ondes de plus basses fréquences, observées près de la région de confinement, c'est-à-dire relativement près de la source, ont une propagation de type Fresnel. Les ondes de plus hautes fréquences, observées loin de la zone de confinement, ont une propagation de type Fraunhoffer. Un tel modèle va dans le sens du modèle de filamentation de Louarn et Le Quéau (1996a, 1996b) : propagation de l'énergie électromagnétique dans la région source, puis conversion de mode à la traversée de la frontière supérieure de la source.

L'expérience Polrad est complémentaire de Memo car elle produit des mesures globales de l'AKR sur de longs intervalles de temps et jusqu'à des fréquences très élevées. Elle est constituée d'un récepteur superhétérodyne associé à un ensemble de 3 antennes électriques, et qui peut être également connecté à trois antennes magnétiques. Sa bande passante est de 4 kHz et la fréquence d'accord peut balayer, par sauts de 4 kHz, le domaine de 4 kHz à 2 MHz. 9 combinaisons des signaux issus des antennes électriques, avec ou sans déphasage de 90°, permettent de déterminer la polarisation des ondes reçues.

Les observations de Polrad ont fait apparaître une variété de structures spectrales beaucoup plus riche que les observations des précédentes missions, tant dans les
<figure><img src="image_89.png" /><figcaption>Fig. 11 : Spectrogramme temps-fréquence montrant des émissions d'AKR présentant une coupure supérieure abrupte avec une intensification entre 14:30 et 14:42 TU. Les stries verticales régulières blanches et noires sont d'origine artificielle.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_90.png" /><figcaption>Fig. 12 : Deux exemples de sursauts du Rayonnement Kilométrique Auroral à 08:13 UT et 08:38 UT. Le format de la figure est identique à celui de la **Figure 11**. Les larges stries verticales blanches sont des trous de données.</figcaption></figure>
structures fines des émissions que dans les caractéristiques de leurs coupures supérieure et inférieure. Une des caractéristiques les plus remarquables est l'observation de coupures supérieures extrêmement abruptes : plus de 15 dB sur 4 kHz. Elles correspondent à des ondes émises aux plus basses altitudes des régions sources. Outre la raideur de la coupure, deux caractéristiques remarquables sont la faible variation en fréquence (15 % seulement pendant plus de 10 minutes) et un renforcement de l'intensité sur le bord ("crêtes" d'intensité). Ces signatures sont visibles sur la Figure 11, particulièrement entre 14:30 et 14:42 TU, où apparaît une coupure supérieure très abrupte dont la fréquence varie régulièrement entre 370 et 430 kHz. Un examen attentif fait apparaître un renforcement de l'intensité sur la ligne de coupure. Deux interprétations sont possibles. En premier lieu, il peut s'agir d'émissions limitées à une bande d'altitudes de 30 km environ au bas des régions sources, avec une grande extension en longitude. Le caractère abrupt de la fréquence de coupure peut alors être attribué à une brusque variation verticale des conditions locales de production du rayonnement (fort gradient vertical de densité, ou épuisement de la source d'énergie libre des électrons précipitants qui ont peu à peu transféré cette énergie aux ondes aux altitudes supérieures). En second lieu, les crêtes peuvent être attribuées à un phénomène de caustique : les ondes quittent les régions sources dans des conditions très précises d'orientation de leurs normales d'ondes. Les sources étant très localisées transversalement au champ magnétique, l'enveloppe des rayons émis est une surface bien définie le long de laquelle l'énergie électromagnétique se concentre. Ce sont les traversées de telles surfaces qui seraient observées par le satellite. Dans ce cas, les conditions de propagation à l'émission doivent être extrêmement précises et homogènes sur toute la région d'émission (Hanasz et al., 1998).

Un autre type d'observations est en cours d'interprétation. Il s'agit de l'observation fréquente de sursauts d'AKR qui présentent une apparition soudaine et simultanée, ou avec une très faible dispersion, sur un grand domaine de fréquences. Le domaine de fréquences s'étend de 30 kHz environ jusqu'à 800 kHz, correspondant à une gamme d'altitudes de 1 500 km à 11 000 km au moins. Le temps de montée depuis le bruit de fond jusqu'à l'intensité maximale (2 à 3 ordres de grandeurs) est très bref, inférieur à 2 minutes, et suivi d'une décroissance pratiquement exponentielle sur une dizaine de minutes. La Figure 12 présente deux exemples, respectivement à 08:13 TU et 08:38 TU. Ces sursauts sont très corrélés au déclenchement de sous orages, avec l'apparition de structures en spirales, semble-t-il, sur les formes aurorales observées dans le domaine ultraviolet par le satellite Polar. Deux questions sont posées et font actuellement l'objet d'une publication en préparation : comment le rayonnement peut-il être produit simultanément

sur une telle longueur de ligne de force ? Quel est le mécanisme de relaxation ? L'activation quasi simultanée d'une large gamme d'altitudes évoque une structure modale le long d'une ligne de champ et un processus de résonance. Il a été montré que l'évolution non linéaire de résonances de lignes de champ pouvait conduire à la formation de structures en vortex (Samson et al. 1996) ; cependant le caractère impulsif des observations et la décroissance exponentielle qui suit l'excitation ne concordent pas avec une interprétation de ce type.

## CONCLUSION

Les résultats présentés témoignent de la contribution originale apportée par le projet Interball à la compréhension de la magnétosphère terrestre. Le travail scientifique sur les données des différentes expériences va se poursuivre dans les années qui viennent. L'affinement de la calibration des instruments permettra une analyse plus quantitative des données. Le très grand volume de données obtenu, correspondant à un fonctionnement quasi ininterrompu de plus de trois ans pour Interball-1 et plus de deux ans pour Interball-2, sera systématiquement analysé pour identifier les différentes classes d'événements. Ce travail s'effectuera dans la mesure du possible en considérant les données de l'ensemble des expériences à bord, mesurant aussi bien les ondes que les particules, condition le plus souvent nécessaire pour aboutir à une véritable interprétation des phénomènes observés. Les données Interball seront également confrontées à celles obtenues par d'autres instruments dans le cadre du programme ISTP, satellites (Polar, Fast, Geotail, etc.) ou instruments au sol (radars, magnétomètres, caméras plein ciel, etc.), afin d'aboutir à une compréhension globale des processus étudiés. Un aspect original du projet Interball consistera en l'analyse conjointe des données obtenues par ses 4 satellites. Toute proportion gardée, Interball préfigure un peu ce que sera le projet Cluster, consistant en une flottille de 4 satellites identiques qui sera lancée par l'Agence Spatiale Européenne en 2001 avec pour objectif l'étude des régions frontières à l'intérieur de la magnétosphère.

## REMERCIEMENTS

Le projet Interball a été financé par l'agence spatiale russe (RKA). La réalisation des instruments français a été financée par le Centre National d'Etudes Spatiales (CNES). Les auteurs remercient tous ceux qui, en particulier en Russie, en Tchéquie et en France, ont permis l'aboutissement du projet. Les données de la caméra ultraviolet Uvi sur le satellite Polar ont été gracieusement fournies par G. Parks.
## RÉFÉRENCES

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# OBSERVATION DE LA STRATOSPHERE PAR SATELLITE

## OBSERVATION OF THE STRATOSPHERE FROM SATELLITE

A. HAUCHECORNE<fnref n="1" />, J.-L. BERTAUX<fnref n="1" />, C. DENIEL<fnref n="1" />, C. CAMY-PEYRET<fnref n="2" />, J. DE LA NOE<fnref n="3" />.

## ABSTRACT

The stratosphere has been intensively studied during the last 15 years in order to understand the mechanisms of depletion of the ozone layer. This study is based upon complementary observations made using ground-based stations, balloon soundings and satellite experiments. Ground-based observations allow to follow the evolution of atmospheric parameters over long time intervals but are limited to a small number of geographical locations. Balloon soundings provide vertical profiles with a high vertical resolution but the number of profiles is limited by the cost of operation. Satellite observations allow a global coverage but with a relatively poor horizontal and vertical resolution. They need also to be validated using co-located measurements made from ground stations or balloon soundings. The goal of this paper is to present the French contribution to the study of the stratosphere using satellites. Several aspects are presented, including the validation of satellite sensors using balloons measurements, the use of satellite results to address geophysical problems and the development of algorithms for the processing of satellite data.

In the second section of the paper, the balloon validation campaign of ILAS experiment is presented. ILAS (Improved Limb Atmospheric Spectrometer) was an infrared spectrometer working in solar occultation mode on board the Japanese satellite ADEOS (Advanced Earth Observing Satellite) launched in August 1996. It provided vertical profiles in polar regions of several atmospheric constituents (O₃, HNO₃, N₂O, NO₂, CH₄, H₂O...) as well as temperature and aerosols. The Centre National d'Etudes Spatiales (CNES) organised a balloon campaign in February-March 1997 at Kiruna (Sweden) for the validation of ILAS measurements. 17 scientific flights have been performed, among them 10 were under French responsibility. Most of the species measured by ILAS were validated during the campaign and helped to improve the processing of ILAS data.

The third section presents POAM II and III experiments (Polar Ozone and Aerosol Measurements). These instruments measure the flux of the sun occulted by the atmosphere in 9 spectral bands from the UV to the near infrared. They provide vertical profiles of O₃, NO₂, H₂O, temperature and aerosols in

polar regions. In the first part of the section, the validation of ozone profiles using regular ozone-sondes in several North hemisphere stations is presented. A negative bias of POAM II profiles up to 7 % at 21-24 km is found in the lower stratosphere. This bias is in agreement with estimations made by comparison with other satellite data. In the second part of the section, a study of the ozone depletion in the Arctic vortex during winters 1994-95 and 1995-96 is made. The temporal evolution of stratospheric ozone measured by POAM II is compared to simulations made using the chemistry-transport-model REPROBUS. This study indicates a depletion of up to 50 % around 17 km during both winters.

The third section gives the description of a new small satellite Odin to be launched in late 1999. It is built in co-operation between Sweden, France, Finland and Canada. It includes 2 instruments, a sub-mm radiometer SMR and a UV-visible spectrometer OSIRIS. The use of the satellite will be shared between astronomy and aeronomy. In the aeronomy mode, both instruments will observe the atmospheric limb and will provide vertical profiles over the globe of several atmospheric constituents important for the ozone chemistry in the stratosphere and mesosphere (O₃, ClO, NO₂, N₂O, H₂O, HNO₃...). The main scientific objectives are, the stratospheric chemistry in particular in polar regions where the ozone depletion occurs, the modelling of the stratosphere and the dynamics of the middle atmosphere. France is involved in the development of several sub-systems, in the data processing for SMR, and in the scientific exploitation of both instruments.

The last section presents the French contribution to the GOMOS (Global Ozone Monitoring by Occultation of stars) instrument on board the European platform ENVISAT to be launched in 2000. GOMOS will measure the UV, visible and near-infrared spectrum of stars occulted by the atmosphere. It will provide vertical profiles over the globe of O₃, NO₃, NO₂, H₂O, temperature and aerosols in the stratosphere and the mesosphere. The French contribution includes a very original use of star scintillations due to atmospheric refraction for the restitution of stratospheric temperature profiles with high vertical resolution. It includes also the use of GOMOS data for assimilation in a 3-D dynamics-chemistry model using the optimal

<footnote n="1">¹Service d'Aéronomie, BP 3, 91371 Verrières-le-Buisson Cedex, France</footnote>

<footnote n="2">²Laboratoire de Physique Moléculaire et Atomique, Université Pierre et Marie Curie, Boîte 76, 4 Place Jussieu, 75252 Paris Cedex 05, France</footnote>

<footnote n="3">³Observatoire de Bordeaux, BP 89, 33270 Floirac, France</footnote>
interpolation technique. GOMS data are assimilated in the model at the time of measurement, taking into account in an optimal way the estimation of error bars of measurements and model predictions. This will allow to produce high-quality 3D fields of ozone and other species to be used for variability and trends studies and for short term forecast of the ozone field.

# 1. INTRODUCTION

L'étude de la stratosphère s'est particulièrement développée au cours des 15 dernières années dans le but de comprendre les causes de la diminution de la couche d'ozone qui nous protège du rayonnement ultra-violet solaire. Cette étude s'appuie sur une approche complémentaire entre les observations locales depuis des stations au sol et in-situ, les observations globales par satellite et les modèles. Les observations depuis le sol permettent de suivre l'évolution des paramètres atmosphériques sur de longues périodes. Par contre elles sont limitées à un petit nombre de sites géographiques. Les sondages en ballons fournissent des profils ayant une très bonne résolution verticale mais sont limités en nombre du fait de leur coût de mise en œuvre. Les observations depuis l'espace permettent une couverture globale grâce au déplacement rapide du satellite. Les mesures au limbe ou en occultation permettent de plus d'obtenir des profils ayant une bonne résolution verticale (1-3 km). Par contre, ces observations sont limitées en durée par la durée de vie du satellite. D'autre part, il est en général nécessaire de les valider à l'aide de mesures co-localisées effectuées depuis le sol ou in-situ en ballon.

Le but de cet article est d'illustrer la contribution française à l'étude de la stratosphère à l'aide d'expériences satellitaires. L'implication des équipes françaises dans ce type d'expérience s'est tout d'abord développée par une participation au satellite UARS (Upper Atmospheric Research Satellite) lancé par la NASA en septembre 1991 et toujours en vol début 1999 avec des performances cependant très réduites. Cette participation comprenait d'une part l'expérience franco-canadienne WINDII pour la mesure du vent dans la mésosphère et la thermosphère et d'autre part la validation des différentes expériences d'UARS à l'aide des mesures du réseau de stations au sol du NDSC (Network for the Detection of Stratospheric Changes (Keckhut et al., 1999)) et des mesures en ballons stratosphériques. Cette contribution a été décrite dans le dernier rapport quadriennal du CNFGG (Thuillier et al., 1995).

A la suite d'UARS, la participation française aux expériences satellitaires d'observation de la stratosphère s'est développée et a pris plusieurs formes. Il existe en effet différentes étapes dans un projet spatial destiné à l'étude de l'atmosphère qui vont de la définition de l'instrument à l'exploitation des données pour des études

géophysiques en passant par la réalisation de l'instrument, le développement des algorithmes de traitement et la validation des mesures à l'aide d'observations depuis le sol ou in-situ en ballon. Suivant le contexte de réalisation des projets, la participation française peut prendre des formes variées que nous illustrons dans la suite de cet article par des exemples concrets. Dans la deuxième partie nous présentons la campagne ballon de validation de l'expérience d'occultation solaire ILAS à bord du satellite japonais ADEOS. Cette campagne a été organisée par le CNES en février-mars 1997 à Kiruna. La troisième partie décrit la validation des profils d'ozone fournis par l'expérience américaine d'occultation solaire POAM II à bord de Spot 3 ainsi que l'exploitation de ces profils pour l'estimation de la destruction de l'ozone dans le vortex polaire Arctique. La quatrième partie concerne la participation française à la réalisation de l'instrument sub-millimétrique SMR à bord du satellite suédois ODIN qui doit être lancé au cours de l'année 1999 ainsi que la description des objectifs scientifiques des équipes française impliquées dans ODIN. Enfin la cinquième partie décrit l'instrument d'occultation stellaire GOMOS à bord de la plate-forme européenne ENVISAT dont le lancement est prévu en 2000 ainsi que les algorithmes de traitement et l'approche suivie pour assimiler les données que produira GOMOS dans un modèle de chimie-transport.

# 2. LA CAMPAGNE BALLON DE VALIDATION D'ILAS

L'instrument ILAS (Improved Limb Atmospheric Spectrometer) fait partie de la charge utile de la plate-forme japonaise ADEOS (Advanced Earth Observing Satellite) lancée le 17 août 1996. L'équipe scientifique du NIES (National Institute for Environmental Studies, Tsukuba, Japon), en charge de l'instrument et du traitement des données, avait, longtemps avant le lancement d'ADEOS, réalisé l'importance de la validation des données acquises depuis l'espace par un instrument, innovant certes, mais dont aucun équivalent n'avait fait ses preuves auparavant. L'instrument ILAS (Sasano et al., 1999) utilise le soleil comme source dans le mode d'occultation solaire et combine un spectromètre infrarouge à réseau fixe associé à une barrette de 44 éléments pyroélectriques couvrant la région 850-1610 cm⁻¹ (6,21-11,77 µm) avec un spectromètre visible à réseau fixe associé à une barrette de 1024 photodiodes couvrant la région 753-784 nm. Le premier spectromètre permet de restituer les profils verticaux de concentration des constituants atmosphériques absorbant dans l'infrarouge moyen (O₃, HNO₃, N₂O, NO₂, CH₄, H₂O, ...) alors que le second permet la détermination de l'altitude tangente visée et des profils de température et de densité atmosphérique en utilisant la bande A d'absorption de l'oxygène moléculaire vers 765 nm ainsi que le profil d'extinction des aérosols au voisinage de cette longueur d'onde (λ = 780 nm).
<table><caption>Table n° 1 : Liste des vols des nacelles françaises impliquées dans la campagne ballon de validation d'ILAS. F= durée au plafond, D = durée en descente lente.</caption><thead><tr><th>N°</th><th>Date dd/mm/yy</th><th>Nom de la nacelle</th><th>Niveau du plafond</th><th>Profil de vol</th><th>Responsable</th><th>Expérience</th><th>Objectifs</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>09/02/97<br>07:30 UT</td><td>RADIBAL</td><td>33 hPa</td><td>F= 15 min<br>D= 25 min</td><td>C. Brogniez</td><td>RADIBAL</td><td>aérosol</td></tr><tr><td>5</td><td>14/02/97<br>12:11 UT</td><td>LPMA-1</td><td>9 hPa</td><td>F= 48 min</td><td>C. Camy-Peyret<br>K. Pfeilsticker</td><td>LPMA<br>DOAS</td><td>CH4, N2O, NO2, O3<br>H2O, HCl, HF, ...<br>NO2, O3, BrO, ...</td></tr><tr><td>6</td><td>14/02/97<br>19:40 UT</td><td>ELHYSA</td><td>12 hPa</td><td>F= 15 min<br>D= 30 min</td><td>J. Ovarlez</td><td>ELHYSA<br>Compteur optique</td><td>H2O<br>aérosol</td></tr><tr><td>8</td><td>24/02/97<br>12:45 UT</td><td>SAOZ-1</td><td>12 hPa</td><td>F= 42 min</td><td>J.P. Pommereau</td><td>SAOZ</td><td>NO2, O3, aérosol<br>(BrO?)</td></tr><tr><td>10</td><td>26/02/97<br>12:50 UT</td><td>LPMA-2</td><td>7 hPa</td><td>F= 76 min</td><td>C. Camy-Peyret<br>P. Fogal</td><td>LPMA<br>CAESR</td><td>CH4, N2O, NO2, O3<br>H2O, HCl, HF, ...<br>HNO3</td></tr><tr><td>11</td><td>26/02/97<br>18:58 UT</td><td>AMON</td><td>6 hPa</td><td>F= 93 min</td><td>J.B. Renard</td><td>AMON</td><td>NO2, O3, NO3<br>(OCIO, OBrO)<br>aérosol</td></tr><tr><td>12</td><td>28/02/97<br>13:45 UT</td><td>SAOZ-2</td><td>11 hPa</td><td>F= 50 min</td><td>J.P. Pommereau<br>F. Danis</td><td>SAOZ<br>DESCARTES</td><td>NO2, O3, aérosol<br>CFC-11</td></tr><tr><td colspan="8" style="text-align: center;">[Interruption du 2 mars to 10 mars]</td></tr><tr><td>14</td><td>18/03/97<br>14:45 UT</td><td>SAOZ-3</td><td>10 hPa</td><td>F= 72 min</td><td>J.P. Pommereau</td><td>SAOZ</td><td>NO2, O3, aérosol</td></tr><tr><td>15</td><td>20/03/97<br>15:00 UT</td><td>SAOZ-4</td><td>11 hPa</td><td>F= 53 min</td><td>J.P. Pommereau</td><td>SAOZ</td><td>NO2, O3, aérosol<br>BrO, OCIO</td></tr><tr><td>16</td><td>21/03/97<br>14:32 UT</td><td>LPMA-3</td><td>6 hPa</td><td>F= 47 min</td><td>C. Camy-Peyret<br>P. Fogal</td><td>LPMA<br>CAESR</td><td>ILAS O2 bande A<br>H2O, ...<br>HNO3</td></tr></tbody></table>

Sous l'impulsion du Science Team d'ILAS (qui com-
prenait des scientifiques ayant déjà eu l'occasion de
mettre en œuvre des instruments embarqués sous ballon
pour l'étude de la physico-chimie atmosphérique), il a
été décidé d'organiser une campagne de validation à par-
tir de la base d'ESRANGE (près de Kiruna en Suède ;
68 N, 21 E). Ce site est bien adapté à l'orbite polaire
d'ADEOS et au mode d'observation d'ILAS qui réalise
des occultations (lever et coucher de soleil) dans les
zones de hautes latitudes (nord et sud).

Une discussion et des négociations entre les scientifiques concernés, le CNES et les agences japonaises EA (Environmental Agency) et NASDA (National Space Development Agency of Japan) a conduit à définir les objectifs (Kanzawa et al., 1995), les modalités et le financement de la campagne qui réunissait des expérimentateurs français et japonais auxquels se sont joints des expérimentateurs européens et américains.

La campagne s'est déroulée avec succès (Kanzawa et al., 1997) du 1er février au 25 mars 1997 et a conduit au lancement par le CNES de 18 ballons stratosphériques (1 vol technologique, 17 vols scientifiques) auxquels s'ajoutent 2 vols de montgolfière infrarouge (MIR). L'information sur les 10 vols de nacelles scientifiques à investigateur principal français apparaît dans la Table n°1. L'instrumentation embarquée visait à réaliser la

détermination de la distribution verticale de constituants atmosphériques par techniques de mesure in situ (H₂O par hygromètre à point de givre et compteur optique de la distribution en taille des aérosols, expérience ELHYSA, (Ovarlez et Ovarlez, 1994) et par des techniques de mesure à distance par spectrométrie infrarouge comme LPMA (Camy-Peyret et al., 1995) en occultation solaire et par spectrométrie UV-visible comme SAOZ (Pommereau et Piquard, 1994) en occultation solaire au crépuscule ou comme AMON (Renard et al. 1995) en occultation stellaire de nuit ainsi que des mesures à distance de la distribution verticale des aérosols par spectropolarimétrie avec RADIBAL (Brogniez et al., 1996).

Les résultats de la campagne de validation ont été discutés à 2 reprises lors d'ateliers et ont déjà conduit à des premiers résultats publiés (Camy-Peyret et al., 1997a ; 1997b ; Schneider et al., 1997 ; Payan et al., 1998). A titre d'exemple des synergies mutuelles entre différentes techniques de mesure pour la détermination du profil vertical de NO₂, la Figure n°1 présente une comparaison entre les profils déterminés par les expériences ballon LPMA (au coucher de soleil) et AMON (au début de la nuit le même jour) et les profils obtenus depuis l'espace par l'instrument ILAS. Les profils de NO₂ sont en bon accord au dessus de 21 km, mais la campagne de validation a permis de diagnostiquer un problème dans les
<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Fig. n° 1 : Comparaison du profil ILAS du 26 février 1997 enca drant les mesures de NO₂ du LPMA et d'AMON réalisées le même jour lors de la campagne de validation.</figcaption></figure>

mesures ILAS dans la basse stratosphère (dû à la prise en compte incomplète de la dépendance spectrale de l'ex-tinction par les aérosols).

Les déterminations de la distribution d'aérosols par RADIBAL, de vapeur d'eau par ELHYSAet de O₃ et NO₂ par SAOZ ont fourni de la même manière des mesures ballon indépendantes qui ont permis de montrer la quali-té, mais aussi certaines incohérences des profils détermi-nés par ILAS qui pourront être corrigées par des améli-o-rations des algorithmes d'inversion utilisés par l'équipe en charge du traitement des données correspondantes.

## 2.1. Présentation des expériences POAM II et III.

L'expérience POAM II (Polar Ozone and Aerosol Measurements) II est destinée à la mesure par occultation solaire de l'extinction atmosphérique à partir d'un satel-lite SPOT 3 (Satellite Pour l'Observation de la Terre). Elle a été développée par le N.R.L. (Naval Research Laboratory), Washington D.C, Etats-Unis (Glaccum et al., 1996). Il s'agit d'une expérience de photométrie per-mettant la mesure de l'atténuation du flux solaire dans 9 bandes spectrales (de 350 à 1 060 nm). Les constituants dont les profils verticaux sont ainsi mesurés, au dessus de 10 km d'altitude et jusqu'à 60 km sont l'ozone, la vapeur d'eau, le dioxyde d'azote, l'oxygène et les aérosols. La résolution verticale des profils restitués est de 1 km. Le satellite SPOT 3 étant placé en orbite polaire héliosynchrone, les régions observées sont situées à haute latitude. L'expérience permet ainsi d'observer les variations saisonnières de l'ozone au dessus des régions polaires (morphologie des "trous") et de mieux caractéri-ser les nuages stratosphériques à ces latitudes (PSC). L'expérience POAM II a fonctionné de septembre 1993 à novembre 1996.

Le 23 mars 1998, une autre expérience POAM III a été lancée à bord du satellite SPOT 4 et fourni depuis

avril 1998 14 profils par jour. L'instrument, une version optimisée de POAM II, consiste à mesurer la distribution verticale de plusieurs espèces jouant un rôle majeur dans l'équilibre de la stratosphère.

La participation française aux expériences POAM II et III résulte d'un accord scientifique entre le N.R.L et le Service d'Aéronomie ainsi que le L.O.A. (Laboratoire d'Optique Atmosphérique), sous l'égide du C.N.E.S. (Centre National d'Etudes Spatiales). Partie prenante des " Science Team POAM II et III ", les scientifiques fran-çais ont été associés aux différentes étapes de ce projet : algorithmes, validation, exploitation scientifique.

## 2.2. Validation

Les profils d'ozone ont été validés par comparaison avec des ozonosondages en coïncidence au dessus de l'hémisphère nord, entre septembre 1993 et mars 1996 pour POAM II en collaboration avec les campagnes SESAME, et depuis avril 1998 pour POAM III dans le cadre de la campagne européenne THESEO.

L'étude de comparaison systématique des mesures d'ozone POAM II avec les sondes ECC lancées depuis 11 stations d'Europe du Nord entre décembre 1993 et mars 1996 (Table n°2 et Figure n°2), s'inscrit dans le cadre de la validation des mesures d'ozone POAM II (Deniel et al., 1997 ; Deniel 1997) au niveau français. Environ 500 coïncidences de mesures à moins de 1 000 km pour le même jour julien, ont pu être recensées. Les comparai-sons individuelles des profils de concentration d'ozone indiquent que les mesures POAM II sont en mesure de détecter correctement des structures verticales de l'ordre de 1 km.

Les analyses statistiques ont permis d'estimer les biais relatifs entre POAM II et les sondes ECC. Ils sont négatifs pour toutes les altitudes étudiées (17-30 km), indiquant que POAM II sous-estime la quantité d'ozone par rapport aux sondages ECC.

<table><caption>Table n° 2 : Liste des stations de lancement des ozonosondages (par ordre alphabétique) utilisés dans la validation entre le 1er décembre 1993 et le 31 mars 1996. Les mesures POAM II et ECC sont dites en coïncidences si elles sont effectuées le même jour Julien et séparées d'une distance inférieure à 1 000 km.</caption><thead><tr><td>Station</td><td>Latitude</td><td>Longitude</td><td>Nombre de coïncidences</td></tr></thead><tbody><tr><td>Abystwyth</td><td>52.70°N</td><td>-4.10°E</td><td>5</td></tr><tr><td>Bear Island</td><td>74.30°N</td><td>19.01°E</td><td>19</td></tr><tr><td>Gardermoen</td><td>60.11°N</td><td>11.04°E</td><td>55</td></tr><tr><td>Jokdoinen</td><td>60.80°N</td><td>23.50°E</td><td>34</td></tr><tr><td>Keflavik</td><td>63.97°N</td><td>-22.60°E</td><td>48</td></tr><tr><td>Kiruna</td><td>67.89°N</td><td>21.08°E</td><td>16</td></tr><tr><td>Lerwick</td><td>60.15°N</td><td>-1.18°E</td><td>109</td></tr><tr><td>My Alesund</td><td>78.93°N</td><td>11.95°E</td><td>6</td></tr><tr><td>Scoresbysund</td><td>70.50°N</td><td>-22.00°E</td><td>88</td></tr><tr><td>Sodankyla</td><td>67.24°N</td><td>26.36°E</td><td>125</td></tr><tr><td>Thule</td><td>76.50°N</td><td>-68.80°E</td><td>3</td></tr></tbody></table>
<figure><img src="image_92.png" /><figcaption>Fig. n° 2 : Variation temporelle de la latitude des occultations POAM II dans l'hémisphère nord (losanges) et des mesures cor-rélatives d'ozonosondages (croix).</figcaption></figure>

Après correction des gradients méridiens d'ozone et de la variabilité annuelle de l'activité dynamique de la basse stratosphère arctique, l'estimation optimale des biais relatifs indique des valeurs inférieures à 5 %, sauf entre 21 et 24 km où on atteint 7.6 % (Figure n°3). Ces biais mesurés sont généralement proches des estimations provenant des analyses formelles d'erreurs de restitution des données POAM II.

Les mesures d'ozone dans la basse stratosphère sont difficiles à obtenir depuis des plates-formes satellitaires. Les difficultés proviennent essentiellement de la restitution d'altitude, de la contamination par les aérosols, et des faibles valeurs de concentration d'ozone.

<figure><img src="image_93.png" /><figcaption>Fig. n° 3 : Biais relatifs des mesures de concentration d'ozone satellitaire de POAM II et in-situ des sondes ECC, pour toutes les coïncidences entre décembre 1993 et mars 1996 (en pointillés), après correction du gradient méridien d'ozone (en tirets), et pour les périodes "stables" seulement (ligne continue).</figcaption></figure>

L'équipe américaine a pour sa part mené des études comparatives entre les profils d'ozone POAM II et d'autres données satellitaires (MLS, HALOE, SAGE II). Les résultats ont révélé des écarts également négatifs, situés globalement entre -5 à -7 % au dessus de 22 km d'altitude (Rusch et al., 1996). Les profils d'ozone mesurés par l'instrument POAM II peuvent donc être utilisés pour des études scientifiques. En effet, même si les études comparatives précédentes semblent montrer l'existence de biais, ceux ci restent compatibles avec les incertitudes instrumentales et de traitement, y compris pour la restitution d'altitude (Lumpe et al., 1997).

## 2.3. La destruction de l'ozone en Artique

Un des objectifs principaux des études sur la stratosphère est de déterminer, comprendre et prévoir l'évolution de l'ozone en région polaire. Pour cela, une quantification de cette destruction aussi bien dans que hors du vortex polaire, hautement variable d'une année sur l'autre en Arctique est nécessaire. Cependant, sa mesure est difficile étant donné que le phénomène est plus faible et présente une plus grande variabilité qu'en Antarctique du fait des perturbations associées à la propagation des ondes planétaires de beaucoup plus grande amplitude que dans l'hémisphère sud.

Une quantification de la destruction d'ozone stratosphérique au cours de l'hiver Arctique 1994-95 qui fut particulièrement froid, est faite à partir des profils d'ozone POAM II et d'un modèle 3-D de chimie et transport REPROBUS (Lefèvre et al., 1994) utilisé dans un premier temps sans le module de chimie afin de déliminer la composante dynamique des variations d'ozone observées (Deniel et al., 1998). A la fin de l'hiver, la destruction cumulée à l'intérieur du vortex est maximum au niveau isentrope 435 K (17 km) atteignant 50 % (Figure n°4). Le suivi temporel montre que le taux de destruction le plus rapide se situe fin janvier, lorsque des records de basses températures sont atteints et que le vortex polaire est déplacé vers les moyennes latitudes. La distribution verticale indique une diminution en altitude du phénomène à l'intérieur du vortex au cours de l'hiver (en coïncidence avec la présence des PSC également observés par POAM II).

Dans une seconde étape, les simulations photochimiques du modèle tridimensionnel ont été comparées avec les estimations obtenues à partir des mesures POAM II. Ces études révèlent que le modèle reproduit correctement le déroulement temporel de la destruction d'ozone et les niveaux d'altitude concernés mais qu'il sous-estime l'amplitude et les taux journalier du phénomène.

Au cours de l'hiver Arctique 1995-96, une analyse similaire a été réalisée. Elle a révélé un pic de destruction à la fin de l'hiver de 53 % vers 470 K (Figure n°4) et de 39 % dans la colonne 380-700 K. En général, la destruction d'ozone observée par POAM II a été plus forte que
l'hiver précédent. Les température stratosphérique à l'intérieur du vortex ont également été plus froide que l'hiver 1994-95, permettant la formation de PSC de type II. De plus, les simulations photochimiques du modèle REPROBUS ont montré un meilleur accord avec l'amplitude de la destruction observée.

L'hiver Arctique 1998-99 est couvert par l'expérience satellitaire POAM III, qui vient compléter d'un point de vue spatial et temporel l'ensemble des mesures de la campagne THESEO. Des champs d'ozone reconstitués sur l'hémisphère nord à partir des mesures POAM III vont servir à l'initialisation au modèle 3D REPROBUS, qui fournira ensuite des simulations d'ozone passif et actifs associées aux observations (de façon indépendante de l'initialisation du modèle) tout au long de l'hiver. Le couplage modèle/données POAM permettra l'étude de la destruction d'ozone à l'intérieur et à l'extérieur du vortex polaire. Avec les mesures de NO₂, H₂O, température et aérosols associées, les mécanismes d'activation des chloroes et des bromes par les PSC, de dénitrification et déshydratation du vortex Arctique et de l'interruption des cycles catalytiques de destruction d'ozone à la fin de l'hiver pourront également être analysés en détail. Quelles sont les caractéristiques du déroulement du trou

<figure><img src="image_94.png" /></figure>

Fig. n° 4 : Evolution temporelle de la destruction chimique de l'ozone déduite des simulations photochimiques REPROBUS (+) et des données POAM II (ligne continue) et 4 niveaux de température potentielle, au cours de l'hiver 1994-95 (a) et au cours de l'hiver 1995-96 (b).

d'ozone Arctique par rapport au phénomène identique de l'hémisphère sud ?

Enfin, la résolution verticale des profils POAM de 1 km offre la possibilité de suivre l'échappement des masses d'air au travers de filaments et l'influence de la chimie vortex aux moyennes latitudes.

# 3. LE SATELLITE ODIN

## 3.1. Introduction

Odin est un projet de petit satellite initialement suédois, à coût faible et comportant un double objectif de recherche atmosphérique et astronomique. C'est en fait le troisième d'une série qui a commencé avec Viking suivi de Freja, deux satellites de recherche magnétosphérique. La France, la Finlande et le Canada ont rejoint la Suède pour mener ensemble le projet Odin à son terme. La participation française à Odin est basée sur l'impor-

tante contribution du CNES pour des développements techniques et technologiques de différents systèmes du satellite lui-même, sur la contribution du Département ARPEGES de l'Observatoire de Paris-Meudon et du Laboratoire d'Astronomie spatiale de Marseille pour la conception et la réalisation d'un spectromètre acousto-optique ainsi que sur la contribution de trois équipes scientifiques (Equipe d'Aéronomie/Observatoire de Bordeaux, Service d'Aéronomie du CNRS, Département DEMIRM / Observatoire de Paris-Meudon) pour l'étude de la stratosphère et de trois équipes pour l'astronomie. Pour la moyenne atmosphère terrestre, les objectifs scientifiques d'Odin concernent l'étude des espèces traces qui jouent un rôle important dans la chimie de l'ozone stratosphérique et mésosphérique, de la vapeur d'eau et de la formation des aérosols dans les régions polaires et du couplage entre la basse et la haute stratosphère.

Le satellite comportera deux instruments à son bord : un spectrographe UV-visible couplé à un imageur infra-

<figure><img src="image_95.png" /></figure>

Fig. n° 5 : Vue générale du satellite Odin en position déployée dans l'espace.

<figure><img src="image_96.png" /></figure>
rouge "Odin Spectrometer and InfraRed Imaging System" (OSIRIS) et un radiomètre micro-onde Sub-Millimeter Radiometer (SMR), instrument comportant cinq récepteurs dont l'un en ondes millimétriques et quatre en ondes sub-millimétriques, couplés à une antenne de 1,1 m de diamètre.

<figure><img src="image_97.png" /><figcaption>Fig. n° 6 : Schéma de l'ensemble des récepteurs micro-ondes formant l'instrument Sub-Millimeter Radiometer</figcaption></figure>

## 3.2 Le satellite

Odin est un petit satellite d'un poids total de 240 kg, de hauteur 1,8 m, de largeur 1,1 m atteignant 3,3 m à l'état déployé. Stabilisé 3-axes, il nécessite une puissance électrique de 280 W. L'orbite circulaire est hélio-synchrone à 640 km d'altitude avec un nœud ascendant à 18 h et une durée de 99 min., soit environ 15 orbites par 24 h. Pour l'étude de l'atmosphère, l'ensemble du satellite balaiera le limbe de 10 à 150 km, avec une précision de pointage de ± 1,2 minutes d'arc. La vitesse de transfert des données à la station réceptrice de l'ESRANGE est de 500 kbit/s. A bord, la capacité de stockage sera de 80 Mbytes.

L'antenne utilisée pour l'instrument SMR est du type Cassegrain, avec un diamètre de 1,1 m et une précision de surface de 8 microns (Figure n°5).

## 3.3. L'instrument OSIRIS

Construit par le Canada, l'instrument OSIRIS observe le limbe selon deux modes :

a) le spectrographe en UV-visible mesurera l'absorption différentielle de la lumière solaire diffusée dans le domaine de longueurs d'onde 280-800 nm, pour des raies de l'ozone, de NO₂, OCIO et O₄ dont la densité de colonne pourra être déduite ainsi que la distribution verticale des aérosols et de la température,

b) l'imageur infrarouge utilisera une technique d'observation tomographique développée au Canada et fournissant par l'observation à 1,27 micron, la distribution en altitude de l'ozone et des aérosols.

## 3.4. L'instrument SMR

Le radiomètre comporte cinq canaux avec des mélangeurs à diode Schottky refroidis à 80 K. Le canal 118, 25-119, 25 GHz centré sur la raie de l'oxygène sera utilisé pour fournir le profil vertical de pression. Les quatre autres canaux couvrent l'ensemble des domaines 486-504 GHz et 541-581 GHz dans lesquels de nombreuses espèces chimiques présentent des raies d'émission. Les molécules d'intérêt atmosphérique sont essentiellement O₃, ClO, H₂O, HNO₃, NO₂, N₂O, CO, BrO, et quelques autres.

Les températures système en simple bande latérale (SSB) sont de 500 K à 119 GHz et de 2000 K aux autres fréquences. Le système est étalonné sur le fond du ciel. Un système interne quasi-optique permet de traiter le signal (Figure n°6) par hétérodynage en utilisant un signal créé par un oscillateur local. Le signal résultant est ensuite amplifié avant d'être injecté à l'entrée de deux autocorrélateurs ou d'un spectromètre acousto-optique où il est analysé.

## 3.5 Objectifs scientifiques en aéronomie

L'étude de différents objectifs scientifiques pour la stratosphère et la mésosphère a été prévue au moyen de l'observation de plusieurs espèces chimiques traces telles que l'ozone (O₃), le monoxyde de chlore (ClO), la vapeur d'eau (H₂O), l'acide nitrique (HNO₃) et les oxydes d'azote :

* chimie stratosphérique : il s'agit de mieux connaître l'extension géographique et les mécanismes responsables de la déplétion de l'ozone en particulier dans les régions de "trou d'ozone", d'étudier les effets des différents constituants traces et de la chimie hétérogène, y compris en dehors des régions polaires, et la contribution des aérosols ;

* modélisation stratosphérique : la participation de modélisateurs dans les équipes scientifiques permet d'envisager des résultats de modèles prenant en compte les observations effectuées ;

* ozone mésosphérique : il s'agit d'établir le rôle relatif de la chimie de l'hydrogène, des effets du transport ordonné et turbulent, du rayonnement corpusculaire, de la variabilité de la vapeur d'eau mésosphérique en période d'été et de la formation d'aérosols dans la mésosphère polaire ;

* dynamique de la stratosphère et de la mésosphère : il s'agit d'étudier quelques mécanismes créant un couplage entre l'atmosphère supérieure et inférieure, à savoir l'échange vertical des espèces minoritaires et la formation de filaments au bord des vortex polaires.
### 3.6. Contribution française

Chaque laboratoire participant à ce projet a des compétences spécifiques et des centres d'intérêt scientifiques différents.

L'équipe d'Aéronomie de l'Observatoire de Bordeaux a mis au point un code de transfert radiatif et un code d'inversion qui permettent de déduire des raies spectrales sub-millimétriques mesurées par les radiomètres microondes un profil vertical de concentration aux différentes altitudes mesurées. La chaîne de traitement d'abord réalisée sous forme de prototype est actuellement en cours d'optimisation à l'aide du CNES afin d'en assurer la qualité, la robustesse et la documentation avant de la mettre à la disposition des utilisateurs pour la tester, puis l'exploiter. Enfin une participation active à la validation des données est prévue.

Les intérêts scientifiques du Service d'Aéronomie du CNRS concernent :

* le rôle fondamental du déferlement des ondes de gravité sur la structure thermique et la circulation de la mésosphère, particulièrement bien illustré par le phénomène des inversions de température mésosphérique ;

* l'étude du rôle de la dynamique sur la dissymétrie entre la destruction de l'ozone dans les vortex polaires nord et sud ;

* dans le cas de la dynamique tropicale, l'étude du gradient de concentration entre les régions inter et extratropicales le long des surfaces isentropes situées au dessus de la tropopause tropicale, indiquant la présence d'une barrière subtropicale ;

* la construction d'un modèle d'atmosphère incluant les différentes espèces mesurables par les instruments. Cette base de données chimiques, aussi proche que possible de l'atmosphère réelle doit être également représentative des diverses saisons, heures locales, latitudes et situations dynamiques. Le laboratoire termine actuellement la mise au point d'une version couplée des modèles de chimie-transport REPROBUS et de circulation générale ARPEGE-climat qui a permis de réaliser une version stabilisée sur 18 mois de simulation.

Enfin la contribution de l'Observatoire de Paris concerne la validation d'un modèle de l'effet Zeeman dans les raies de l'oxygène pour pouvoir traiter l'inversion en pression et en température pour en déterminer les profils verticaux en chaque point de mesure.

### 3.7. Conclusions

Pour des raisons techniques, le lancement d'Odin a été plusieurs fois retardé depuis le 1er Octobre 1997, date initiale de lancement. Actuellement, le lancement est prévu au début Juillet 1999 avec un éventuel glissement à l'automne suivant. Les équipes françaises mettent à profit ces délais supplémentaires pour améliorer et développer les algorithmes de traitement des spectres pour restituer les profils verticaux, la climatologie des différentes molécules étudiées, la mise au point des outils de

modélisation transport/chimie/radiatif et un modèle d'advection de vorticité potentielle pour contribuer à la détection de filaments polaires et d'intrusions d'air subtropical. Ce travail de préparation passe aussi par le

<figure><img src="image_98.png" /><figcaption>Fig. n° 7 : Principe de la mesure par occultation stellaire.</figcaption></figure>

COULEUR

<figure><img src="image_99.png" /></figure>

VOIR CAHIER

développement de la Chaîne de Traitement Scientifique d'Odin (CTSO) qui comporte un code de traitement spécifique aux données Odin dénommé MOLIERE couplé au code de restitution de profils atmosphériques ARLET-TY. Ces logiciels seront intégrés dans la base de données de chimie atmosphérique ETHER développée en commun par l'Institut Pierre Simon Laplace (IPSL) et le CNES.

## 4. L'INSTRUMENT GOMOS SUR ENVISAT

### 4.1. Introduction

Dans le cadre de son programme d'Observation de la Terre, l'Agence Européenne Spatiale (ESA) développe la plate-forme satellitaire ENVISAT, qui devrait être placée en orbite polaire à l'été 2000 par une fusée Ariane 5. Un effort considérable est dédié à la chimie atmosphérique, puisque trois des neufs instruments d'ENVISAT y sont consacrés : MIPAS (Spectroscopie de l'émission IR au limbe), SCIAMACHY (observation au Nadir dans l'UV-visible), et GOMOS (sondage atmosphérique par occultation stellaire dans l'UV-visible).

Tout d'abord initié par des scientifiques français, soutenu par des collègues finlandais et belges, l'instrument GOMOS (Global Ozone Monitoring by Occultation of Stars (Bertaux et al., 1991) a été pris en charge par l'ESA et construit par Matra Marconi Space. Le modèle de vol (160 kg) a été livré en Septembre 1998 à l'ESA.

La méthode de mesure par occultation stellaire consiste à mesurer le spectre de l'étoile quand elle est vue au-dessus de l'atmosphère, puis d'observer les modifications de ce spectre quand l'étoile est vue, au cours de son coucher, à travers les couches de l'atmosphère. On mesure donc la transmission spectrale $T(\lambda,z)$ de l'atmosphère, le long de trajets horizontaux à l'altitude minimum $z$, en fonction de la longueur d'onde $\lambda$ (Figure n°7).
Le domaine spectral couvert est divisé en 3 bandes analysées par 2 spectromètres avec détecteurs CCD multi-éléments :

• UV-visible (250-675 nm) pour la mesure de O₃, NO₃, air et aérosols : Résolution spectrale : 1 nm ;

• la bande A de O₂ (760 nm) pour la mesure du profil densité/température ;

• la bande de H₂O à 936 nm : Résolution spectrale : 0.2 nm.

L'occultation d'étoiles présente les avantages suivants :

• l'altitude de la mesure est parfaitement connue grâce à la connaissance précise de l'orbite (ce qui peut se faire avec un capteur GPS à bord du micro satellite), et ne dépend pas de l'attitude du satellite ;

• d'une mesure relative F/F₀ on tire une valeur absolue : l'instrument est auto-calibré, à l'abri des dérives instrumentales.

Ces deux facteurs sont particulièrement importants pour étudier la tendance de l'ozone à long terme, qui est l'objectif principal de GOMOS.

## 4.2. Principe du sondage de l'atmosphère par occultation d'étoile.

On recueille un certain nombre de spectres dans la gamme spectrale présélectionnée (UV-Visible-Proche IR) alors que l'étoile est encore haut au-dessus de l'atmosphère (z > 150 km) pour construire un spectre de référence F₀(λ). La dérive du satellite sur son orbite fait que la ligne étoile-satellite s'enfonce dans l'atmosphère, et le spectre recueilli F(λ,z) est modifié par l'absorption des molécules et des aérosols le long de la ligne de visée :

$$F(\lambda,z) = F_0(\lambda) \exp (-\Sigma \sigma_i(\lambda) N_i(z))$$

où $\sigma_i(\lambda)$ est la section efficace d'absorption de l'espèce absorbante i, dépendant de la longueur d'onde $\lambda$ et $N_i(z)$ est la quantité colonne le long de la ligne de visée de cette espèce.

On analyse en 2 étapes la série de mesures F₀, F(λ,ζ) au cours d'une occultation :

### A. Inversion spectrale

A chaque mesure on tire de F(λ,z) le spectre de la transmission atmosphérique T (λ,z) = F(λ,z)/F₀ et on en extrait les quantités colonne Ni des constituants (O₂, O₃, NO₂, aérosols, NO₃, O₄...). Il y a 1200 éléments spectraux dont il faut tirer 8 à 10 inconnues, par une méthode de moindre carrés non linéaires.

### B. Inversion verticale

Ensuite, on inverse par une méthode "pelure d'oignon" la série des $N_i(z_j)$ pour obtenir la distribution verticale de la concentration $n_i(z)$ du constituant i ; on suppose que la distribution est à symétrie sphérique.

## 4.3. Scintillation et profil de température à haute résolution.

La réfraction atmosphérique provoque des scintillations de l'étoile, dues à la structure fine du profil de tem-

pérature de l'atmosphère. Comme cette réfraction dépend de la longueur d'onde, il s'ensuit que le spectre de l'étoile est déformé par la scintillation, de façon notable en dessous de 35 km. Pour corriger cet effet, deux photomètres rapides mesurent le flux stellaire à 1 kHz (dans le bleu et dans le rouge). Des fluctuations rapides de l'intensité observées sur les photomètres, on peut corriger les spectres mesurés par les spectromètres. On peut aussi analyser le délai en temps entre les fluctuations des deux photomètres pour reconstruire le profil de température à haute résolution vicinale (environ 200 mètres (Théodore, 1998)).

## 4.4. Couverture spatiale et temporelle

L'instrument GOMOS est installé à l'arrière du satellite ENVISAT et observe le limbe terrestre derrière lequel se couchent de façon continue les étoiles. Celles qui sont dans le plan de l'orbite défilent en altitude à 3,4 km/sec, ce qui donne un échantillonnage de 1,7 km (0.5 s. pour chaque mesure) et une durée de l'occultation (120 à 15 km) de l'ordre de 50 secondes. Un grand miroir plan est orienté et piloté par un senseur stellaire pour maintenir l'image de l'étoile (formée par un télescope) dans la fente d'entrée des spectromètres malgré le mouvement d'ENVISAT.

Dès que l'occultation est terminée, on passe à l'étoile suivante. Ainsi, on peut observer environ 25 étoiles par orbite, procurant 400 profils verticaux par jour des espèces concernées distribuées sur toute la terre. L'orbite polaire permet de sonder l'atmosphère à toutes les latitudes. En outre, on note que, quand il y a une occultation d'une certaine étoile sur une orbite à une certaine latitude, à l'orbite suivante la même étoile sera occultée aussi à la même latitude (ou très voisine). En effet, l'orbite a peu changé dans l'espace, et la terre a tourné de 22.5° sous l'orbite. De sorte que l'échantillonnage en longitude est très régulier, tandis que celui en latitude dépend de la disposition des étoiles. Le scénario de mission tentera donc d'optimiser la couverture en latitude, en faisant un choix judicieux des étoiles à occulter. La plupart des occultations se fera de nuit ; cependant, GOMOS peut aussi faire des occultations du côté jour avec les étoiles les plus brillantes, permettant de vérifier qu'une tendance à long terme n'est pas biaisée par un effet jour-nuit.

## 4.5. Performances attendues

Des simulations effectuées avec les caractéristiques des étoiles et de GOMOS ont montré que l'on pouvait retrouver les colonnes tangentes d'ozone N(z) (intégrales le long de lignes droites horizontales, traversant l'atmosphère sphérique) avec une grande précision (Figure n° 2), dépendant évidemment de la magnitude visuelle de l'étoile. On observera évidemment les étoiles les plus brillantes. Un scénario typique permet d'observer au cours d'une orbite :

- 7 étoiles mv < 1 donnant une précision meilleure que 1 % sur N(z) (de 20 à 60 km) ;
<figure><img src="image_100.png" /></figure>

Fig. n° 8 : précision attendue sur le rendu des colonnes d'ozone en fonction de la magnitude visuelle de l'étoile (0, 1, 2, 3) pour une température stellaire de 30 000 K.

- 7 étoiles $1 < mv < 2$ donnant une précision meilleure que 3 % sur N(z);

- 12 étoiles $2 < mv < 3$ donnant une précision meilleure que 10 % sur N(z).

La précision sur les concentrations locales est dégratée d'un facteur 2 à 3 par l'inversion verticale. Mais les tendances sur l'ozone peuvent être étudiées directement sur les colonnes tangentielles.

Au bout du compte, on pourra mesurer des variations de l'ordre de 0.1 % par an de l'ozone, en fonction de l'altitude, et de la latitude. En outre, les mesures des autres constituants (NO₂, NO₃, H₂O, température, aérosols...) permettront de mieux comprendre les mécanismes d'évolution de l'ozone. Il s'agit en effet de distinguer les causes naturelles (cycle solaire, activité volcanique...) des causes anthropogéniques (action des CCFs...). C'est à cette seule condition, de compréhension des mécanismes, qu'on pourra raisonnablement prévoir l'évolution future de la couche d'ozone.

## 4.6. Assimilation

Le processus d'assimilation permanente joue un rôle très important dans le projet GOMOS ; dans le cadre de ENVISAT/GOMOS, il est développé un logiciel d'assimilation des mesures d'ozone de GOMOS dans un modèle évolutif (Hauchecorne et al., 1999 ; contrat MSDOL financé par la Commission Européenne). Chaque profil vertical mesuré par une occultation d'étoile remplace la valeur calculée dans le modèle, au lieu et place. Ce calcul se fait, non pas en temps réel ou quasi-réel, mais en temps légèrement différé. La raison est que le modèle photo-chimique, dérivé du modèle ROSE du NCAR (Rose et Brasseur, 1989), calcule les évolutions des espèces avec effet du rayonnement solaire et des cestaines de réactions chimiques. Mais le transport est

imposé au modèle par le champ de vent 3D réellement mesuré (ou tout du moins, celui qui sort de l'analyse ECMWF).

Ainsi, en plus de l'ensemble des mesures GOMOS, on a en permanence un champ 3D d'ozone (et des autres espèces), "calé" sur les mesures de GOMOS. De ce fait, il contient plus d'informations que le simple ensemble des données de GOMOS, car il extrapole/interpole, avec de la physico-chimie réaliste, dans le champ des mesures. A l'aide d'un modèle assimilé/calé en permanence, on peut aborder 4 types d'études décrits ci-dessous.

### A. Comparaison avec d'autres mesures.

Le champ de mesure de GOMOS étant incomplet, il est plus facile de comparer les mesures d'autres instruments, au modèle assimilé/calé sur les mesures (difficul-té des rendez-vous dans l'espace et dans le temps).

### B. Prévisions à court terme du champ d'ozone et du rayonnement UV au sol.

En faisant évoluer le modèle avec les champs de vent prévus par les analyses ECMWF (à six jours) on peut obtenir des prévisions du champ 3D de l'ozone à six jours et également on peut calculer la quantité d'ozone qui arrivera au sol en chaque point de la planète.

### C. Surveillance de l'évolution de l'ozone.

Plutôt que de tenter de moyenner les mesures dont l'échantillonnage 3D est imparfait, on moyenne les concentrations du modèle assimilé/calé. Ceci aboutit à une bien meilleure précision, car on tient compte au mieux des mesures de l'instrument, et du déplacement des masses d'air qui est réaliste, puisqu'il est tiré des mesures de vent ECMWF.

### D. Amélioration du modèle photochimique.

Notre connaissance concernant les facteurs qui gouvernent l'évolution de l'ozone est imparfaite, mais nous ne savons pas ce qui pèche dans nos modèles, où l'on a mis la meilleure connaissance actuelle. Une façon de tenter de comprendre les défauts du modèle (par exemple, un processus de destruction de l'ozone non modélisé, par une espèce inattendue) est de surveiller, à chaque point d'assimilation dans l'espace-temps, la différence entre ce qui est dans le modèle et la valeur effectivement mesurée. Si on trouve qu'il faut toujours "tirer" le modèle dans une certaine direction, cela peut donner des indications sur les mécanismes qui influent sur l'ozone et qui restent imparfaitement modélisés. Ceci peut aboutir à leur identification et leur quantification. Cette entreprise est difficile, mais c'est la seule qui permette une approche un peu systématique de l'amélioration des modèles évolutifs.

Or, ce que nous voulons obtenir in-fine, c'est une compréhension de tous les mécanismes, qui nous permette d'établir des prédictions raisonnables sur l'évolution de l'ozone à court terme et à moyen terme, puisque de grandes décisions politiques (notamment dans le domaine industriel) y sont liées.
## 4.7. Conclusion

L'étude de la stratosphère s'est initialement appuyée en France d'une part sur les mesures à partir des stations au sol et d'autre part sur les sondages par ballon. A la suite du succès d'UARS auquel la communauté française a une contribution significative, le nombre d'expériences satellitaires étudiant l'atmosphère s'est multiplié au cours des dernières années. La France joue un rôle grandissant dans les différentes phases de ces expérience, la conception, la réalisation, le développement d'algorithmes de traitement, la validation des données et l'exploitation scientifique. Les données satellitaires sont en effet les seules qui permettent d'obtenir la couverture globale nécessaire à la modélisation. Le prochain pas sera d'obtenir une utilisation optimale de la grande quantité de données que fournissent les satellites en développant des techniques d'assimilation de ces données dans les modèles de chimie-transport.

## RÉFÉRENCES

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DETECTION OF STRATOSPHERIC CHANGES

P. KECKHUT¹, S. GODIN², F. GOUTAIL², A. SARKISSIAN², A. HAUCHECORNE², C. SOUPRAYEN², C. VIALLE², C. DAVID², V. BERGERET², A. HERTZOG², M. MARCHAND², J.-P. POMMEREAU², M.-L. CHANIN², G. MEGIE², M. GUIRLET³, J. DE LA NOË⁴, P. RICAUD⁴, O. LEZEAUX⁴, H. BENCHERIF³, T. PORTAFAIX⁵, F. POSNY⁶, M.-F. MERIENNE³, A. BARBE⁶, T. LEBLANC⁷.

¹Institut Pierre Simon Laplace, Service d'Aéronomie, B.P. 3, 91371 Verrières-le-Buisson, France / ²Service d'Aéronomie, Institut Pierre Simon Laplace, B.P. 3, 91371 Verrières-le-Buisson, France. / ³European Ozone Research Coordinating Unit, 14 Union road, Cambridge CB2 1HE, United Kingdom. / ⁴Observatoire de Bordeaux, B.P. 89, 33270 Floirac, France. / ⁵Laboratoire de Physique de l'Atmosphère, Université de la Réunion, Département de Physique, 15 av. René Cassin, B.P. 7151, 97715, St-Denis cedex, Réunion, France. / ⁶Groupe de Spectrométrie Moléculaire et Atmosphérique, Université de Reims, B.P. 347, 51062 Reims Cedex, France. / ⁷Jet Propulsion Laboratory, California Institute of Technology, Table Mountain Facility, Wrightwood, USA.

ABSTRACT

Until recent times, the role of the coupled ocean-
low atmosphere system was the only one to be consi-
dered in the climate studies. Recently it has been
recognised that one must take into account the stra-
tospheric behaviour in many aspects of the studies
of climate changes. The dynamical, chemical and
radiative processes which occur in the stratosphere
all may impact on climate. Long-term observations
of the vertical structure of the atmosphere associa-
ted with numerical simulations are highly valuable
to improve our understanding of climate changes. In
addition to the direct contribution of the stratos-
phere on climate, the observation of the stratosphe-
re may be used as a "fingerprint" of various climate
forcing. Key parameters for stratospheric monito-
ring concern primarily ozone, temperature and
wind. It requires very accurate instruments to detect
over a decade changes with respective amplitudes of
less than 10 %, 1 K, and 1 m/s. These values are
smaller or similar than the variability induced by the
successive individual daily measurements. So, to
provide the best confidence of trend detection and
quantification, it requires long series of frequent
observations averaged on a weekly or monthly basis.
For an earliest possible identification of changes in
the stratospheric ozone layer and stratospheric cli-
mate, sophisticated methods are required to be able
to take into account the natural low frequency
variability associated with natural climatic forcing
such as solar activity changes, major volcanic erup-
tions or internal oscillations. However, the main
limited factor is the inhomogeneities in the data
series. Instrumental and algorithm improvements
may cause temporal inhomogeneity in reducing the
amplitude of some bias. Also sites or protocol mea-
surement changes may introduce spurious changes.
While instrument noise is not a source of ambiguity
for trend detection it is recommended to keep it with
an amplitude smaller than the atmospheric variabi-
lity over days and atmospheric layers of one to few
kilometres thick. In opposite to in-situ measure-
ments carried on balloons or rockets, remote sensing
techniques from ground appear well adapted for
long-term monitoring in using a single instrument
for decades, self-calibrated, with no physical inter-
actions between the sensor and the medium. Remote

sensing methods from ground are also not very
expensive in human and fund resources. They can
provide very good temporal coverage which permits
to reduce significantly the residual atmospheric
variability. However, many instrumental changes
need to be made for any instrument operating on a
routine basis over decades. Any changes need to be
done with lot of cares as it may induced spurious
trends. Particular efforts are require for measuring
in the lower stratosphere where changes are expec-
ted and where background aerosols and successive
volcanic aerosol injections, disturbed some existing
instruments.

A international network of high-quality remote-
sounding research stations for observing and
understanding the anthropogenic changes of the
stratosphere was decided in 1886 and first observa-
tions started in 1991: the Network for the
Detection of Stratospheric Changes (NDSC). The
goals of the network are to make the earliest pos-
sible identification of changes in the stratospheric
ozone layer and related parameters, to study the
variability of the stratosphere, to provide an inde-
pendent calibration of satellite sensors and to pro-
vide data required by multi-dimensional chemical
and dynamical models. It was decided that the net-
work would consist of 5-6 primary stations fully
equipped with all the required instruments from
poles to equator. The French scientific community
play a lead role in this network. While, instruments
were selected on the basis of being remote sensors,
capable of continuous, long-term field operation,
traditional instruments providing the longest data
series as balloon sounding were also included.
Lidar methods, having required precision and range
resolution, was proposed to be used for ozone, tem-
perature and aerosol measurements. Despite
Doppler wind lidar was based on more recent deve-
lopments, it is an unique instrument operating up
to now only in France since 1989. The homogeneity
of such network and the temporal stability is insu-
red by continuous calibration, and validation cam-
paigns. Satellite sensors can be used for such pur-
pose as geographic transfer references for ground
based instruments at different locations, as can
high-quality, mobile instrument.

First observations of the atmospheric variability
and simulations reveal that significant results