<figure><img src="image_69.png" /><figcaption>Figure 2. Schéma d'une Station Scientifique Autonome en configuration de travail sur le sol martien (d'après Aviation Week & Space Technology, 12/04/93).</figcaption></figure>

enregistrées par un magnétomètre installé à bord de chacune des Stations Scientifiques Autonomes qui seront déposées sur la surface de la planète. Elle est réalisée en coopération avec l'Institut für Meteorologie und Geophysik, Tecknische Universitat (IMG/TU), Braunschweig (Allemagne). L'expérience est étroitement associée techniquement à celle consacrée aux mesures sismiques (4.3).

### 2.1.1. Objectifs scientifiques.
Cette expérience est basée essentiellement sur l'analyse des variations du champ magnétique dans une gamme de fréquence allant de quelques dixièmes de Hertz au continu. L'étude de la géométrie du champ magnétique principal et du champ continu lié à l'aimantation des roches nécessiterait de disposer de mesures à bord d'un mobile se déplaçant au-dessus de la surface de la planète (satellite, ballon, ou véhicule autonome), et elle ne peut être effectuée à partir de données recueillies à bord de seulement quelques stations fixes. Par ailleurs, compte tenu de la très faible intensité du champ magnétique principal sur Mars (quelques dizaines de nT), sa variation au cours du temps est probablement inférieure à quelques nT par an, et elle est trop faible pour être étudiée à l'aide de magnétomètres installés à bord de stations autonomes. Seule la mise en évidence d'un fort champ magnétique local constituerait une preuve de l'existence d'une dynamo active dans les premiers âges de l'évolution de Mars.

En revanche, les mesures des fluctuations observées au sol, interprétées en tant que sondage électromagnétique, jointes aux mesures sur l'orbiteur, permettront d'accéder à des informations fondamentales sur la structure interne et l'environnement ionisé de la planète :

- la distribution de résistivité est classiquement déterminée à partir du tenseur d'impédance, qui caractérise la réponse inductive du milieu étudié. Lorsque (i) la résistivité varie uniquement avec la profondeur et (ii) le champ primaire d'origine externe est, en première approximation, homogène à l'échelle de la zone étudiée, ce tenseur est antisymétrique et la réponse inductive du milieu sous-jacent est alors caractérisée par une impédance scalaire. Cette impédance peut être calculée à partir du rapport, dans le domaine fréquentiel, entre les composantes verticale, Z, et horizontale, H, du champ magnétique. La profondeur d'investigation d'un sondage électromagnétique

dépend essentiellement de la période du phénomène étudié et de la résistivité du milieu où le sondage est effectué. Elle est d'autant plus importante que la période est grande et la résistivité élevée. L'étude de la partie haute fréquence du spectre permettra ainsi d'estimer l'épaisseur du permafrost et de discuter la présence (ou l'absence) d'eau à l'état liquide sous ce permafrost. En effet, l'eau liquide est beaucoup moins résistante que la matrice rocheuse encaissante, et la présence de ce fluide conducteur, même en faibles quantités, se traduirait par une brusque décroissance de la résistivité. L'étude de la partie basse fréquence du spectre fournira des informations sur la structure profonde de la planète. En effet, la résistivité des roches fondues est très faible (1-0,1 Ω m) et, à température constante, la présence de fusion partielle se traduit par une décroissance de plusieurs ordres de grandeur de la résistivité. Les sondages électromagnétiques permettront donc de déterminer si un niveau de fusion partielle est présent à la base de la lithosphère martienne, comme cela est le cas pour la lithosphère terrestre. A des profondeurs plus importantes, l'augmentation de la température et de la pression se traduit par une rapide diminution de la résistivité (dans la Terre, à une profondeur d'environ 400 kilomètres). L'existence probable de variations naturelles du champ magnétique de Mars aux périodes correspondant à la durée du jour martien (24h37') devrait permettre de localiser, si elle existe, une telle variation brusque de la résistivité située à moins de quatre ou cinq cents kilomètres de profondeur, et donc d'obtenir des informations sur les conditions thermodynamiques qui règnent dans le manteau supérieur de Mars;

- si l'on suppose que la couche atmosphérique située entre la planète solide et son environnement ionisé est parfaitement isolante, il est possible de rendre compte des observations à l'aide d'un potentiel scalaire qui vérifie l'équation de Laplace. Le prolongement vers le haut, jusqu'à la coquille ionosphérique conductrice, de cette fonction harmonique permet de déterminer la géométrie des courants ionosphériques équivalents. Ces courants constituent en fait la seule information que l'on puisse déduire d'enregistrements effectués sur des stations sol sans avoir besoin de recourir à des hypothèses supplémentaires. L'analyse des variations du champ magnétique enregistrées simultanément au sol et à bord de l'orbiteur fournira donc des informations sur
<figure><img src="image_70.png" /><figcaption>Figure 3. Modélisation des déformations des équipotentielles d'ondes planes (pour deux directions Y et Z) autour des antennes d'ELISMA.</figcaption></figure>

les caractéristiques spatio-temporelles des principaux systèmes de courant à grande échelle présents dans l'environnement ionisé de la planète Mars.

2.1.2. *L'instrument.* Afin de réaliser cette expérience dans le cadre de la mission MARS 96, un instrument léger et peu consommant a été développé par l'IMG/TU, Braunschweig (capteur et électronique analogique), et la DT/INSU, Saint-Maur et Garchy (restitution d'attitude et électronique numérique commune pour le magnétomètre et le sismomètre). Les contraintes étaient de disposer, (i), d'un magnétomètre léger, peu consommant, et dont la dérive en température soit faible, (ii), d'un instrument de restitution d'attitude de précision suffisante, et (iii), d'un interface mécanique avec la station permettant la mise à poste du capteur à l'extérieur de la station. Le magnétomètre est à trois composantes, à vannes de flux, équipées de noyaux toriques dont les performances sont :

- résolution : 0,25 nT;

- gamme de fréquences : quelques Hz au continu;

- dynamique : -8000 / +8000 nT;

- dérive thermique inférieure à 0,01 nT/K pour des températures allant de -100°C à +100°C;

- consommation (capteur et électronique analogique) inférieure à 200 mW.

La consommation moyenne de l'instrument peut être considérablement réduite en coupant l'alimentation entre les mesures. La direction de la verticale locale est mesurée à l'aide d'un jeu d'inclinomètres constitués de sphères remplies d'un liquide conducteur et comportant 5 électrodes. La direction du Nord géographique est déterminée à partir de mesures de la position du Soleil dans le ciel de la station. L'instrument de restitution d'attitude OPTIMISM permet une précision de :

-5 10⁻³ radian (15 minutes d'arc) sur la direction de la verticale;

- quelques 10⁻² radian (quelques degrés) sur la direction du Nord géographique.

## 2.2. Expérience ELISMA/ULFW

(PI : S. Perraut, Centre d'Etude des Environnements Terrestre et Planétaires, CNRS, Université V.S.Q.)

ELISMA (Etude Locale de l'Ionosphère Supérieure de MArs) est un ensemble intégrant toutes les mesures "ondes" à bord de l'orbiteur, comportant six expériences PI conçues et réalisées par un consortium international impliquant neuf laboratoires de Russie, Ukraine, Bulgarie, Pologne, ESA, Grande Bretagne et France. La France fournit trois expériences PI et assure la coordination générale scientifique et technique du consortium.

L'expérience ULFW est l'une de ce groupe, il s'agit d'un magnétomètre alternatif et de sa chaîne d'acquisition et de traitement à bord.

2.2.1. *Objectifs scientifiques.* Des structures filamentaires sont susceptibles de se développer dans l'environnement martien, notamment à l'interface avec le vent solaire (choc, magnétogaine, magnéto/ionopause). On compte en particulier étudier le rôle de ces structures dans les processus de transfert de masse à travers les discontinuités rencontrées. Des fluctuations électromagnétiques, déjà observées par la sonde PHOBOS [Riedler et al., 1991], peuvent se superposer aux structures filamentaires. L'étude se focalisera sur les instabilités au voisinage de la fréquence hybride basse, qui jouent généralement un rôle essentiel dans les mécanismes de friction anormale entre les ions et les électrons. Dans le milieu faiblement magnétisé considéré, la fréquence hybride basse devrait être inférieure à 50 Hz.

A plus basse altitude, au voisinage du périastre, l'expérience devrait également pouvoir mettre en évidence d'éventuels systèmes de courants ionosphériques susceptibles d'être détectés par les magnétomètres au sol et dont les porteurs pourraient être identifiés par les expériences sur le plasma thermique.

2.2.2. *L'instrument.* L'expérience ULFW (Ultra Low Frequency Waves) consiste en un fluxmètre à contre réaction de flux (3 axes orthogonaux) qui détectent les fluctuations du champ magnétique dans la gamme 0,5-50 Hz. Les mesures seront traitées et comparées simultanément aux fluctuations du champ
électrique dans la même gamme, lesquelles sont détectées par une autre expérience du consortium ELISMA (ESLP, responsabilité ESTEC/ESA) à l'aide de quatre capteurs sphériques interconnectés pour former trois dipôles approximativement orthogonaux. Les capteurs magnétiques ont une dynamique de 72 dB et des sensibilités de $2.10^{-3}$ nT.Hz$^{-1/2}$ et $3.10^{-5}$ nT.Hz$^{-1/2}$ respectivement à 1 et 50 Hz. La sensibilité des détecteurs électriques est de $10^{-6}$ V.Hz$^{-1/2}$, la dynamique entre -8 et +8 V, et la longueur physique des dipôles est respectivement de 1,45; 1,45 et 16,23 m (Figure 1).

L'expérience ULFW, comme toutes celles du consortium ELISMA, est gérée par l'unité de traitement des données (DWP) construite conjointement par l'Université de Sheffield et l'Université de Sussex. L'expérience comporte 10 modes différents d'acquisition des données, le mode optimum consistant à acquérir les formes d'onde des 6 composantes ULF. Pour limiter le débit de télémesure, différents techniques de compression de données et de traitement à bord ont été adoptées. Il faut également noter que les séquences d'enregistrement à cadence maximum peuvent être déclenchées sur alerte à partir des variations du champ magnétique continu transmises par l'expérience MAREMF (responsabilité Autrichienne) à ELISMA, directement à bord.

## 2.3. Expérience ELISMA/VLFA

(PI : M. Parrot, Laboratoire de Physique et Chimie de l'Environnement, CNRS Orléans)

L'expérience VLFA (Very Low Frequency Analyser) fait partie du consortium ELISMA et utilise en particulier les mêmes capteurs électriques et magnétiques que l'expérience ULFW.

### 2.3.1. Objectifs scientifiques.
Jusqu'à présent, seule l'expérience PWS de la sonde PHOBOS-2 a effectué des mesures d'ondes basse fréquence autour de Mars, mais à haute altitude, sur une seule composante électrique et avec la résolution spectrale d'une batterie de filtres. Elle a montré néanmoins que l'intensité des phénomènes observés n'était pas négligeable [Grard et al., 1991]. Dans les zones frontières (choc, planétopause) où le signal est important, l'expérience VLFA apportera des informations beaucoup plus précises (analyse spectrale, polarisation et direction de propagation) que celles obtenues avec PHOBOS. Nous nous attendons en outre à détecter d'éventuelles émissions de bruit naturel prenant naissance dans l'atmosphère ou au sol.

En effet, avec les valeurs estimées du champ magnétique dans l'ionosphère martienne, dans la région voisine du périastre, la gyrofréquence électronique pourrait être de l'ordre de 1 à 2 kHz. Ceci implique en particulier que des émissions radio naturelles émanant du sol ou de l'atmosphère pourraient atteindre l'orbiteur dans le mode sifflement aux fréquences inférieures à cette limite. Il existe sur Mars des vents de sable et de poussière extrêmement violents qui durent plusieurs semaines, et, à l'occasion de ces tempêtes, des décharges électrostatiques peuvent se produire et pourraient générer une émission continue d'ondes électromagnétiques de type "souffle" [Eden and Vonnegut, 1973].

### 2.3.2. L'instrument.
Le dispositif expérimental de VLFA comprend principalement un processeur de signaux qui effectue à bord une transformée de Fourier d'une ou de plusieurs composantes du champ électromagnétique. L'expérience peut aussi traiter les variations de densité électronique provenant d'une sonde de Langmuir de l'expérience ESLP pour étudier d'éventuelles corrélations avec les ondes. VLFA permet de calculer à bord des spectres dans une gamme de fréquence allant de quelques Hz à 1,8 kHz (la gyrofréquence électronique maximale attendue en orbite martienne).

L'expérience a deux convertisseurs analogue-numérique en entrée, car un arrangement opportun des données permet le calcul simultané de deux spectres avec une seule transformée de Fourier [Sorensen et al., 1987]. Suivant les modes de fonctionnement de VLFA, la résolution en fréquence varie entre 8 et 32 Hz, et la résolution en temps entre 31 ms et 1 s. Avec un jeu de 4 gains, la dynamique totale est de 80 dB. La sensibilité est de $1,6 \times 10^{-3}$ nT.Hz$^{-1/2}$ pour les voies magnétiques, et de $6,4 \times 10^{-4}$ V/m/Hz$^{1/2}$ pour les voies électriques. Comme les 6 composantes du champ sont disponibles, il est possible de calculer à bord une matrice spectrale afin de déterminer la direction de propagation des ondes. Par ailleurs, un mode de fonctionnement de l'expérience permet d'obtenir un spectre d'une composante électrique jusqu'à 18 kHz. Les données sont acquises et transmises à la télémesure par le DWP (Digital Wave Processor) qui comprime les informations.

## 2.4. Expérience ELISMA/HFMI

(PI : C. Béghin, Laboratoire de Physique et Chimie de l'Environnement, CNRS, Orléans)

L'expérience HFMI (High Frequency and Mutual Impedance) fait partie du consortium ELISMA et utilise en particulier le DWP pour la gestion des télécommandes et de la télémesure. L'expérience couvre le domaine dit "Haute Fréquence", c'est-à-dire couvrant l'évolution de la fréquence plasma au cours de la mission, soit de quelques kHz à 1,8 MHz. Il s'agit encore d'une expérience "onde", mais son mode de fonctionnement actif lui permet d'obtenir en outre des données précises sur les paramètres du plasma thermique (densité et température électroniques).

#### 2.4.1. Objectifs scientifiques.
On a noté ci-dessus que dans les missions spatiales précédentes, l'observation des ondes et instabilités de plasma dans l'environnement martien n'a été que fragmentaire et plutôt exploratoire. Cependant, la mission PHOBOS a révélé l'existence d'intenses émissions, et en particulier dans le domaine HF [Trotignon et al., 1991]. Il s'agit d'oscillations de plasma détectées dans la région du pré-choc, signature fréquente et régulière des phénomènes de rétrodiffusion des électrons du vent solaire vers l'aval du choc, que la planète soit magnétisée ou non. Des mesures à haute résolution faites dans le pré-choc de Vénus [Hospodarsky et al., 1994] ont révélé la richesse d'informations contenues dans ces observations vis-à-vis des processus énergétiques et de la morphologie de la région d'interface vent solaire/planète. Il est possible que d'autres régions, internes à la cavité de plasma planétaire, soient également le siège d'instabilités de plasma (exemple : courants ionosphériques), et cette mission devrait permettre d'y accéder.

Par ailleurs, le mode actif de l'expérience HFMI, par une mesure d'impédance mutuelle qui a été éprouvée de longue date dans la magnétosphère terrestre [Décréau et al., 1978], fournit deux paramètres fondamentaux du plasma local : la densité et la température électronique. Ces données, jointes à celles obtenues sur les ions (2,5), permettront de déterminer la pression dynamique du plasma planétaire, et le bilan énergétique pourra être dressé à l'interface avec le vent solaire. Enfin, les profils de densité en fonction de l'altitude, la latitude et l'heure locale pourront être faits pour la première fois dans l'environnement martien, donnant accès à l'étude des processus de recombinaison et de transport.

#### 2.4.2. L'instrument.
Une structure telle que celle proposée pour la mission n'est certes pas idéale pour des expériences "ondes", dans un plasma qui nécessiterait de longs bras et une propreté électromagnétique sévère. L'installation des antennes d'ELISMA a donc fait l'objet de compromis, et en particulier les capteurs
<figure><img src="image_71.png" /><figcaption>Figure 4. Coupe schématique des optiques électroniques de l'expérience DYMIO.</figcaption></figure>

électriques de HFMI. Pour cela, une simulation des perturbations introduites par la taille considérable du vaisseau, des panneaux solaires et des gros appendices (Figure 3) a permis de déterminer l'amplitude acceptable de ces perturbations, et sera affinée au cours de l'avancement des intégrations. Les sondes HFMI sont réparties sur chacun des panneaux solaires, ce qui permet, en fonction des variations extrêmes de la longueur de Debye (10 cm à 10 m), de disposer toujours d'une base adaptée pour le mode à impédance mutuelle.

Les modes passif (ondes naturelles) et actif (impédance mutuelle) sont toujours quasiment simultanés et utilisent tous deux un analyseur numérique à FFT rapide par processeur spécialisé. L'expérience est pilotée par un second microprocesseur qui lui assure une totale autonomie si nécessaire. La résolution en fréquence est ajustable en fonction des possibilités de télémesure, mais peut atteindre 4 ou 8 kHZ dans toute la gamme. La résolution temporelle, selon les modes de fonctionnement, varie de 40 ms à 5 s, tant pour les ondes naturelles que pour les mesures de densité. La gamme de densité électronique couverte va de 2 à 40 000 e/cm³ et la température de 0,1 à 10 eV.

## 2.5. Expérience DYMIO

(PI : J.J. Berthelier, Centre d'Etude des Environnements Terrestre et Planétaires, CNRS, Université V.S.Q.)

Cette expérience est réalisée en coopération avec l'Université du Texas (Dallas), le Max Plank Institute für Kernphysik de Heidelberg et l'IKI de Moscou.

### 2.5.1. Objectifs scientifiques.
L'expérience DYMIO (Dynamics of the Martian Ionosphere) a pour objectif de fournir un certain nombre d'observations nécessaires à l'étude de l'interaction entre le vent solaire et l'environnement lointain de la planète et en particulier :

- de déterminer les paramètres principaux (densité, température, vitesse de dérive) des espèces ioniques majoritaires du plasma thermique de l'ionosphère,

- de caractériser les distributions en énergie et en angle des ions suprathermiques au voisinage des frontières,

- de déterminer la nature des espèces minoritaires dans l'ionosphère.

Disposant de ces mesures, on pourra alors identifier les sources et les puits du plasma de l'ionosphère supérieure, étudier sa dynamique globale et notamment l'échappement vers le milieu interplanétaire, et mettre en évidence les processus qui régissent l'accélération des ions planétaires au voisinage des frontières.

### 2.5.2. Description de l'expérience.
L'instrument, dont une vue schématique est représentée Figure 4, est un spectromètre de masse omnidirectionnel comportant deux sous-ensembles identiques dont les champs de vue sensiblement de $2\pi$ stéradians sont pratiquement disposés tête bêche, assurant ainsi une couverture quasi-totalc de l'espace. Chaque sous-ensemble comprend 16 fenêtres d'entrée. Ce sont des lentilles électrostatics dont le rôle est d'assurer une ouverture angulaire en cône de demi-angle d'environ 25°. Les vitesses de dérive et les températures ioniques que l'on prévoit dans l'environnement martien correspondent à une dispersion angulaire des directions d'arrivée des ions du plasma telle que l'instrument n'a pas de zone aveugle. Ces fenêtres sont suivies d'une optique électrostatique dont le but est de focaliser les ions entrant par l'une quelconque des fenêtres en un faisceau cylindrique à l'entrée d'un aimant qui assure la sélection en masse. L'aimant est suivi d'un détecteur qui permet la détection et la localisation des particules au niveau de son plan focal.

La gamme de masse analysée va de $1(H^+)$ à $44 (CO_2^+)$ uma; les énergies mesurées s'étendent des énergies thermiques (fraction d'eV) jusqu'à environ 500 eV.

## 2.6. Expérience FONEMA

(PI : A. Johnstone, Mullard Space Science Laboratory, GB.

CoI : J. A. Sauvaud, Centre d'Etude Spatiale des Rayonnements, CNRS, Toulouse)

La réalisation de l'expérience FONEMA (Fast Omididirectional Non Scanning Energy Mass Analyzer) est assurée en coopération internationale sous la maîtrise d'oeuvre du MSSL, avec des contributions de l'IKI (Russie), de Saint Patrick College (Irlande), de l'Université Charles (Tchécoslovaquie) et en France du CESR.

Il s'agit d'un spectromètre d'ions très rapide, de conception nouvelle, permettant la mesure en 50 ms, sur l'angle solide total (48 directions), des ions de 1 à 20 uma et de 10 eV à 7200 eV d'énergie. Généralement les spectromètres d'ions ont une résolution en temps limitée par la nécessité d'effectuer des mesures suivant quatre dimensions : trois dans l'espace des phases et une dans l'espace des masses. Le plus souvent la rotation du satellite est utilisée pour explorer une dimension, la résolution est alors limitée par la période de rotation du satellite. Dans le cas de FONEMA, l'instrument est réellement capable de mesurer instantanément la distribution 3D des ions de différentes masses. Il est ainsi particulièrement approprié à l'étude détaillée des structures laminaires de plasma dans l'environnement de Mars. FONEMA fournira des mesures détaillées permettant d'affiner les modèles d'interaction vent solaire/planète, d'accélération et d'échappement des ions planétaires dans le milieu interplanétaire.
### 3. EXPERIENCES ATMOSPHERIQUES ET DE SONDAGE A DISTANCE

Plusieurs expériences sont prévues d'être installées à bord de l'orbiteur, consacrées à l'étude de l'atmosphère, de l'interface sol/ atmosphère et du sol proprement dit, sans qu'il soit facile ni même nécessaire, de séparer arbitrairement ces domaines tant ils sont étroitement couplés. Les expériences de ce groupe, à forte participation française, utilisent des méthodes de sondage à distance et contribuent toutes à un ensemble cohérent d'objectifs scientifiques portant sur les principaux points suivants :

- composition et dynamique de l'atmosphère (température, vents, nuages),

- constituants mineurs (vapeur d'eau, ozone, aérosols, etc...),

- érosion éolienne et transport de matériaux de fragmentation,

- poussières (tempêtes, composition),

- hydratation de surface et lithosphérique,

- composition minéralogique.

#### 3.1. Expérience SPICAM

(PI : J.L. Bertaux, Service d'Aéronomie, CNRS, Verrières, SPICAM/SOLAIRE, Co-PI : M. Ackerman, Institut d'Aéronomie Spatiale de Belgique)

L'expérience SPICAM est dédiée à l'étude de l'atmosphère de la planète. On sait que celle-ci est composée en majeure partie de gaz carbonique (CO₂), mais on connaît mal la distribution en altitude de cette atmosphère, et en particulier de sa température. D'autre part, il y a aussi une petite quantité de vapeur d'eau (H₂O), d'ozone (O₃) et d'oxygène. Bien que minoritaires, ces gaz sont réactifs chimiquement, et leur étude devrait permettre d'établir le bilan de leurs réactions chimiques et mieux comprendre l'équilibre à long terme de l'atmosphère de Mars.

SPICAM comprend deux instruments : l'un opère un sondage atmosphérique en observant l'occultation du Soleil par le limbe de la planète. Il est construit principalement par l'IASB (Bruxelles) et l'IKI (Moscou). L'autre, construit au Service d'Aéronomie, opère par occultation d'étoile. A cette fin, il est monté sur la plateforme orientable PAIS (Russe), pointée vers l'étoile avant qu'elle ne disparaisse derrière le limbe de Mars. On mesure en permanence le spectre de l'étoile, de l'UV (120 nm) au proche infra-rouge (1 µm). Le spectre de l'étoile est modifié par l'absorption, sélective en longueur d'onde, des différents constituants atmosphériques, dont on peut alors retrouver la distribution verticale. L'instrument est également sensible aux nuages, et on peut aussi détecter les émissions lumineuses naturelles de la haute atmosphère.

Un autre mode d'observation consiste à braquer l'instrument SPICAM/ETOILE vers le sol éclairé de la planète. Le spectre solaire réfléchi par la surface est modifié par l'absorption atmosphérique, et on peut en déduire la quantité intégrée verticalement de H₂O, ozone et poussière en tous les points de la planète qui sont dans le champ.

Enfin, pendant le trajet Terre/Mars, un canal appelé SOYA (responsabilité de l'Observatoire de Crimée) mesure le flux solaire avec une grande précision pour en déterminer les oscillations naturelles du Soleil et obtenir ainsi des informations sur sa structure interne.

#### 3.2. Expérience OMEGA

(PI : J.P. Bibring, Institut d'Astrophysique Spatiale, CNRS, Orsay)

L'instrument OMEGA est un "imageur spectral visible et infrarouge" : il va, depuis l'orbite, réaliser des images de la surface, avec cette particularité de transmettre, pour chaque pixel

résolu, le spectre en 352 canaux contigus, de 0,35 à 5,2 µm. En d'autres termes, OMEGA va analyser la lumière solaire diffusée par Mars, dans une région spectrale où les principaux constituants de la surface et l'atmosphère présentent des signatures d'absorption spécifiques : leur mise en évidence permet d'identifier ces constituants et, partant, d'en évaluer la distribution spatiale. OMEGA va donc permettre de dresser des cartes de composition, minéralogique et atmosphérique, avec une résolution au sol variant, selon l'altitude du satellite, de quelques km à quelques centaines de mètres (lorsque le satellite sera proche du périastre). Ainsi, et pour la première fois, OMEGA mettra en évidence les différents silicates et oxydes, les minéraux hydratés et les composés carbonés, les glaces et les givres, au sol et dans l'atmosphère (aérosols). Il sera possible de détecter les transports de matière (sable), les cycles de sublimation/condensation de calottes polaires, l'évolution chimique (chimie du carbone, de l'azote, de l'eau). La résolution spatiale (localement subkilométrique) permettra de suivre l'évolution des propriétés de la surface et de l'atmosphère de Mars, des échelles de temps géologiques aux variations saisonnières. OMEGA contribuera donc à une meilleure connaissance de la géologie de Mars, de son évolution temporelle, de sa climatologie, de son aéronomie et de sa météorologie.

### 4. EXPERIENCES SOL DE METEO, IMAGERIE ET SISMOLOGIE

Compléments indispensables des instruments de sondage à distance, les expériences sol installées dans les petites stations constituent l'élément "vérité terrain". Après la mission américaine VIKING, consacrée en priorité à la bio-chimie et à l'imagerie, la mission MARS 96 devrait représenter une étape majeure dans l'exploration in situ, par la diversité des mesures en différents sites. Au chapitre 2, on a présenté l'avant-première que constituera le dépôt de magnétomètres en surface, ici sont décrites les participations françaises aux autres instruments déposés au sol.

#### 4.1. Expérience METEGG

(PI : R. Pellinen, Finnish Meteorological Institute, Finlande, Col : J.P. Pommereau, Service d'Aéronomie, CNRS, Verrières)

L'expérience METEGG a pour objectif l'étude de la météorologie et de la climatologie de l'atmosphère de Mars, par la mesure régulière de la pression, de la température, de l'humidité, de l'épaisseur optique et du vent au niveau du sol, durant une année martienne (environ deux années terrestres). Les instruments météorologiques seront placés sur les deux petites stations, initialement en forme d'oeuf, d'où le nom donné à l'expérience.

La station météo METEGG est réalisée en coopération entre l'IKI, qui est responsable de l'ensemble des stations et de l'anémomètre, le Finnish Meteorological Institute, responsable des capteurs météo, du calculateur de bord et de l'intégration mécanique et électrique des stations, et côté français, le Laboratoire de Météorologie Dynamique (LMD) et le Service d'Aéronomie (SA). La contribution française consiste en :

- fourniture du capteur optique pour la mesure de la charge en poussières et détection des nuages (SA),

- contribution aux essais et étalonnages des capteurs de pression, température et humidité (SA et LMD),

- développement d'un modèle de circulation générale de l'atmosphère de Mars (LMD).

L'instrument du SA est dérivé des appareils utilisés sur Terre pour la détection des nuages stratosphériques polaires depuis le sol. Il est formé de quatre photo-diodes situées à l'intérieur de la
<figure><img src="image_72.png" /><figcaption>Figure 5. Image de test obtenue par la caméra DESCAM sur le site du GEROMS au CNES, Toulouse.</figcaption></figure>

station (donc protégées des fortes variations de température), reliées au capteur optique par fibres optiques. L'instrument est alimenté par le bloc électronique finlandais qui assure également le formatage des données.

## 4.2. Expérience DESCAM

(PI : J.E. Blamont, Service d'Aéronomie, CNRS, Verrières)

L'expérience DESCAM est une expérience d'imagerie dans le visible de la surface martienne, entièrement réalisée au Laboratoire d'Astronomie Spatiale. Placée à bord du module de descente, cette caméra prendra des images du sol martien au cours des quelques minutes précédant l'atterrissage, bénéficiant ainsi d'un effet de zoom sur la zone d'impact. La résolution au sol variera entre 10 mètres et quelques centimètres, alors que le champ, dans le même temps, passera de 5 km à 5 mètres.

L'instrument est composé d'une optique de 10 mm de focale, associée à un CCD de 240 x 544 pixels (Figure 5). Les images sont comprimées d'un facteur 10 avant d'être mises en mémoire grâce à un module câblé de compression, utilisant le principe de Compression en Cosinus Discrète, avec une erreur EQM voisine de 2 niveaux digitaux. Ainsi, une centaine d'images devraient pouvoir être stockées dans la mémoire de bord qui sera lue lors des survols successifs de l'orbiteur.

Par ailleurs, un logiciel de correction d'images utilisant un filtrage de Fourier a été mis au point conjointement par le CNES et le LAS pour réduire fortement les "effets de bloc" inhérents au processus de compression d'images. Une autre caméra, l'expérience PANCAM (responsabilité IKI), installée aussi sur petite station pour effectuer de l'imagerie d'environnement, utilisera également ce compresseur d'image.

## 4.3. Expérience OPTIMISM/SISMO

(PI : Ph. Lognonné, Institut de Physique du Globe de Paris)

### 4.3.1 Objectifs Scientifiques.
La structure interne de Mars est très mal connue. En effet, seules les données de gravité sont disponibles pour l'instant, et ces dernières ne permettent pas d'obtenir des modèles uniques de l'intérieur de la planète. Une expérience de sismologie a été tentée lors de la mission américaine VIKING. Mais ce sismomètre s'est avéré d'une part trop sensible au vent (il était monté sur la plate-forme qui possédait une portance importante), et d'autre part trop peu sensible: lorsque le vent était inférieur à quelques m/s, le signal n'était que de quelques bits, et le bruit micro-sismique n'était pas

résolu. Aucun séisme ne fut finalement détecté par le sismomètre VIKING.

Cependant, la lithosphère de Mars, comme celle de la Lune ou comme la lithosphère océanique terrestre, subit un refroidissement thermo-élastique significatif. Celui-ci pourrait produire une activité sismique générant plus de 250 séismes de moment sismique supérieur à $10^{14}$ Nm, et une dizaine de séismes de moment supérieur à $10^{16}$ Nm. Les modèles actuels de Mars [Lognonné et Mosser, 1993] montrent que le manteau martien est dans un état beaucoup plus proche du manteau terrestre supérieur que du manteau terrestre inférieur. Le coefficient de qualité des ondes sismiques devrait être de l'ordre de 200-250. D'autre part, la croûte martienne est probablement suffisamment affectée par les impacts de météorites pour être le siège d'une forte diffraction. Ces deux points favorisent les ondes de longues périodes au détriment des ondes de courtes périodes, de volume en particulier.

Le sismomètre OPTIMISM a donc été conçu pour enregistrer les ondes de longues périodes, entre 0.5 s et 50 s. La détection des séismes thermo-élastiques permettra de caractériser les conditions de propagation martienne et de réaliser les premiers modèles de structure interne. OPTIMISM pourra également déterminer le niveau de bruit micro-sismique de longue période, uniquement d'origine atmosphérique, qui doit être beaucoup plus faible que sur Terre entre 50 et 1 s, et qui devrait contraindre l'importance de l'activité sismique de la planète.

### 4.3.2 L'instrument.
L'instrument OPTIMISM/SISMO, sous maîtrise d'oeuvre DT/INSU-IPG, utilise une électronique commune avec l'instrument OPTIMISM/MAG. Le capteur sismique est un pendule soutenu par un ressort. Le déplacement de la masse d'épreuve est détecté à la fois par un capteur capacitif et par un capteur inductif. La sensibilité du capteur est inférieure à $10^{-9}$ g Hz$^{-1/2}$ dans une largeur de bande entre 0,02 Hz et 2 Hz. Le capteur est maintenu sous vide, afin de le protéger des variations de pression atmosphérique et thermiques. Il a été conçu pour résister à des chocs de 200 g de durée 10 ms, qui auront lieu lors de la phase d'atterrissage. Il sera mis à niveau automatiquement après l'ouverture de la petite station.

Les données sismiques seront acquises en continue sur une dynamique de 16 bits, à des fréquences d'échantillonnage variant entre 4 coups et 1/4 coup par seconde. Comme le magnétomètre, le sismomètre est capable de fonctionner plus d'un mois sur pile autonome, ce qui devrait permettre d'enregistrer les trois premiers mois de la mission en continu. Par la suite, le fonction-
nement sera discontinu, l'instrument n'utilisant que l'alimentation générale de la station.

Les données stockées à bord des petites stations (comme celles des pénétrateurs) seront transmises vers la Terre via l'orbiteur russe, ainsi que via MGS 1 (Mars Global Surveyor), celui de la NASA prévu d'être lancé en 1996, tous deux équipés d'un relais fourni par le CNES.

## 5. EXPERIENCES DE CROISIERE

L'opportunité d'une phase croisière d'environ dix mois entre la Terre et Mars a permis l'installation à bord de l'orbiteur de plusieurs expériences de surveillance et d'astronomie. Parmi elles, figurent trois expériences françaises, dont deux expériences PI.

### 5.1. Expérience EVRIS

(PI : A. Baglin, Département de Recherche Spatiale de l'Observatoire de Meudon, DESPA)

EVRIS est la première expérience spatiale de sismologie stellaire [Baglin, 1989]. Elle vise à détecter les modes propres d'oscillations sur quelques étoiles brillantes, tels qu'ils ont été observés sur le Soleil, en particulier par IPHIR sur PHOBOS.

Bien que de telles oscillations ont été détectées tout récemment à l'Observatoire Austral Européen (La Silla, Chili), sur une autre étoile que le Soleil, l'expérience EVRIS présente avant tout un aspect exploratoire. Cette détection est difficile pour deux raisons principales : le manque de photons et le manque de résolution spatiale sur le disque stellaire. L'objectif scientifique comprend deux volets. Le premier consiste à faire un échantillonnage des différents types d'étoiles, pour déterminer les conditions générales d'existence de ces pulsations : c'est le caractère exploratoire de cette première mission. Sur les objets qui présenteront le phénomène, une analyse du spectre donnera une évaluation directe de la taille et de la structure des régions centrales fixant l'échelle des âges stellaires, et des estimations de leur état de rotation interne, révélateur des étapes antérieures de leur évolution.

Ce type de mesure relève de la métrologie fine, puisqu'il s'agit de détecter des variations périodiques du flux lumineux émis par l'étoile de l'ordre de quelques millionièmes. C'est ce qui oblige à faire cette mesure dans l'espace et dans un environnement particulièrement calme. Il faut aussi disposer d'une durée de mesure suffisamment longue et continue pour utiliser les propriétés de cohérence du signal. La durée d'environ 300 jours de croisière devrait permettre d'observer entre 10 et 15 étoiles pendant à peu près 20 jours chacune.

L'instrument est un photomètre associé à un senseur stellaire, installé avec SPICAM/ETOILE et une expérience entièrement russe (PHOTON) sur la plateforme de pointage PAIS. Le photomètre utilise un photomultiplicateur fonctionnant en comptage de photons. La plus grande difficulté de cette expérience est de réduire les sources de bruit, sachant qu'un bruit périodique sera plus dangereux qu'un bruit blanc. La spécification est donc que le bruit soit limité à toutes les fréquences de l'intervalle scientifiquement intéressant (0,2 à 10 mHz) par le bruit de photons qui est bien sûr incontournable. Ceci peut être réalisé avec une pupille d'entrée de 7 cm et pour des étoiles de magnitude inférieure à 3,5. Parmi les sources de bruit difficiles à maîtriser restent les étoiles faibles, environnant la cible dans le champ, qui par imprécision du pointage, entrent et sortent du diaphragme du photomètre. Les performances de pointage de la plateforme PAIS, associées à une bonne connaissance des champs stellaires étudiés depuis le sol, devraient permettre de corriger ces perturbations.

### 5.2. Expérience LILAS-2

(PI : C. Barat, Centre d'Etude Spatiale des Rayonnements, CNRS, Toulouse)

La recherche de l'origine des sursauts gamma cosmiques constitue l'objectif scientifique principal de l'expérience d'astrophysique LILAS-2. A ce jour, un grand nombre (>2000) de ces événements éphémères (durée moyenne de 10 s) a été observé entre quelques keV et plusieurs dizaines de MeV. Cette moisson n'a cependant pas permis d'apporter des réponses à des questions essentielles telles que la nature et la distance des sources de sursauts gamma. Par contre, nous savons que ces sources ont une distribution spatiale isotrope tandis que leur densité diminue sensiblement avec la distance. Ce résultat est déroutant car il n'y a dans l'univers aucune population d'objets répertoriés qui possède de telles caractéristiques. Néanmoins, il est suffisamment contraignant pour ne laisser place qu'à deux hypothèses :

- soit les sources appartiennent à un halo entourant la Voie Lactée à une distance moyenne de 100 kpc (ou $3.10^5$ années lumière),

- soit les sources sont extragalactiques, à des distances de l'ordre de 1 Gpc (ou $3.10^9$ AL).

La confirmation ou l'infirmation de l'existence des raies cyclotron permettrait de trancher en faveur de l'une ou de l'autre de ces deux hypothèses. Une résonance cyclotron dans un champ magnétique intense suppose, en effet, un plasma optiquement mince et donc une source relativement proche, incompatible avec l'hypothèse extragalactique. Quelques raies d'absorption ont déjà été observées entre 20 et 60 keV, et en particulier dans la mission PHOBOS par l'expérience LILAS-1 [Barat, 1993]. Par contre, l'expérience BATSE (satellite Compton-GRO) n'a détecté aucune raie d'absorption sur un échantillon de plus de 1000 événements.

L'expérience LILAS-2 est sensible aux photons gamma entre 5 keV et 600 keV. Elle comprend deux détecteurs diamétralement opposés de façon à couvrir la totalité de la sphère céleste. Ces détecteurs, ainsi que le logiciel de bord, ont été optimisés pour de meilleures conditions de détection et d'analyse des raies cyclotron. Les détecteurs utilisent des scintillateurs en NaI dont la particularité est d'être clivés afin d'accroître l'efficacité de détection en dessous de 20 keV. Leur surface efficace a été augmentée (le double de la surface efficace des détecteurs de LILAS-1) tandis que l'analyse spectrale des événements a également été améliorée (meilleure résolution temporelle sur une période d'analyse plus importante). De plus LILAS-2 bénéficie sur une sonde interplanétaire de meilleures conditions de bruit de fond par rapport à des satellites en orbite terrestre basse ou excentrique.

### 5.3. Expérience RADIUS-MD

(PI : N. Pisarenko, Institut de Recherches Cosmiques, IKI, Moscou, CoI : J.F. Bottollier-Depois, Institut de Protection et de Sûreté Nucléaire, Fontenay)

Les rayonnements ionisants hors de la magnétosphère terrestre ont des compositions différentes de ceux rencontrés au niveau des orbites basses des vols habités. Les estimations actuelles montrent que la dose reçue pour un voyage vers Mars est supérieure aux doses admises actuellement pour les cosmonautes [Lebaron-Jacobs et al., 1994]. Ces estimations sont par ailleurs incertaines, notamment du fait des éruptions solaires. Des mesures sont donc nécessaires pour une meilleure évaluation de l'environnement radiatif et des blindages à utiliser non seulement pour une future mission habitée, mais également pour des instruments particulièrement sensibles aux radiations.
Les principaux objectifs de l'expérience RADIUS- MD sont :

-l'étude de la protection réalisée par la magnétosphère terrestre comparée au milieu interplanétaire,

-les mesures des directions d'arrivée du spectre des particules du rayonnement solaire et cosmique.

Les mesures sont réalisées dans l'enceinte du vaisseau et à l'extérieur. Le détecteur DAT (équipe française) est un compteur proportionnel équivalent tissu (TEPC) et basse pression simulant un site biologique de 3,6 µ m.

*Remerciements.* La participation française à la mission MARS 96 est soutenue par le CNES et bénéficie d'une part de la détermination de la Direction des Programmes des Sciences de l'Univers de faire aboutir ce programme en dépit du contexte difficile et évolutif de la coopération Franco-Russe, et d'autre part de l'assistance technique de l'équipe du Centre Spatial de Toulouse, dirigée par J. Runavot.

L'auteur remercie tous les responsables des expériences pour leur contribution experte à cette présentation.

## REFERENCES

**Baglin, A.**, Stellar seismology from space: the EVRIS experiment onboard Mars 94, in *2nd IRIS Workshop, Solar Physics*, 133, 155, 1989.

**Barat, C.**, Observations of gamma-ray burst spectra between 5 keV and 100 MeV, *A & A Suppl. Ser.*, 97, 43, 1993.

**Décréau, P. M. E., C. Béghin, and M. Parrot**, Electron density and temperature, as measured by the mutual impedance experiment on board GEOS-1, *Space Sc. Reviews*, 22, 581, 1978.

**Eden, H. F., and B. Vonnegut**, Electrical breakdown caused by dust motion in low pressure atmosphere: consideration for Mars, *Science*, 180, 962, 1973.

**Grard, R., C. Nairn, A. Pedersen, S. Klimov, S. Savin, A. Skalsky and J.G. Trotignon**, Plasma and waves around Mars, *Planet. Space Sci.*, 39, 89, 1991.

**Hospodarsky, G. B., D. A. Gurnett, W. S. Kurth, M.G. Kivelson, R. J. Strangeway and S. J. Bolton**, Fine structure of Langmuir waves observed upstream of the shock at Venus, *J. Geophys. Res.*, 99, 13363, 1994.

**Lebaron-Jacobs, L., J. F. Bottollier-Depois, V. D. N'guyen, M. Siegrist, C. André-Deshays, O. Marsal, V. M. Petrov, S. B. Koslova, M. Tognini, and F. Avdeev**, Real time dose rate and LET spectrum aboard MIR station during 1992, *Acta Astronautica*, 33, 195-199, 1994.

**Lognonné, P., B. Mosser**, Planetary Seismology, *Survey in Geophysics*, 14, 239-302, 1993.

**Riedler, W., K. Schwingenschuh, H. Lichtenegger, D. Mühlmann, J. Rustenbach, Ye. Yeroshenko, J. Achache, J. Slavin, J. G. Luhmann, and C.T. Russell**, Interaction of the solar wind with the planet Mars: Phobos 2 magnetic fiels observations, *Planet. Spa. Sci.*, 39, 75-81, 1991.

**Sorensen, H. V., D. L. Jones, M. T. Heideman and C. S. Burrus**, Real-valued fast Fourier transform algorithms, *IEEE Trans. Acous. Sp. Sign. Proc.*, ASSP-35, 6, 849, 1987.

**Trotignon, J. G., A. Skalsky, R. Grard, C. Nairn, and S. Klimov**, Electron density in the Martian foreshock as a by product of the electron plasma oscillations, *J. Geophys. Res.*, 97, 10331, 1991.
<figure><img src="image_73.png" /></figure>
# DISCONTINUITES ET FRONTIERES MAGNETOSPHERIQUES :
LE PROJET CLUSTER

Gérard BELMONT

Centre d'étude des Environnements Terrestre et Planétaire, 10/12 Avenue de l'Europe, 78140 Vélizy

A moins d'un an du lancement du projet européen CLUSTER, cet article a pour but de décrire les principales régions que ces quatre satellites doivent explorer et l'état de nos connaissances sur la physique de ces milieux. L'accent est mis sur les différentes frontières qui existent dans l'environnement ionisé de la Terre, leurs origines et le rôle qu'elles ont dans la dynamique magnétosphérique. Nous présentons les principaux résultats obtenus ces dernières années dans ces domaines et les questions qui restent à résoudre, ainsi que les progrès que la communauté attend de ce grand projet.

Less than one year before the launch of the european CLUSTER mission, the purpose of this paper is to describe the main regions that will be explored by these four satellites, and the state of knowledge on the physics of these media. Emphasis is put on the different boundaries existing in the ionized terrestrial environment, their origins and the role they play in magnetospheric dynamics. We present the main results obtained during the last few years in these fields and the topical questions remaining to be solved, together with the advances that are expected from this great project.

## 1. INTRODUCTION

La Terre et son champ magnétique propre constituent un obstacle dans l'écoulement du vent solaire ; cet obstacle, la magnétosphère, est l'objet privilégié de "l'astrophysique de proximité". Les mécanismes de physique des plasmas qui régissent son fonctionnement sont analogues à ceux qui se retrouvent dans beaucoup d'autres objets de l'univers, et c'est la possibilité qui existe dans la magnétosphère d'effectuer des mesures in-situ, grâce aux sondes spatiales, qui lui confère son importance particulière en autorisant une compréhension précise et quantitative des phénomènes observés. L'existence de frontières fines dans l'environnement ionisé de la Terre est l'aspect que nous allons développer dans cet article : nous décrirons à leur sujet quelques grands principes de fonctionnement de la machinerie magnétosphérique tels qu'on les comprend aujourd'hui, les inconnues qui subsistent et en conclurons sur les progrès espérés grâce au projet européen CLUSTER. Aucun travail particulier ne sera cité dans la partie générale et didactique de cet exposé et nous ne donnerons de références que dans la dernière partie de l'article, là où seront décrits les efforts récents directement liés à la préparation de CLUSTER et aux questions qu'il doit aider à résoudre.

Rappelons que les plasmas considérés içi sont sans collisions, ce qui signifie que chaque particule se déplace dans un champ électromagnétique collectif (i.e. dépendant de l'ensemble des autres particules du voisinage, de leur densité, leur vitesse moyenne, etc...) mais qu'il n'existe aucune corrélation binaire entre les positions des différentes particules ; le libre parcours moyen en amont de la Terre par exemple est de l'ordre de 50.000.000 km, c'est à dire $10^5$ fois supérieur à l'épaisseur d'une frontière comme la magnétopause. Néanmoins, pour les phénomènes dont nous allons parler, qui restent presque toujours de grande échelle vis à vis du rayon de Larmor des particules (100 km pour les ions thermiques à la magnétopause par exemple), la description cinétique complète du plasma n'est généralement pas nécessaire, et elle est d'ailleurs trop lourde la plupart du temps pour pouvoir être menée à bien dans les géométries complexes de la magnétosphère. Les descriptions ci-dessous seront donc faites, sauf indication contraire, dans le cadre de la MagnétoHydroDynamique (MHD) qui constitue l'approximation qui convient pour ces échelles et qui permet de traiter le plasma comme un fluide "idéal", c'est à dire sans viscosité ni thermoconduction.

### 1.1. La structure cellulaire du plasma environnant la Terre

Le plasma de l'environnement ionisé de la Terre a deux sources : 1) le vent solaire, flot de particules chargées (essentiellement protons et électrons) s'échappant du soleil et soufflant radialement dans tout le système solaire, et 2) l'ionosphère, fine couche de plasma relativement dense et froid enveloppant la Terre, située au dessus de son atmosphère neutre (à partir de 80 km d'altitude) et due à l'ionisation de celle-ci par le rayonnement solaire. Au voisinage de la Terre, la forme générale de cet environnement est essentiellement fixée par l'interaction entre le vent solaire et le champ magnétique dû au dipôle terrestre. La figure 1 en donne une représentation schématique (le soleil est à gauche) : son caractère le plus frappant est son aspect cellulaire, c'est à dire l'existence de régions de caractéristiques différentes séparées entre elles par des frontières fines. L'existence de ces frontières n'est pas seulement une simplification de dessinateur ou de théoricien : les différentes sondes qui sont allées mesurer ces paramètres in-situ montrent qu'effectivement, à l'intérieur des régions régulières, les paramètres macroscopiques (densité, vitesse, pression, champs électrique et magnétique,...) varient sur des échelles caractéristiques grandes -de l'ordre de la taille de ces régions-, mais que ces mêmes paramètres subissent, aux interfaces entre ces régions, des sauts sur des échelles beaucoup plus courtes. La magnétopause, par exemple, est la frontière externe d'une région, la magnétosphère, dont la plus petite dimension (vers le soleil) est de l'ordre de 60.000 km et qui s'étend, dans la direction opposée, à des distances encore beaucoup plus grandes ; son épaisseur est pourtant de l'ordre de 600 km seulement et on peut voir le champ magnétique changer complètement de direction sur cette faible distance. On appellera "discontinuités" ces frontières fines où les gradients dans une direction (la normale à la surface) sont très supérieurs à tous les autres gradients, ce qui rend le problème localement monodimensionnel ; ceci constitue naturellement un abus de langage puisque l'épaisseur de ces frontières n'a nullement besoin d'être considérée comme nulle et que tous les paramètres sont en fait continus si on les observe à une échelle suffisamment fine.
<figure><img src="image_74.png" /><figcaption>Figure 1. Vue schématique de l'environnement ionisé de la Terre. Les différentes régions, à l'intérieur et à l'extérieur de la magnétosphère, sont représentées, mettant en évidence les nombreuses frontières qui les séparent.</figcaption></figure>

## 1.2. Les discontinuités en physique des plasmas

D'une façon générale, l'existence de discontinuités (au sens défini précédemment) est toujours liée au problème des conditions limites et de leur propagation non linéaire à l'intérieur du milieu : soit les conditions limites contiennent elles mêmes des singularités (obstacle à arête vive par exemple) qui se trouvent alors simplement propagées, soit c'est la propagation elle-même qui impose l'existence des discontinuités. Le problème classique en dynamique des fluides neutres d'un écoulement stationnaire autour d'un obstacle cylindrique est un exemple de cette seconde sorte de discontinuités : si l'écoulement, supposé uniforme en amont de l'obstacle, est supersonique, on peut montrer, en suivant les lignes caractéristiques de la propagation dans ce milieu du mode sonore "idéal" (i.e. avec viscosité, thermoconduction,... négligés), qu'il doit rester uniforme et identique partout ; ceci est évidemment incompatible avec le fait que la vitesse doit s'annuler sur l'obstacle. Ce n'est que la prise en compte d'effets "non idéaux", tels qu'une très faible viscosité, qui permettent de comprendre comment la nature contourne cette impossibilité : la solution stationnaire inclut en fait une couche très fine où les différents paramètres subissent des "sauts" finis. Le schéma précédent, qui faisait intervenir la propagation de l'information sur un mode sonore idéal, est alors valable presque partout, sauf dans cette

couche où les termes non idéaux deviennent localement suffisants, en raison des gradients très forts qui s'y trouvent, pour créer un écart sensible à la propagation idéale et autoriser les sauts. C'est la présence de termes non idéaux à l'intérieur de la couche frontière qui permettent d'y maintenir une solution stationnaire (sans eux, le profil de cette frontière se raidirait sous l'effet des termes non linéaires) ; néanmoins, l'intégrale de ces termes non idéaux sur l'épaisseur de la couche reste négligeable (un terme de viscosité par exemple modifie l'équilibre à l'intérieur de la couche mais ne donne lieu à aucune force globale sur la couche toute entière) et les sauts des différents paramètres sont donc reliés entre eux par des équations de conservations (masse, impulsion, énergie, etc...) tout à fait analogues à celles qui régissent la propagation idéale. C'est la raison pour laquelle les calculs qui permettent de déterminer les différentes sortes de discontinuités possibles ressemblent beaucoup à ceux qui permettent de trouver les différents modes de propagation.

Dans un fluide neutre, on ne connaît que deux "modes" possibles pour les variations 1-D de la vitesse qu'on trouve en résolvant les équations de conservation linéarisées : le mode sonore (propageant des variations longitudinales de la vitesse, et donc des compressions, à la vitesse du son $c_s$) et le mode torsionnel (concernant les déchirements de vitesse, et donc sans compression, et se propageant à une vitesse nulle par rapport au
milieu). De même, en résolvant les équations de saut correspondantes, on trouve deux types de discontinuités présentant des propriétés analogues : le choc sonore (caractérisé par une compression et se propageant suivant sa normale à une vitesse supérieure à $c_s$ par rapport au milieu amont et inférieure à $c_s$ par rapport au milieu aval) et la discontinuité tangentielle (sans vitesse de propagation normale et caractérisée par un saut de vitesse tangentielle). Cette dernière est généralement instable (instabilité de Kelvin-Helmholtz). Outre ces deux modes concernant les variations de vitesse, il existe également un troisième mode fluide qui n'introduit que des variations d'entropie et qu'on appelle donc "mode d'entropie" (sans variation de vitesse ni de pression, mais avec variations de densité et de température respectant $nT=constante$ ; vitesse de propagation nulle également) ; il lui correspond une discontinuité appelée "discontinuité de contact" qui possède les mêmes propriétés.

Dans un plasma magnétisé, il existe un plus grand nombre de modes de propagation et donc de discontinuités possibles. Ceci peut expliquer partiellement la structure cellulaire assez complexe de l'environnement terrestre décrite précédemment. Dans le cadre de la MHD, il existe 4 modes principaux : 1) et 2) les modes magnétosonores rapide et lent, auxquels correspondent les chocs rapide et lent (compression, variation de la composante transverse de **B** qui reste parallèle à elle-même - augmentation de son module pour le mode rapide, diminution pour le lent-, vitesses de propagations anisotropes $V_r$ et $V_l$ dépendant de la direction, de la densité, du champ magnétique et de la température) ; 3) le mode d'Alfven auquel correspond la "discontinuité rotationnelle" (rotation autour de **k** de la composante transverse de **B**, pas de compression ni de changement du module de **B**, mode se propageant parallèlement au champ magnétique avec une vitesse de propagation $V_A = B/(\mu_0\rho)^{1/2}$ ; 4) le mode d'entropie correspondant toujours à la discontinuité de contact (semblable au cas neutre). Le cas particulier de la propagation strictement perpendiculaire (composante normale de **B** nulle) mérite d'être signalé car c'est un cas dégénééré : dans ce cas, les vitesses de propagation des modes lent, d'Alfven et d'entropie se trouvent être toutes trois nulles et les sauts correspondant à ces trois types de discontinuité peuvent se superposer. C'est ce qu'on appelle en MHD une discontinuité tangentielle et elle sépare deux milieux presque totalement indépendants (seule la conservation de la pression totale $p+B^2/2\mu_0$ reste imposée). Citons pour finir l'existence de quatre discontinuités supplémentaires dites "chocs intermédiaires" : il s'agit là de discontinuités qui sont solutions du système non linéaire des équations de saut mais qui n'ont pas d'équivalent dans le système linéarisé donnant les modes propres ; ces solutions purement non-linéaires, encore imparfaitement connues, couplent les polarisations des discontinuités précédentes.

Dans un plasma magnétisé, la nature dispose donc, pour concilier les différentes conditions limites imposées (vitesse du vent solaire, ionosphère conductrice, etc...) d'un arsenal de modes propres et de discontinuités nettement plus important que dans un gaz neutre. Signalons à ce sujet le rôle éminent que joue le mode d'Alfven (torsionnel) dans ces problèmes : sa propagation étant guidée le long du champ magnétique, ce mode ne subit pas la décroissance géométrique que subissent les modes isotropes. Les informations qu'il porte (sur le courant parallèle en particulier), peuvent donc être transportées extrêmement loin de leurs sources. La très grande elongation de la queue de la magnétosphère dans la direction anti-solaire est liée à son existence.

## 2. LA MAGNETOPAUSE ET LE CORNET POLAIRE

### 2.1. La magnétopause

L'obstacle que constitue la magnétosphère dans l'écoulement du vent solaire peut se représenter en première approximation comme un volume rigide limité par une surface étanche : la magnétopause. A l'extérieur la magnétopause, dans cette représentation simple, le vent solaire est dévié et contourne l'obstacle en glissant sur sa surface sans interagir avec elle ; à l'intérieur, on observe un plasma magnétosphérique -à priori indépendant- moins dense, plus chaud et circulant lentement en décrivant de grandes cellules de convection (ce mouvement de convection des lignes de force est généralement visualisé soit dans le plan équatorial soit en projection ionosphérique, en représentant les trajectoires de leurs points d'intersections avec l'une ou l'autre surface). Ce plasma chaud magnétosphérique est au contact direct de la magnétopause (via une couche limite assez fine) sur la face avant de la magnétosphère, mais dans la queue magnétosphérique, il se trouve confiné dans une région en forme de couche appelée "feuillet de plasma" et il n'atteint la magnétopause que sur ses flancs, près du plan équatorial ; aux plus hautes latitudes (Nord et Sud), il en est séparé par des régions extrêmement peu denses, les lobes.

Jusque très loin dans la queue de la magnétosphère (au delà de l'orbite de la lune), on peut observer le plasma chaud magnétosphérique en mouvement en direction de la Terre. Il est constitué de particules d'énergie assez haute (de l'ordre du keV pour les électrons et de quelques keV pour les ions) et on pense que la majorité de ces particules sont issues du "vent solaire" et qu'elles reviennent vers la Terre après avoir pénétré dans le feuillet de plasma loin en aval de celle-ci. Ceci signifie qu'une petite partie de la matière du vent solaire parvient à pénétrer dans la magnétosphère et que la magnétopause n'est donc pas entièrement étanche aux transferts de matière. Le mouvement de convection lui même, par ailleurs, trouve à l'évidence son origine dans le mouvement du vent solaire (par quelque mécanisme de "friction" à élucider), ce qui montre que la magnétopause n'est donc pas non plus tout à fait étanche aux transferts d'impulsion. Ces deux types de transferts restent certes suffisamment faibles pour ne pas changer la géométrie globale de la magnétosphère et pour que celle-ci soit bien conforme, statistiquement, à l'image qu'on peut s'en faire à l'aide du modèle de magnétopause étanche (à condition de moyenner sur les non-stationnarités et les inhomogénéités : une image instantanée de la magnétosphère serait assez différente de cette magnétosphère "moyenne"). Néanmoins, hors de cette géométrie globale, aucun autre phénomène ne peut être abordé dans cette hypothèse simpliste car toute la dynamique de la magnétosphère est liée à l'existence des deux types de transferts. La détermination des taux auxquels ces transferts s'opèrent, les paramètres extérieurs qui les contrôlent et les mécanismes qui les assurent constituent les problèmes cruiaux de la physique de la magnétopause.

### 2.2. La nature de la magnétopause et le problème de la reconnexion

Pourquoi la magnétopause existe-t-elle ? Pourquoi le plasma du vent solaire, une fois ralenti et comprimé par une onde de choc, n'est-il pas dévié de façon progressive et continue jusqu'à la Terre comme cela se passerait pour un gaz neutre (ou jusqu'à l'ionosphère pour un plasma en l'absence de champ magnétique) ? Pourquoi existe-t-il cette frontière fine à travers laquelle le champ magnétique subit une rotation brutale ? Les réponses à ces questions seront à priori différentes selon que l'on s'intéresse aux régions de la magnétopause qui constituent la frontière externe des lobes ou à celles qui sont à l'interface entre
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Figure 2. Phénomène de reconnexion. (1): deux tubes de force A et B -et leur contenu en particules-s'approchent ; (2): ils arrivent au contact l'un de l'autre ; (3): après reconnexion, deux nouveaux tubes de force A' et B' s'éloignent ; ils sont constitués, l'un des deux moitiés hautes de A et B -et de leurs populations dorénavant mêlées- l'autre des deux moitiés basses.

la magnétogaine et le plasma chaud venant du feuillet de plasma (toute la face avant comprise).

La base commune sur laquelle reposent toutes ces interprétations est la notion de "plasma gelé dans le champ magnétique" et, en conséquence, de "conservation des connexions magnétiques" : ces deux lois sont valables dans tout plasma sans viscosité et sans résistivité dès que les échelles de temps et d'espace considérées sont grandes vis à vis de la gyrofréquence et du rayon de Larmor qui caractérisent le mouvement cyclotron des particules ; elles s'appliquent donc a priori au plasma magnétosphérique, qui est non collisionnel, sauf éventuellement en des régions limitées avec des gradients très forts ou des variations très rapides (autorisant l'existence de champs électriques parallèles localement). Hors de ces cas particuliers en effet, toutes les particules du plasma se déplacent perpendiculairement au champ magnétique avec la même vitesse $V_⊥ = EB/B^2$, ce qui permet de parler du "mouvement d'une ligne de force" pour désigner le mouvement de dérive perpendiculaire de toutes les particules attachées à cette ligne (i.e. qui tournent autour d'elle, très vite et avec un rayon très petit). Comme les lignes de force ne se croisent pas (sauf en des points où $B=0$), Ceci signifie qu'au cours de leurs mouvements, deux lignes de force distinctes peuvent se déformer mais jamais se couper et que, réciproquement, deux points qui se trouvent à un instant donné sur une même ligne de force ne peuvent pas se retrouver à un instant ultérieur sur deux lignes de force différentes. Ceci interdit (tant que les hypothèses énoncées sont bien vérifiées en tout point et à tout instant) des phénomènes de "reconnexion" tels que celui représenté sur la figure 2.

**Face avant (et frontière externe du feuillet de plasma).** Les lignes de force qui sont apportées avec le plasma du vent solaire doivent a priori garder leur identité et ne pas se reconnecter aux lignes de force "fermées" en provenance du dipôle terrestre. Elles ne peuvent donc que se déformer pour s'enrouler autour de la magnétopause et glisser le long de cette surface en direction de la queue. La magnétopause sur la face avant est alors une discontinuité tangentielle, sans composantes normales ni pour le champ magnétique ni pour la vitesse du flot. Les sauts des composantes tangentielles du champ et de la vitesse sont quelconques et la position de la magnétopause s'ajuste pour respecter simplement l'équilibre des pressions totales de part et d'autre ($p+B^2/2μ_0$). Cette description rend globalement compte des propriétés

<figure><img src="image_76.png" /></figure>

Figure 3. Ailes d'Alfven. Le plasma magnétisé se déplace vers la droite par rapport au corps conducteur. La plupart des lignes de force et de leurs particules contournent l'aile d'Alfven qui est la région à peu près cylindrique indiquée en grisé. Seuls les tubes très proches du plan central de la figure pénètrent dans l'aile d'Alfven ; la densité et la vitesse du plasma y sont très faibles.

principales de la magnétopause mais elle devrait a priori interdire les transferts de masse vers la magnétosphère ; on pense pourtant qu'il existe un faible taux de reconnexion autorisant ces transferts sur la face avant. Cette reconnexion pourrait se faire -soit de façon quasi-stationnaire en un point (ou une ligne) de la magnétopause où $B=0$ (de tels points sont dits "points en X" car les lignes de force s'y croisent) -soit de façon sporadique : pénétration impulsive [Savoini et al., 1994] ou "Evènements à Transfert de Flux", c'est à dire tubes reconnectés isolés et de petite taille balayant la face avant. De nombreuses données peuvent être apportées à l'appui de l'une ou l'autre de ces interprétations, mais toutes sont indirectes : la forme géométrique d'une ligne de force, reconnectée ou non, étant inaccessible aux données acquises sur la trajectoire d'un satellite unique et la stationnarité ne pouvant être testée pour la même raison, on ne peut actuellement conforter les modèles qu'en cherchant à mettre en évidence certaines de leurs conséquences prévisibles. L'existence, à l'intérieur de la magnétopause, d'une couche limite dans laquelle le plasma est visiblement un mélange des plasmas "vent solaire" et magnétosphérique semble malgré tout la meilleure preuve que les transferts de masse sont bien une réalité. Le mécanisme reste en grande partie à établir.

**Surface externe des lobes.** L'existence d'une magnétopause dans ces régions a vraisemblablement une origine différente de ce qui vient d'être décrit pour la face avant : c'est ici l'existence d'une ionosphère conductrice au pied des lignes de forces qui est l'élément déterminant. Quand on place un corps conducteur dans un plasma magnétisé en mouvement par rapport à lui, il se produit un phénomène d'"ailes d'Alfven" schématisé sur la figure 3 dans le cas plus simple d'un corps conducteur sans champ magnétique propre (un satellite artificiel dans la magnétosphère terrestre par exemple). Dans deux volumes à peu près cylindriques en aval du corps conducteur, le champ magnétique s'incline dans la direction du flot, dont la vitesse perpendiculaire diminue considérablement. De cette façon, le champ électrique
<figure><img src="image_77.png" /></figure>

Figure 4. Instabilité de Kelvin-Helmholtz. La densité de plasma est représentée en grisé, la magnétosphère est en bas, la magnétogaine en haut. Le flot dans la magnétogaine a une vitesse vers la gauche. On voit la forme complexe et mouvante des vortex, calculée ici grâce à une simulation numérique MHD (courtoisie de G. Chanteur). Sans a priori théorique, de telles géométries ne sauraient évidemment pas être extrapolées à partir des données acquises sur la trajectoire d'un seul satellite traversant la zone.

$E=-vxB$ qui se projette le long des lignes de force devient compatible avec le faible champ électrique dans le conducteur (déterminé par le courant et la faible résistivité dans celui-ci). La rotation du champ magnétique est principalement due aux courants parallèles (montant en avant de la figure et descendant derrière elle) qui permettent la fermeture du courant existant dans le conducteur ; ces courants sont une manifestation, stationnaire dans le repère du conducteur, d'ondes d'Alfven. L'axe des cylindres est fixé par les directions $v \pm V_A$ de propagation de ces ondes, et l'extension en est extrêmement grande puisque l'onde d'Alfven étant guidée par le champ magnétique, elle ne subit pas de décroissance géométrique ; elle ne peut donc s'affaiblir que par des effets cinétiques qui sont eux-mêmes extrêmement faibles. Dans le cas de la magnétosphère, la géométrie est compliquée par l'existence du dipôle terrestre, mais les principaux phénomènes décrits ci-dessus se retrouvent : les ailes d'Alfven étendues très loin vers l'aval sont les lobes ; la région ionosphérique correspondante est la calotte polaire ; les courants montants et descendants sont ceux qu'on appelle de région 1. On peut noter que, pour un phénomène de type "aile d'Alfven", il y a bien "reconnexion" des lignes de force au sens défini précédemment mais que celle-ci s'opère au niveau de l'ionosphère conductrice et qu'il n'est besoin d'invoquer ici aucun phénomène "anormal" pour autoriser cette reconnexion dans l'espace, là où le plasma est non résistif puisque non collisionnel. Signalons enfin que la géométrie particulière des ailes d'Alfven (même cylindriques) fait que celles-ci ne peuvent pas être décrites par les seules ondes d'Alfven planes calculées traditionnellement et qu'un couplage sur les faces avant et arrière (par rapport au flot) avec le mode compressionnel lent est nécessaire pour expliquer le passage à la très faible densité des lobes ; dans le cas magnétosphérique, la diminution de densité se fait sur l'épaisseur d'une couche limite, assez large dans cette région, qu'on appelle le "manteau de plasma".

La nature exacte de la magnétopause, dans les deux régions définies ci-dessus, reste à déterminer. Là où elle n'est pas tangentielle (c'est à dire étanche), les travaux les plus récents laissent envisager qu'elle pourrait constituer, non pas une discontinuité rotationnelle, mais un choc intermédiaire suivie d'un mode lent, ce qui autorise à la fois le retournement de la composante transverse de B et la diminution de la densité.

### 2.3. L'instabilité de Kelvin-Helmholtz

Partout où la magnétopause est une discontinuité tangentielle, toute ondulation de cette frontière est susceptible de croître exponentiellement en raison du déchirement de vitesse qui existe entre ses deux faces : c'est ce qu'on appelle l'instabilité de Kelvin-Helmholtz. Ce phénomène est très semblable à la croissance des vagues à la surface de l'océan quand le vent souffle. L'une des principales conséquences de cette instabilité est le transfert d'impulsion (c'est ainsi que les vents peuvent donner naissance à des courants océaniques) et on comprend donc l'intérêt qu'il y a à l'étudier dans le cas de la magnétopause.

Les figures très complexes géométriquement auxquelles donne lieu le développement des ondes de surfaces et de leurs vortex (Figure 4) rendent illusoire l'analyse de tels phénomènes à l'aide des données acquises sur la trajectoire d'un seul satellite ; l'utilisation future de quatre satellites dans le projet CLUSTER permettra partiellement de séparer les variations spatiales des variations temporelles, mais même dans ces conditions, il est clair que seule une modélisation assez précise de l'instabilité pourra permettre une inversion réaliste des observations. L'utilisation de la simulation numérique est pour cela un outil nécessaire et elle a déjà permis quelques avancées importantes dans la compréhension du phénomène. Elle a permis de mettre en évidence l'existence d'une "cascade inverse" sur le spectre des ondes de surface, montrant comment les "vagues" de courte longueur d'onde engendrées par l'instabilité laissent progressivement la place à une "grande houle" au cours de leur propagation. Elle a également permis de voir comment l'instabilité de Kelvin-Helmholtz est couplée aux phénomènes de reconnexion et donc comment elle permet, non seulement d'assurer les transferts d'impulsion, mais également de favoriser les transferts de matière en créant des conditions favorables à la reconnexion sur le front avant des ondes de surface [Belmont et Chanteur, 1989]. Ceci a été réalisé à l'aide d'une simulation MHD dans laquelle une résistivité arbitraire uniforme a été artificiellement ajoutée pour autoriser la reconnexion ; s'il existe un phénomène non collisionnel qui assure une reconnexion "anormale", il est vraisemblable que l'effet de localisation sera similaire.

### 2.4. Le cornet polaire

Un peu en avant (vers le soleil) de l'axe du dipôle magnétique de la Terre se situent les cornets polaires Nord et Sud, qui constituent deux "entonnoirs" magnétiques perçant la frontière externe de la magnétosphère, la magnétopause. Ces régions, à l'avant des ailes d'Alfven (lobes) précédemment décrites permettent un accès direct jusqu'à l'ionosphère au plasma du vent solaire. Les cornets polaires se situant à la limite entre les lignes de force qui sont rabattues vers la queue de la magnétosphère et celles qui se referment vers l'avant, ils séparent donc, au moins dans le plan méridien contenant le soleil, les deux régions de la magnétopause distinguées ci-dessus : l'interface magnétogaine / lobes et l'interface magnétogaine / plasma chaud magnétosphérique. C'est également la zone où convergent toutes les couches limites à l'intérieur de la magnétopause : la couche
limite de basse latitude et le manteau de plasma. Les cornets polaires sont de taille très limitée et ont encore été peu explorés par les satellites scientifiques ; on sait actuellement qu'il s'agit de régions très turbulentes et on sait reconnaître, à bord des satellites qui traversent à basse altitude, des précipitations électroniques qui en sont caractéristiques, dans la gamme d'énergie typique des électrons de la magnétogaine. Par contre, aucune information n'est encore connue concernant la forme 3-D des cornets polaires, tant sur le plan du champ magnétique que du plasma qui les remplit, et rien ne permet aujourd'hui d'étudier le rôle, probablement majeur, que jouent ces régions dans la pénétration des particules du vent solaire dans la magnétosphère.

### 3. L'ONDE DE CHOC TERRESTRE

#### 3.1. L'archétype des chocs sans collisions

La magnétopause formant, comme on vient de le voir, un obstacle presque étanche, le vent solaire doit, en amont, ralentir en se comprimant et contourner cet obstacle. La vitesse du vent solaire (400 à 700 km.s⁻¹) étant très largement supérieure à celle du mode de propagation le plus rapide dans le vent solaire (de l'ordre de 100 km.s⁻¹), ce ralentissement commence nécessairement par une discontinuité de type "choc" (le mode concerné est le mode "magnétosonore rapide" et il propage les informations sur la compression de façon plus ou moins isotrope). Le "choc d'étrave", prévisible théoriquement, est effectivement observé depuis de nombreuses années et ses propriétés analysées en détail. Parmi les propriétés les plus importantes qui retiennent l'attention, citons notamment : 1) l'existence, en amont du choc, de particules réfléchies le long des lignes de force dans des régions appelées préchocs (électronique et ionique) et 2) la grande différence des profils observés selon que l'on observe le choc dans des zones où il est "quasi perpendiculaire" ou "quasi-parallèle" (i.e. normale au choc plus proche de la perpendiculaire ou de la parallèle au champ magnétique du vent solaire). Ces deux caractéristiques, qui n'ont pas d'équivalent pour les chocs habituels en aérodynamique, suscitent tout l'intérêt des théoriciens : ils sont intimement liés au caractère non collisionnel du plasma, et ils amènent à se pencher sur les processus cinétiques qui tiennent lieu de "dissipation" dans ces conditions. En parallèle avec les études de simulation numérique, il faut souligner que c'est l'onde de choc terrestre qui constitue la banque de données la plus complète et la plus étudiée concernant les chocs sans collisions. Quelques incertitudes entre variations spatiales et temporelles (qui restent la première difficulté des observations satellitaires) ont même déjà pu être partiellement levées grâce à la paire de satellites ISEE 1 et 2 qui a apporté une forte contribution dans ce domaine.

#### 3.2. Observations satellitaires

Dans le vent solaire, quand un satellite s'éloignant du soleil pénètre dans la région où les lignes de force sont connectées à l'onde de choc terrestre, les mesures montrent, peu de temps après, la présence de bouffées d'électrons -puis d'ions- réfléchis par le choc ; ces particules arrivent jusqu'au point d'observation avec la vitesse parallèle acquise dans la réflexion et la vitesse perpendiculaire $V_⊥ = ExB/B^2$ imposée par le vent solaire. Cette modification se manifeste donc d'abord pour les particules de vitesses parallèles les plus élevées, c'est à dire les électrons de plus haute énergie, et gagne ensuite progressivement l'ensemble de la fonction de distribution électronique (préchoc électronique) ; le même phénomène se reproduit ensuite pour les ions, qui sont de vitesse plus faible (préchoc ionique).

L'existence des bouffées d'électrons a été jusqu'ici difficile à mettre directement en évidence à partir des données particulières parce que la résolution temporelle des détecteurs de particules embarqués était insuffisante pour cela ; par contre, des ondes sporadiques sont clairement observées à la fréquence plasma dans ces conditions et il est naturel de les interpréter comme des conséquences de ces fonctions de distribution instables. De façon analogue, le préchoc ionique est le siège d'ondes d'ultra basse fréquence qui sont la trace des fonctions de distribution ioniques instables ; les faisceaux ioniques sont, eux, clairement observables dans les données, ainsi que leur déformation non linéaire quand on s'enfonce de plus en plus loin dans le préchoc ionique.

Les observations faites in-situ grâce aux satellites ont montré également une grande différence de comportement entre les chocs quasi-perpendiculaires et les chocs quasi-parallèles : dans le premier cas (champ magnétique faisant un angle important avec la normale au choc), les différents paramètres subissent des sauts bien marqués sur une distance courte (typiquement une dizaine de fois le rayon de Larmor des ions thermiques) ; le choc est laminaire. Dans le second cas (champ magnétique proche de la normale au choc), le saut est très non stationnaire, dilué sur une distance extrêmement grande et le champ reste turbulent sur quasiment toute l'épaisseur de la magnétogaine.

#### 3.3. Apport de la simulation numérique

L'existence des préchocs et le comportement turbulent des chocs quasi-parallèles ne sont que deux des conséquences du caractère non collisionnel de l'onde de choc terrestre. On peut également citer quelques autres phénomènes typiques des chocs sans collisions :

> Le "pied de choc". C'est un maximum local de B observable juste en amont des chocs quasi-perpendiculaires. Il est dû à la présence, pour des écoulements assez rapides (chocs "supercriques"), d'une population particulière d'ions qui effectuent une rotation cyclotron de grand rayon dans cette région avant de traverser le choc vers l'aval : ces ions énergétiques, initialement réfléchis par la barrière électrostatique du choc, sont ceux qui ont subi une forte accélération résonnante-perpendiculairement au champ magnétique-lors de cette réflexion.

> La "reformation" du choc. Les chocs sans collisions sont généralement non stationnaires : la rampe caractérisant la transition principale du choc semble périodiquement disparaître et se trouver chaque fois remplacée par une nouvelle rampe croissant en amont, à l'emplacement du pied de choc. Ce phénomène apparaît particulièrement important pour la compréhension des chocs quasi-parallèles. Il a pu être mis en évidence dans les simulations numériques mais il reste, en attendant CLUSTER, évidemment inaccessible aux mesures satellitaires.

> Fonctions de distribution "flat top" des électrons. La fonction de distribution des électrons incidents étant, sinon Maxwellienne, au moins en forme de "cloche", les deux moitiés de cette distribution se retrouvent écartées en aval, et reliées au sommet par une sorte de plateau.

Chacun de ces phénomènes combine effets cinétiques et effets non linéaires ; l'interprétation théorique des observations est donc en général très difficile et résiste le plus souvent au calcul analytique. La grande majorité des résultats dans ce domaine n'a donc pu être obtenue que grâce à l'utilisation intensive de la simulation numérique [Pantellini et al., 1992; Dubouloz et Scholer, 1995; Savoini et Lembège, 1994; Lembège, 1994]; celle-ci se révèle être le complément indispensable des mesures in-situ.
# 4. LES FRONTIERES INTERNES DE LA MAGNETOSPHERE

## 4.1. Frontières du feuillet de plasma

Sortant de ces "ailes d'Alfven" extrêmement peu denses que sont les lobes, le plasma se retrouve, dans la queue de la magnétosphère, sur des lignes de force fermées qui sont très allongées dans la direction anti-solaire. Cette région étendue, appelée feuillet de plasma, se projette dans l'ionosphère dans une zone de quelques degrés de latitude seulement, appelée ovale auroral. La transition des lobes vers le feuillet de plasma se fait de façon complexe mais nous distinguerons, pour simplifier, un feuillet de plasma interne entouré par deux couches limites (nord et sud) : le premier peut être assez facilement décrit par ses caractéristiques fluides alors que les secondes ont des fonctions de distribution très non Maxwelliennes (faisceaux). Au coeur du feuillet de plasma se trouve une couche de courant, probablement encore plus fine : ce courant est responsable de l'étirement du champ magnétique en forme de queue mais sa génération, en termes de trajectoires de particules, n'est pas totalement comprise. Le feuillet de plasma est également limité, vers la Terre, par une frontière interne : le mouvement de convection de ses particules en effet, en s'approchant de la Terre, devient de moins en moins radial et de plus en plus azimutal (rotation) et c'est ce qui introduit cette limite de pénétration. La rotation du plasma autour de la Terre est dû, d'une part à la rotation terrestre (entraînant l'ionosphère par friction avec l'atmosphère et donc les lignes de force qui plongent dans cette ionosphère conductrice) et d'autre part aux gradients de pression. Au delà de cette frontière -un peu plus près de la Terre- se trouve la plasmasphère, où le plasma est d'origine différente.

## 4.2. L'anneau de courant et la plasmasphère

La plasmasphère est la région la plus interne de la magnétosphère : environ 4 rayons terrestres de rayon pour sa frontière externe, la plasmapause. Le plasma y est dense et constitué de particules froides (moins de 1eV) en équilibre diffusif avec l'ionosphère d'où elles sont issues. Son mouvement y est principalement régi par la corotation, et les trajectoires de convection dans le plan équatorial y sont des courbes fermées autour de la Terre. A l'extérieur de cette frontière bien marquée, le plasma froid ionosphérique est quasiment absent, ce qui laisse supposer que les trajectoires de convection de ces particules, qui les amènent au voisinage de la magnétopause, doivent se trouver là connectées au vent solaire (hypothèse de reconnexion), ce qui a pour effet de vider les tubes de force au fur et à mesure que la diffusion aurait tendance à les remplir. La plasmapause ne coïncide pas, a priori, avec le bord interne du feuillet de plasma dont les particules, en raison de leur énergie plus élevée, ont des trajectoires qui dérivent azimutalement plus loin de la Terre. A cette situation complexe, il convient d'ajouter les régions appelées "anneau de courant" et "ceintures de radiations" où des particules très énergétiques (plusieurs dizaines de keV en moyenne, mais pouvant aller jusqu'à plusieurs dizaines de MeV) se superposent aux plasmas de la plasmasphère et du feuillet. Ces ceintures (dites aussi de "Van Allen") sont permanentes mais d'intensité variable. Les origines possibles de leurs particules sont multiples (les plus énergétiques sont dues aux rayons cosmiques), mais il est très probable qu'une partie d'entre elles, au moins pour la ceinture externe dont nous parlons ici, sont des particules du feuillet de plasma accélérées dans les régions aurorales lors des sous-orages (ou de successions de sous-orages) et qui restent piégées dans cette zone. Cette ceinture possède une

extension limitée, à cheval sur la plasmasphère et le feuillet de plasma, et les forts gradients de pression associés à ses flancs sont à l'origine de courants azimutaux, observables au sol sous forme de diminutions du champ magnétique. Le rôle global de ces courants dans l'équilibre et la dynamique de la magnétosphère, la façon dont ils se ferment, via les courants alignés, dans l'ionosphère ou dont ils sont connectés aux autres systèmes de courant (en particulier le courant de queue) restent des questions ouvertes. De la même façon, l'équilibre de ces différentes populations, la nature des frontières qui les séparent, la stabilité de cet équilibre, sont toujours mal connus et au coeur de recherches actives [Bosqued et al., 1993; Delcourt et Sauvaud, 1994].

## 4.3. Le problème des sous-orages

La forme de la queue magnétosphérique n'est jamais stationnaire : elle subit périodiquement des changements brutaux lors d'événements appelés "sous-orages". Si on distingue une région de type "dipolaire" proche de la Terre où les lignes de force sont arrondies comme le champ d'origine interne seul et une région de type "queue" où les lignes de force sont plus aplaties et confinent le plasma en forme de feuillet, on peut décrire l'évolution d'un sous orage en trois phases principales sur une période totale d'environ trois heures (le début de la séquence étant sans doute déterminé par un instant où le champ magnétique du vent solaire devient orienté vers le sud) : i) une phase de croissance (≈ 1h) pendant laquelle la configuration de type queue s'affine et s'approche de plus en plus près de la Terre ; 2) une phase d'expansion, assez courte (≈ 30mn) et démarrant très subitement ("break up"), au cours de laquelle la région dipolaire reprend une taille importante ; 3) une phase de recouvrement (≈ 1h.30), pendant laquelle l'ensemble de la magnétosphère, jusque dans la queue lointaine, retourne à son état initial en attendant le déclenchement suivant [Jacquey et al., 1995]. La phase numéro 2 (le sous-orage proprement dit) est associée à l'accélération de particules du feuillet de plasma et à des précipitations intenses dans l'ionosphère (aurores visibles du sol) ainsi qu'à des courants ionosphériques importants. Bien que vraisemblablement commandée initialement par des variations du vent solaire, cette séquence répétitive d'événements est clairement significative de la dynamique propre de la magnétosphère. C'est la connaissance détaillée de l'équilibre des frontières précédentes (bord interne du feuillet de plasma, anneau de courant, plasmapause) ainsi que du feuillet de plasma lui-même qui permettront de comprendre le mécanisme des sous-orages et le type d'instabilité qui peut expliquer la phase explosive d'expansion [Roux et al., 1991; Holter et al., in START, 1993]. Le problème des sous-orages, ainsi que les approches théoriques pour le comprendre, possède de nombreux points communs avec d'autres problèmes d'instabilités de configuration qu'on rencontre aussi bien dans les plasmas solaires (éruptions) que de fusion contrôlée (disruptions et "dents de scie" dans les tokamaks) et la possibilité ou non d'assurer des reconnexions magnétiques (comme pour la magnétopause) y joue un rôle crucial. Un traitement de ce problème en MHD résistive est évidemment insuffisant puisque la possibilité de reconnexion dépend alors directement de la résistivité ad hoc qu'on y introduit ; le traitement cinétique complet, pour sa part, reste actuellement inaccessible aux moyens de calcul. Quelques résultats analytiques et numériques commencent pourtant à contraindre ce problème et on commence à penser aujourd'hui que certains phénomènes non linéaires de "chaotisation" des trajectoires de particules [Moore et Delcourt, 1995] pourraient donner un sens nouveau à la description fluide du problème cinétique.
<table><caption>Tableau 1. Projet CLUSTER : Instrumentations des quatre satellites.</caption><thead><tr><th>Instrument</th><th>Principal Investigator</th><th>Measurement</th><th>Technique</th></tr></thead><tbody><tr><td>FGM (FluxGate Magnetometer)</td><td>A. Balogh, Imperial College, London, UK</td><td>B (DC to 10 Hz, B> 6pT)</td><td>Two 3-axes fluxgate sensors on 5m boom</td></tr><tr><td>STAFF (Spatio-Temporal Analysis of Field Fluctuations)</td><td>N. Cornilleau-Wehrlin, CETP, Velizy, F</td><td>B (wave form for f<10Hz, compressed for f<4 KHz)<br>E, B correlations</td><td>3-axes search-coil sensor on 5m boom</td></tr><tr><td>EFW (Electric Fields and Waves)</td><td>G. Gustafsson, SISP, Uppsala, S</td><td>E (wave form for f<10Hz, compressed for f<100 KHz)</td><td>Double probes, two pair wire booms, 100m tip to tip</td></tr><tr><td>WHISPER (Waves of High-freq. and Sounder for Probing of Electron density by Relax.)</td><td>PME Decreau, LPCE, Orléans, F</td><td>Electron Density<br>Electric wave components<br>(f<400kHz)</td><td>Relaxation Sounder (active exp.)<br>Filter banks</td></tr><tr><td>WBD (Wide Band Data)</td><td>DA Gurnett, Univ. of Iowa, USA</td><td>Transmission of E wave form<br>(f<100 kHz)</td><td>EFW sensors</td></tr><tr><td>DWP (Digital Wave Processor)</td><td>LJC Woolliscroftt, Univ. of Sheffield, UK</td><td>Control of Whisper, data compression, particle-wave correlations</td><td>CMOS multiprocessor unit</td></tr><tr><td>EDI (Electron Drift Instrument)</td><td>G. Paschmann, MPI, Garching, FRG</td><td>E (0.1-1mV/m, f<100 Hz)<br>B, grad(B) (5-1000 nT)</td><td>Two emitter-detector assemblies, 2π field of view.</td></tr><tr><td>CIS (Cluster Ion Spectrometry)</td><td>H. Rème, CESR, Toulouse, F</td><td>Compos. and Distribut.<br>Funct. analyser (0-40 keV/q)<br>Hot Ion analyser (3-40 eV/q)</td><td>Symmetric analysers 2π*8° field of view</td></tr><tr><td>PEACE (Plasma Electron And Current Experiment)</td><td>AD Johnstone, MSSL, Holmbury St Mary, UK</td><td>Low and High Energy Electron Analysers (0-100 eV and 0.1-30 keV)</td><td>Electrostatic analysers, π*3.8° and 2π*4.6° fields of view</td></tr><tr><td>RAPID (Research with Adaptative Particle Imaging Detectors)</td><td>B. Wilken, MPI, Lindau, FRG</td><td>Imaging Ion Mass and Electron Spectros. (2-1500 keV/q and 20-400 keV)</td><td>Position-sensitive solid state detectors</td></tr><tr><td>ASPOC (Active Spacecraft POtential Control)</td><td>W. Riedler, Institut für Weltraumforschung, Graz, A</td><td>Spacecraft potential control</td><td>Emission of indium ions, current≈20μA.</td></tr></tbody></table>

## 5. LE PROJET EUROPEEN CLUSTER

### 5.1. Missions

Les frontières magnétosphériques que l'on vient de décrire sont les régions-clef de toute la dynamique magnétosphérique. L'étude in-situ de leurs voisinages, à partir de données recueillies au long de la trajectoire d'un satellite unique, a été pour l'instant limitée par l'impossibilité de discerner, parmi les variations observées, celles qui sont de nature temporelle de celles qui sont spatiales, et a fortiori de déterminer la forme 3-D des structures traversées. Ce problème, qui est général, est particulièrement aigu près des frontières : lorsqu'un satellite traverse par exemple la magnétopause, la série temporelle des données de champ magnétique montre bien la rotation rapide de celui-ci, mais le temps de traversée que l'on mesure dépend à la fois de l'épaisseur de celle-ci, de sa vitesse relative par rapport au satellite, de l'angle de sa normale (si elle existe) avec la trajectoire relative, de la forme de la couche (plane ? 1-D mais courbe ?, autre ?), etc... Le problème possède manifestement trop de paramètres inconnus pour pouvoir être inversé, et l'idée d'envoyer un essaim de quatre satellites provient de la volonté de résoudre ces difficultés. Proposé en 1980 au CNES, le projet CLUSTER [ESA, 1993 ; START, 1993] est devenu l'une des pierres angulaires du programme de l'Agence Spatiale Européenne et doit être lancé fin 1995 par le premier vol d'Ariane 5. Ses missions scientifiques portent sur 1) les frontières (choc, magnétopause, cornets polaires), les transferts qui s'y opèrent et la turbulence associée ;

2) les problèmes liés aux sous-orages (déclenchement, mécanismes d'accélération associés) ; 3) la turbulence dans le vent solaire.

Les instrumentations des quatre satellites seront identiques et couvriront l'ensemble des mesures nécessaires pour les champs et les particules (Tableau 1).

### 5.2. Orbite

Le choix de l'orbite de CLUSTER résulte d'un compromis qui doit permettre, dans le cadre d'une mission de deux ans, de couvrir l'ensemble des régions critiques discutées précédemment. L'orbite nominale est polaire (i≈ 90°) avec un apogée à 19.6 R<sub>T</sub> et un périgée à 4 R<sub>T</sub>, ce qui permet à la fois de traverser dans de bonnes conditions le cornet polaire et le choc

<table><caption>Tableau 2. Distances inter-satellites prévues pour le projet CLUSTER.</caption><thead><tr><th>YEAR</th><th>Characteristic Separation</th></tr></thead><tbody><tr><td>1</td><td>Dayside (Cusp): 600 km ±20%<br>Tail: 2000 to 5000 km</td></tr><tr><td>2</td><td>Dayside (Cusp): 200 to 2000 km<br>Tail: 1 to 3 Earth radii</td></tr></tbody></table>
pendant une partie de l'année et la queue lointaine à ≈12 R<sub>T</sub> six mois plus tard. Cette orbite ne permet pas de couvrir la magnétopause près du point subsolaire, mais elle offre une bonne couverture des "flancs" de la magnétosphère. Les moteurs embarqués à bord de chaque satellite permettront de modifier la distance inter-satellite et la forme du tétraèdre qu'ils définissent. L'échelle caractéristique des gradients est beaucoup plus grande du côté nuit (dans le feuillet de plasma lointain) que du côté jour (magnétopause et choc) ; la distance inter-satellite sera donc modifiée au cours de la mission pour s'adapter à cette contrainte (Tableau 2).

5.3. Le traitement des données

Après les progrès réalisés grâce au couple de satellite ISEE 1 et 2, qui se suivaient sur la même trajectoire, on a constaté qu'un échantillonnage spatial même très faible (2 points dans ce cas) apportait des contraintes qui restreignaient déjà beaucoup les modèles interprétatifs pour les variations spatio-temporelles. Le passage à 4 points doit permettre d'apporter des informations de même type, mais cette fois en 3-D et non plus seulement sur une ligne. Des études préliminaires ont été menées par exemple pour déterminer la vitesse et les rayons de courbure d'une magnétopause quand on la suppose être localement une couche d'épaisseur constante. La précision des résultats a été analysée sur des données simulées en fonction de la courbure de la surface et de la configuration du tétraèdre de CLUSTER [Mottez et Chanteur, 1994].

L'un des progrès essentiels que doit permettre CLUSTER,
grâce la présence de 4 mesures identiques simultanées, est la
possibilité d'accéder aux dérivées spatiales des différents
paramètres. Pour toutes les structures de taille supérieure aux
distances inter-satellites, on pourra ainsi déterminer le
rotationnel de B (et donc le courant à cette échelle), le gradient
de pression, la divergence du flux de chaleur, etc..., c'est à dire les
principaux éléments qui permettent de comprendre les
phénomènes observés dans le cadre de la MHD. Les tests de
faisabilité de ces mesures de dérivées linéarisées ont été faits sur
des données simulées, et l'influence de l'incertitude -sur les
distances et sur les mesures- analysée [Robert et Roux, in START,
1993].

Le traitement des données CLUSTER constitue une première
dans l'ère des données spatiales puisque pour la première fois il
s'agira de corréler des mesures qui proviennent, non seulement
d'instruments variés, mais encore de quatre points différents de
l'espace, ces mesures portant sur des grandeurs variables dans
l'espace et dans le temps. Afin de faciliter ces corrélations, un
système de base de données a été mis en place, le CSDS (Cluster
Science Data System) dans lequel deux jeux de paramètres en
grandeur physique seront fournis dès que les données sur CD-
ROM seront accessibles : le premier (Prime Parameter Data
Box) aura une résolution de 4s sur les mesures des quatre
satellites et sera accessible à l'ensemble des expérimentateurs
CLUSTER ; le second (Summary Parameter Data Base) donnera
les mesures d'un seul satellite moyennées sur une minute et sera
accessible à l'ensemble de la communauté scientifique. Le
traitement du signal qu'il faudra appliquer aux données ainsi
réunies, pour mettre en évidence les corrélations spatio-
temporelles entre les différentes mesures, constitue un problème
difficile et sa préparation a commencé depuis plusieurs années.
L'un des résultats importants obtenus actuellement dans ce
domaine concerne les mesures d'ondes : pour une fréquence

donnée, il est possible de déterminer un spectre spatial complet
des fluctuations électromagnétiques à partir de seulement quatre
points de mesure en utilisant des hypothèses statistiques du type
"maximum de vraisemblance" [Pinçon et Lefeuvre, 1991, 1992].
Avec des données simulées comportant une dizaine de longueurs
d'ondes différentes et indépendantes, la méthode s'est révélée très
efficace et cette méthode apportera certainement un outil
précieux pour l'identification des ondes mesurées qui reste
actuellement un problème difficile [Lacombe et Belmont, 1995].
D'autres méthodes utiles pour l'analyse de la turbulence, telles
que les ondelettes, les bi- et tri-spectres, etc... restent à
développer et à adapter pour ces conditions nouvelles où une
turbulence spatio-temporelle est mesurée en quatre points
[Krasnosel'skikh et al., in START, 1993; Kravtchenko-Berejnoi
et al., 1995].

Comme on l'a vu, la simulation numérique constitue le
complément indispensable à la préparation et à l'interprétation
des futures données CLUSTER. Dans ce but, un réseau européen
a été mis en place par la CEE (European Numerical Simulation
Network), qui a regroupé toutes les compétences existant dans ce
domaine au sein des pays participants et coordonné leurs efforts
[cf. Chanteur et Roux, in ESA, 1993].

6. CONCLUSION

Après plus de trente ans d'observations in-situ par des sondes spatiales, un nombre considérable d'informations a été acquis sur la magnétosphère terrestre : ses caractéristiques et sa géométrie moyennes ne renferment plus guère de secrets. Pourtant, les deux mécanismes de base qui commandent sa dynamique restent encore largement incompris. 1) Comment une partie de la masse et de l'impulsion du vent solaire sont-ils transférés à l'intérieur de celle-ci et quels sont les paramètres qui modulent ces transferts ? 2) Sous l'effet de ces paramètres d'entrée, pourquoi la configuration de la magnétosphère réagit-elle de manière impulsive et quels sont les déclencheurs internes du phénomène de sous-orage ? Les réponses à ces deux questions se situent -l'une dans l'étude des frontières externes de la magnétosphère comme la magnétopause et le cornet polaire, -et l'autre dans celle des frontières internes telles que celles du feuillet de plasma. Dans les deux cas, il s'agit d'études de phénomènes dynamiques et de grande échelle, et il est très difficile de les mener à bien à partir des données d'un seul satellite : à chaque instant, la donnée des paramètres en un point est insuffisante pour avoir une image globale du phénomène. Dans certains cas, l'utilisation de radars au sol comme EISCAT, qui permettent de dresser rapidement une cartographie de l'état de l'ionosphère dans leur champ de vue, permet de compléter utilement, mais encore partiellement, les informations recueillies (il faut bien sûr pour cela que le phénomène étudié soit magnétiquement connecté à l'ionosphère et que le pied de la ligne de force sur laquelle se trouve le satellite soit dans le champ de vue du radar). Dans le futur proche, c'est sur le projet européen CLUSTER d'un essaim de quatre satellites proches que se fondent les principaux espoirs de progrès : il apportera à la communauté scientifique un outil d'un type nouveau, et sans doute décisif pour certaines des questions posées, pour appréhender les phénomènes spatio-temporels. Une coordination avec les mesures au sol est prévue et les représentants de cette communauté participent aux travaux de préparation des opérations.
REFERENCES

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# LA PARTICIPATION FRANÇAISE A UARS :
## ETUDES SPECIFIQUES ET VALIDATION DES OBSERVATIONS

Gérard THUILLIER, Patrick AIMEDIEU, Ludovic BOURG, Vincent FAULIOT, Sophie GODIN, Marielle GUIRLET, Alain HAUCHECORNE, Michel HERSE

Service d'Aéronomie/CNRS, BP 3, 91 371 Verrières le Buisson

Véronique ACHARD

Office National d'Etudes et de Recherches Aéronautiques, BP 72, 92322 Châtillon

Claude CAMY-PEYRET

Laboratoire de Physique Moléculaire et Applications, UPR 136, Université Pierre et Marie Curie, 4 place Jussieu, 75252 Paris

Chantal LATHUILLERE

Centre d'Etudes des Phénomènes Aléatoires Géophysiques, BP 46, 38402 St Martin d'Hères Cedex

Guy MOREAU, Michel PIRRE, Jean-Baptiste RENARD, Claude ROBERT

Laboratoire de Physique et Chimie de l'Environnement/CNRS, Université d'Orléans,
3 A avenue de la Recherche Scientifique, 45071 Orléans Cedex 2

Philippe RICAUD

Observatoire de Bordeaux BP 21, URA 352, 33270 Floirac

Joëlle OVARLEZ, François VIAL.

Laboratoire de Météorologie Dynamique/CNRS, Ecole Polytechnique, 91128 Palaiseau

Le programme Upper Atmosphere Research Satellite consiste en l'étude des propriétés physiques et chimiques de la haute atmosphère de la Terre. Les observations nécessaires à ces études sont obtenues à l'aide d'un ensemble d'instruments mesurant la température, la composition et les vents ainsi que l'énergie incidente sous forme de photons et de particules. Les mesures sont effectuées de façon complémentaires et coordonnées par sondage optique à distance. Les études considérées dans le programme UARS imposent une précision absolue que l'on ne peut seulement atteindre qu'à l'aide des mesures indépendantes effectuées à des fins de validation par d'autres instruments. Des mesures complémentaires de certains composants se sont aussi révélées nécessaires. La participation française au programme UARS consiste d'une part en l'étude de la dynamique de la mésosphère grâce à l'instrument WINDII et d'autre part à la mise en oeuvre des mesures corrélatives et à leur interprétation. Les principaux résultats sont présentés.

The Upper Atmosphere Research Satellite program consists in studying the physical and chemical properties of the Earth' upper atmosphere. Several instruments operate remote sensing observations of temperature, composition winds and energy inputs (photons and particules). Coordinated and complementary measurements are made mainly by optical instruments. To carry out the anticipated studies of the UARS program, the required accuracy can be only achieved if correlative and independent measurements are made. For the UARS program, we present below the french participation consisting in the study of the upper mesosphere dynamics using the WINDII data and in the study of the correlative measurements results with several UARS instruments.

# 1. INTRODUCTION

## 1.1. Le programme UARS d'étude de la haute atmosphère

Dans le programme Upper Atmosphere Research Satellite (UARS), la haute atmosphère terrestre désigne la région de l'atmosphère située au-dessus de la tropopause. Elle inclut donc la stratosphère, le mésosphère et la thermosphère. Cependant, ce sont les deux premières régions citées qui revêtent la plus grande importance pour UARS.

Les études de la haute atmosphère terrestre ont montré que la distribution verticale des paramètres étudiés et leurs variations temporelles et spatiales sont indispensables à leur compréhension. Or avant l'ère spatiale, ces études ont porté essentiellement sur les variations avec l'heure locale et la saison de quantités intégrées. Les stations au sol ont aussi permis d'étudier ces variations avec la latitude. Le développement des radars a cependant apporté la connaissance de profils verticaux de certains paramètres de l'atmosphère à une latitude donnée. L'utilisation de fusées sondes a aussi permis la mesure de distributions verticales, mais ce sont les instruments placés à bord de satellites qui ont apporté la capacité de mesures systématiques in situ et à distance de la concentration des composants, de la température et de l'état

dynamique de l'atmosphère en fonction de la latitude et de l'altitude. L'altitude minimum des satellites étant voisine de 300 km et l'atmosphère émettant un rayonnement électromagnétique spécifique des espèces qui la composent aux altitudes supérieures à 80 km, c'est la haute mésosphère et la thermosphère qui ont été l'objet de plusieurs missions spatiales. Le développement des moyens d'observations dans l'infrarouge et ainsi que celui des techniques d'absorption ont permis d'étendre vers le bas les moyens d'observations à distance embarquables sur satellite. De fait, c'est le besoin d'étudier de façon exhaustive la stratosphère à cause de l'influence éventuelle des rejets anthropogéniques qui a été une très forte motivation à ces développements. L'originalité et l'importance du programme UARS tient à sa capacité d'étude systématique de la structure thermique, de la dynamique et de la concentration des composants minoritaires en fonction du temps, de l'altitude, de la longitude et de la latitude et au moyen de mesure de l'énergie reçue par la terre sous forme de photons et de particules

Ce programme qui utilise des moyens spatiaux est accompagné d'un important programme de mesures corrélées sol/espace et a recherché autant qu'il est possible la complémentarité des mesures.
<table><caption>Tableau 1. Expériences placées à bord de UARS.</caption><thead><tr><th>Composition et Température</th><th>DESCRIPTION DES MESURES</th></tr></thead><tbody><tr><td>CLAES<br>Cryogenic Limb Atmospheric Experiment Sounder</td><td>Observation spectrométrique des émissions IR<br>T, CF<sub>2</sub>Cl<sub>2</sub>, CFCl<sub>3</sub>, ClONO<sub>2</sub>, CH<sub>4</sub>, O<sub>3</sub>,NO<sub>2</sub>,N<sub>2</sub>O,HNO<sub>3</sub> et H<sub>2</sub>O</td></tr><tr><td>ISAMS<br>Improved Stratospheric and Mesospheric Sounder</td><td>Observation par radiomètre refroidi des émissions IR<br>T, O<sub>3</sub>, NO, NO<sub>2</sub>, N<sub>2</sub>O, HNO<sub>3</sub>,H<sub>2</sub>O, CH, CO</td></tr><tr><td>MLS<br>Microwave Limb Sounder</td><td>radiomètre micronde (100 à 200 GHz)<br>CIO et H<sub>2</sub>O<sub>2</sub></td></tr><tr><td>HALOE<br>Halogen Occultation Experiment</td><td>Mesure par occultation solaire utilisant<br>des cellules à gaz HCl et HF</td></tr><tr><td>DYNAMIQUE</td><td>DESCRIPTION DES MESURES</td></tr><tr><td>HRDI<br>High Resolution Doppler Interferometer</td><td>Interféromètre de Fabry-Pérot<br>mesure du vent entre 20 et 110 km</td></tr><tr><td>WINDII<br>WINd Doppler Imaging Interferometer</td><td>Interféromètre de Michelson<br>vent et température entre 80-300 km</td></tr><tr><td>BILAN D' ENERGIE</td><td>DESCRIPTION DES MESURES</td></tr><tr><td>SOLSTICE Solar/Stellar<br>Intercomparaison Experiment</td><td>Spectre solaire 115-400 nm</td></tr><tr><td>SUSIM Solar Ultraviolet<br>Spectral Irradiance Monitor</td><td>Spectre solaire 115-400 nm</td></tr><tr><td>PEM<br>Particles Environment Monitor</td><td>Rayons X, protons et électrons</td></tr><tr><td>ACRIM<br>Active Cavity Radiometer Irradiance Monitor</td><td>Constante solaire</td></tr></tbody></table>

UARS a été mis en orbite le 12 septembre 1991 et est toujours en fonctionnement. Ses objectifs scientifiques sont les suivants :

a) Bilan d'énergie (sources et puits),

b) Chimie de l'atmosphère incluant les composés minoritaires,

c) Dynamique de l'atmosphère,

d) Etude du couplage entre régions,

e) Etude du couplage dynamique/composition/structure thermique,

f) Influence des contaminants d'origines anthropogéniques.

Pour mettre en oeuvre les mesures de dynamique, composition et structure thermique de UARS, différents instruments ont été sélectionnés. Ces instruments peuvent être placés dans trois groupes :

**Photons et particules.** La constante solaire ainsi que la distribution spectrale énergétique de 120 à 400 nm sont mesurées. Un instrument mesure aussi le flux de particules et les émissions de rayons X.

**Composition et température.** La distribution verticale de la concentration des principaux composés des familles du chlore, de l'hydrogène, de l'azote et du carbone ainsi que la température sont mesurées en fonction de la latitude, de la longitude et du temps.

**Dynamique.** Deux instruments ont été sélectionnés dans ce but. L'instrument HRDI mesure la vitesse des vents horizontaux entre 15 et 80 km d'altitude par l'observation de raies d'absorption. L'instrument WINDII, utilisant des raies d'émission mesure la vitesse des vents et la température de 80 à 300 km d'altitude.

Les instruments embarqués et les quantités mesurées (Tableau 1) permettent d'établir le type de mesures corrélées nécessaires au programme UARS.

## 1.2. Le programme UARS de mesures corrélées

Le programme UARS a été bâti autour de deux ensembles instrumentaux :

- Le satellite lui-même qui comporte plusieurs expériences (Tableau 1).

- Des instruments placés au sol, à bord de nacelles sous ballons, de fusées ou de la navette spatiale.

Le but de ces derniers est d'effectuer des mesures associées à celles faites en orbite soit au cours de campagnes, soit de façon régulière.

L'objectif de ces mesures est de :

- Valider les mesures spatiales pour lesquelles il existe en général des erreurs d'étalonnage, un vieillissement possible de l'instrumentation placée en orbite, des problèmes dans les algorithmes de traitement de données.

- Etendre la base des données UARS par des mesures de paramètres atmosphériques ou de composants non mesurés en orbite.

- Etendre la base des données UARS par des mesures de paramètres atmosphériques ou de composants à d'autres instants ou d'autres lieux que ceux des mesures en orbite. Il s'agit de permettre de décorréler les variations en fonction de l'heure locale et de la saison car ces deux effets se trouvent associés dans les mesures faites par les satellites tels que UARS

Pour toutes mesures corrélatives le choix du lieu d'observation est essentiel. Compte tenu de l'inclinaison de 57° de l'orbite de UARS, la visibilité des stations au sol a été évaluée. Il est apparu que les moyennes latitudes constituent un lieu d'observation convenable par la fréquence des corrélations, mais aussi par l'accessibilité, les possibilités d'observations nocturnes en toutes
saisons et les conditions météorologiques qui sont essentielles pour les mesures optiques conduites à partir du sol. Pour les vols sous ballons, ces latitudes présentent aussi le même type d'avantage.

Les instruments ayant participé à ces campagnes sont des radars, des interféromètres et des spectromètres destinés à la mesure des composants minoritaires. Sans entrer dans le détail de l'ensemble des mesures corrélées, on peut noter que les moyens au sol et sous ballons ont permis de réaliser ces mesures par au moins deux types de moyens indépendants.

### 1.3. Le programme de mesures corrélées entrepris en France

Un appel d'offre international a été émis par la NASA pour solliciter le concours d'expérimentateurs capables d'entreprendre un programme de mesures corrélées avec une ou plusieurs expériences UARS. Les réponses françaises on été préalablement sélectionnées par un comité scientifique formé par le Programme Moyenne Atmosphère du C.N.R.S. (PAMOY). Les propositions retenues ont été ensuite transmises au comité NASA de sélection du programme UARS qui a effectué le choix final présenté ci-dessous :

Missions ATLAS: Spectromètre à grille (ONERA, LPMA), Spectre solaire (SA); Vols ballons: OZONOXY (SA), AMON (LPCE), Ozone (LPCE), Vapeur d'eau (LMD); Sondeur EISCAT: CEPHAG; LIDAR: SA; Interféromètre MICADO: SA; Interféromètre WINDII: SA, York University, CEPHAG, LMD.

## 2. MISSIONS ATLAS

Les missions ATLAS sont des missions spatiales qui utilisent la navette NASA et durent environ 10 jours. Il y a environ 10 à 12 instruments à bord qui observent l'atmosphère terrestre (composition et température) et le soleil (mesure de la constante solaire et distribution spectrale). Les missions ATLAS sont organisées en particulier pour effectuer des mesures corrélées avec celles de UARS. La première mission ATLAS eut lieu en avril 1992 et les instruments français sélectionnés pour ces mesures furent :

-Le spectromètre à grille.

-Le spectromètre SOLSPEC.

Pour les missions ATLAS 2 (mars 1993) et ATLAS 3 (novembre 1994), seul le spectromètre SOLSPEC a été mis en orbite.

### 2.1. Mesure du spectre solaire

Cette expérience, réalisée en coopération avec l'IASB et l'Observatoire de Heidelberg pour les étalonnages, a pour but la mesure absolue du spectre solaire et de sa variabilité à long terme en utilisant les possibilités des missions successives de la navette NASA. C'est ainsi que la mission ATLAS a été programmée pour 10 vols ayant une périodicité de 15 mois environ. Toutefois, l'avenir de cette série semble compromis par de récentes décisions de la NASA.

A bord de UARS, il existe deux instruments SUSIM et SOLSTICE qui observent le spectre absolu du soleil dans le domaine 120-400 nm. Les mesures corrélées ont pour but d'effectuer une comparaison entre ces deux instruments et SOLSPEC afin de valider les mesures absolues faites en orbite.

#### 2.1.1. Objectifs scientifiques.

Outre la validation des instruments solaires UARS, les mesures proposées relèvent des domaines suivants :

-aéronomie des atmosphères planétaires

-physique solaire

-climatologie

Les paramètres de la haute atmosphère terrestre relatifs à la composition, à la température, à l'ionisation et à la dynamique sont régis par la photochimie où intervient le rayonnement solaire en particulier celui de courte longueur d'onde. Du fait de sa variabilité l'étude du rayonnement UV est indispensable pour l'aéronomie. L'existence de réactions catalytiques dans la stratosphère rend nécessaire la connaissance très précise des valeurs absolues du flux solaire.

Dans le domaine visible, le seul spectre absolu existant est un spectre mesuré à partir du sol. De telles mesures doivent être corrigées des absorptions telluriques qui rendent leur précision insuffisante dans certains domaines spectraux. Dans le domaine infrarouge, seules des mesures partielles existent.

C'est pourquoi, la mesure du spectre solaire de 200 à 3 000 nm à l'aide d'un instrument étalonné par la même source et dans les mêmes conditions dans tout son domaine spectral a été entreprise.

Des mesures antérieures ont détecté dans l'UV des variations liées à l'activité solaire. Des mesures au sol ou en ballons ont montré que le flux solaire présente aussi des variations faibles dans le visible au voisinage de certaines raies de Fraunhofer. L'infrarouge dont l'étude a été négligée pourrait aussi présenter lui aussi des variations qui n'ont jamais été étudiés sauf pour la raie de l'hélium à 1083 nm.

Grâce au caractère répétitif des missions ATLAS, il est possible d'observer la variabilité solaire à long terme.

La physique solaire est intéressée par l'étude de ces variations qui traduisent une modification des paramètres physiques du soleil et par la connaissance des flux absolus.

La climatologie ne semble nécessiter en première analyse que l'intégrale du rayonnement. Une analyse plus détaillée doit faire intervenir les phénomènes aéronomiques et prendre en compte les divers albédos de la surface terrestre qui dépendent de la longueur d'onde.

L'instrument développé présente un domaine spectral qui s'étend de 200 à 3 000 nm. Il comprend 98% du flux énergétique solaire et inclut la partie active du point de vue photochimique. La résolution spectrale est de 1 nm dans l'UV et le visible et 20 nm dans l'IR.

La précision absolue est de :

5% dans l'UV

1% dans le visible et l'infrarouge.

La précision relative est de : 0.2 à 0.3 %.

#### 2.1.2. Dispositif instrumental.

Il s'agit d'un ensemble de trois doubles monochromateurs à réseaux holographiques et de lampes internes d'étalonnage [Thuillier et al., 1981]. Il utilise un système d'étalonnage embarqué permettant le contrôle en orbite des caractéristiques de l'instrument (sensibilité et bande passante). Cet instrument est étalonné à l'aide d'un corps noir porté à 3000K et de lampes de références fournies par le National Institute for Standards and Technology (anciennement NBS) permettant de faire entrer cette expérience dans la catégorie des expériences corrélées avec UARS. La récupération de l'instrument après la mission permet d'effectuer un étalonnage de contrôle après son séjour en orbite. C'est grâce aux étalonnages pré et post-mission qu'il est possible de réaliser des mesures précises. En effet, l'observation même du soleil ainsi que l'environnement spatial conduisent souvent à une dégradation de la sensibilité des instruments.

#### 2.1.3. Résultats.

Le traitement scientifique comporte l'utilisation des mesures en orbite et celles des campagnes d'étalonnage avant et après la mission ainsi que les résultats des mesures d'intercomparaisons. Les résultats que nous avons obtenus sont les suivants :
<figure><img src="image_78.png" /><figcaption>Figure 1a. Spectre solaire mesuré par l'instrument SOLSPEC à bord de ATLAS 1 entre 200 et 350 nm.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_79.png" /><figcaption>Figure 1b. Spectre solaire mesuré par l'instrument SOLSPEC à bord de ATLAS 1 entre 350 et 850 nm.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_80.png" /><figcaption>Figure 1c. Ensemble du spectre solaire mesuré par l'instrument SOLSPEC à bord de ATLAS 1 entre de 200 et 3000 nm.</figcaption></figure>

a) Dans la partie UV de nos mesures (200-350 nm).

La précision absolue obtenue est de 3 à 4 %. Des comparaisons effectuées dans les parties communes des spectres obtenus simultanément avec les instruments SSBUV et SUSIM à bord de ATLAS 1 montrent un écart systématique de 2 %. Cet écart est en cours d'analyse et apparaît lié à la nature des étalons utilisés (corps noir étalonné à l'aide du point de fusion de l'or pour l'instrument SOLSPEC et rayonnement synchrotron pour les deux autres). La comparaison entre ces spectres est montrée (Figure 1a).

b) Dans la partie visible de nos mesures (350-900 nm).

Les résultats sont en accord avec les mesures antérieures effectuées depuis un observatoire de haute altitude [Neckel et Labs, 1984] dans le continuum solaire. Au voisinage des raies de Fraunhofer telluriques, il existe une différence de l'ordre de 3%, due sans doute à la difficulté de la correction à effectuer quand il s'agit de mesures faites à partir d'un observatoire même placé à haute altitude (Figure 1b).

c) Dans la partie IR de nos mesures (900-3000 nm).

Les résultats sont très proches du spectre établi à partir de différentes mesures au sol, par ballons et fusées [Theakekara, 1974]. La figure 1c présente aussi l'ensemble du spectre entre 200 et 3000 nm en associant les parties UV et visible montrées ci-dessus.

2. 2. Spectromètre à grille

Le spectromètre à grille est un spectromètre à réseau de moyenne résolution (0.1 cm⁻¹). Il effectue par visée au limbe, des mesures du rayonnement infrarouge solaire absorbé par l'atmosphère. Cette technique permet de déterminer la distribution verticale de molécules présentes à l'état de trace dans l'atmosphère [Camy-Peyret et al., 1992]. Cet instrument a été

embarqué sur ballons et avions puis à bord des missions Spacelab 1 et ATLAS 1. Au cours de la mission ATLAS 1, les spectres d'absorption de 10 constituants ont été enregistrés : NO, CO, CO₂, NO₂, N₂O, CH₄, H₂O, HCl, HF et O₃.

La plupart de ces espèces ont été mesurées par des instruments d'UARS et pourront faire l'objet de comparaison :

HALOE : HCl, HF, NO, NO₂, H₂O, CH₄, O₃

CLAES : NO, NO₂, H₂O, CH₄, O₃,

MLS : H₂O, O₃,

A ce jour, des profils de HCl et de CH₄, ont été déterminés et comparés à des mesures de HALOE. L'exploitation des mesures de H₂O, CO₂ et NO est en cours. Les mesures de HCl et de CH₄ n'ont pas pu être obtenues par le spectromètre à grille à bord d'ATLAS 1 à des altitudes inférieures à 30 km, à cause de la présence d'une couche d'aérosols éjectés dans l'atmosphère lors de l'éruption du Mont Pinatubo.

a) Comparaison des mesures de HCl. Le spectromètre à grille à permis d'obtenir des profils verticaux de HCl (Figure 2a). Les valeurs asymptotiques de rapport de mélange sont comprises entre 3.3. et 4 ppbv et sont en bon accord avec les valeurs mesurées par l'instrument ATMOS lors de la même mission. Si on les compare à celles obtenues par ATMOS lors de la mission Spacelab-3, en 1985 (2.7 ppbv), ces résultats indiquent une augmentation de HCl d'environ 4% par an.

Les profils obtenus à partir d'HALOE pendant la période d'ATLAS-1, aux mêmes latitudes (Figure 2b) ont des valeurs asymptotiques de l'ordre de 2.7. ppbv. Ces différences font encore l'objet d'études. En revanche, les valeurs de HCl estimées par HALOE, en dessous de 30 km, ne montrent pas un tel désaccord avec d'autres mesures corrélatives.

b) Comparaison des mesures de CH₄. Des profils verticaux de CH₄ ont aussi été obtenus par le spectromètre à grille (Figure
<figure><img src="image_81.png" /><figcaption>Figure 2a. Résultats de l'expérience Spectromètre à grille à bord de ATLAS 1. Profils de HCl à différentes latitudes obtenus par le spectromètre à grille.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_82.png" /><figcaption>Figure 2b. Résultats de l'expérience Spectromètre à grille à bord de ATLAS 1. Profils de HCl à différentes latitudes obtenus par l'instrument HALOE.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_83.png" /><figcaption>Figure 2c. Résultats de l'expérience Spectromètre à grille à bord de ATLAS 1.
Profils de CH₄ à différentes latitudes obtenus par le spectromètre à grille.</figcaption></figure>

<figure><img src="image_84.png" /><figcaption>Figure 2d. Résultats de l'expérience Spectromètre à grille à bord de ATLAS 1.
Profils de CH₄ à différentes latitudes obtenus par l'instrument HALOE.</figcaption></figure>
2c). On observe une grande variabilité des profils en particulier en dessous de 40 km, qui peut être reliée à la dynamique de l'atmosphère. On retrouve cette variabilité sur les profils d'HALOE mesurés pendant la même période et aux mêmes latitudes (Figure 2d). Cependant, HALOE donne des valeurs de rapport de mélange plus petites.

Si l'on compare les valeurs obtenues par le spectromètre à grille, à celles obtenues par ATMOS en 1985, les résultats semblent indiquer une augmentation annuelle de CH₄, au-dessus de 35 km, nettement supérieure à celle couramment observée par d'autres expériences (mais principalement dans la troposphère) et qui est de l'ordre de 1% par an.

Jusqu'à présent, ces différences ne sont pas expliquées. Les causes possibles d'erreur, qu'elles soient de nature spectros-copique ou instrumentale, sont toujours en cours d'analyse [De Mazière et al., 1993].

### 3. OBSERVATIONS PAR BALLONS

#### 3.1. Mesure de la concentration de l'ozone et des composés azotés par l'instrument AMON

##### 3.1.1. Principe de la mesure.
AMON (Absorption par Minoritaires Ozone et NOx) est un nouvel instrument développé par le LPCE/CNRS pour mesurer, simultanément, les profils de concentration des constituants minoritaires NO₂, NO₃ et O₃ dans la stratosphère. Les observations sont effectuées de nuit, par la technique de l'occultation stellaire ou planétaire. L'instrument est placé à bord d'une nacelle stabilisée développée par l'Observatoire de Genève. Il est constitué d'un télescope du type Cassegrain de 20 cm d'ouverture et de 1m de distance focale, d'un spectromètre à réseau et d'un détecteur CCD comprenant 385x578 pixels. Le spectromètre permet d'analyser la partie UV-visible du spectre de l'étoile ou de la planète compris entre 300 et 700 nm. La mesure de la transmission atmosphérique et la connaissance des sections efficaces d'absorption des molécules et de la diffusion Rayleigh permettent de calculer les quantités intégrées de ces molécules le long de la ligne de visée de l'étoile. Une inversion permet ensuite d'en déduire les profils verticaux. Outre les espèces citées plus haut, l'instrument permet de mesurer toute autre espèce chimique qui absorbe de façon significative dans la partie du spectre analysée. C'est le cas du composé chloré OCIO qui peut être relativement abondant dans le cas où la composition chimique de la stratosphère est très fortement perturbée par la présence de nuages stratosphériques.

##### 3.1.2. Objectifs des mesures corrélatives.

a) Validation des mesures effectuées par UARS.
Les validations concernent principalement les mesures de nuit de NO₂ effectuées par les instruments CLAES et ISAMS et la mesure de la somme des concentrations de NO et NO₂ mesurées par HALOE au coucher et au lever du soleil. Les mesures corrélatives ont été effectuées à moyenne latitude au voisinage d'Aire sur l'Adour (43.7°N, 0.25°W), site de lancement d'AMON.

Du fait des contraintes associées aux lancements de ballons stratosphériques, AMON n'a pas pu observer aux mêmes instants et aux mêmes positions géographiques que les instruments d'UARS. Cependant, CLAES et ISAMS ont effectué, chaque jour, un mois sur deux, des mesures de nuit, tous les 24 degrés environ en longitude, à des latitudes proches d'Aire sur l'Adour. Il est donc possible de sélectionner des mesures effectuées en des positions géographiques relativement proches d'Aire sur l'Adour et donc comparables à celles d'AMON. Le mouvement des masses d'air est pris en compte pour sélectionner ces mesures.

Les mesures de HALOE n'ont été effectuées au voisinage d'Aire sur l'Adour que quelques jours par mois. Le nombre de rendez-vous possibles était donc plus petit. Ces observations ont

été conduites au lever et au coucher du soleil. Les mesures de la concentration de NO₂ ne sont donc pas comparables directement avec celles d'AMON. Cependant, au lever du soleil, NO₂ est rapidement photodissocié en NO. Inversement, au coucher du soleil, NO est rapidement converti en NO₂ par réaction avec l'ozone. Il est donc possible de comparer des mesures de la concentration de NO₂, pendant la nuit, avec des mesures de la somme des concentrations de NO et NO₂ au lever ou au coucher du soleil.

Les mesures de CLAES, ISAMS et HALOE n'ont pas été effectuées aux mêmes heures locales que celles de AMON. Ceci n'introduit pas d'erreurs dans la validation de mesures telles que celles de l'ozone par exemple. La concentration de cette espèce n'évolue pas en effet au cours de la nuit. Ce n'est pas le cas de NO₂. Il est donc nécessaire de corriger les mesures pour les rapporter toutes à une même heure locale. On montre que l'évolution de la concentration de NO₂ au cours de la nuit est donnée par la relation:

$$d[NO_2]/dt = - 2k [NO_2][O_3]$$

avec $k = 1.2 \times 10^{-13} \times \exp(-2450/T)$, où T est la température.

La constante de vitesse k est fortement dépendante de la température. La connaissance de celle-ci et de la concentration d'ozone est donc nécessaire pour effectuer cette correction.

b) Etude des oxydes d'azote dans la stratosphère nocturne.
Les mesures de UARS et de AMON permettent de connaître les concentrations de toutes les espèces azotées qui évoluent au cours de la nuit: la concentration de NO₂ est mesurée par AMON et par UARS à des heures différentes, NO₃ est mesuré par AMON et N₂O₅ par UARS. L'ensemble de ces mesures permet d'étudier la chimie de ces espèces en les comparant à des résultats de modèles.

##### 3.1.3. Les mesures effectuées pendant les campagnes de validation.
AMON a été lancé deux fois, depuis Aire sur l'Adour, au cours de ces campagnes. Le premier vol a eu lieu dans la nuit du 25 au 26 mai 1992. Le télescope était pointé sur l'étoile Regulus. Les observations ont eu lieu entre 0014 TU et 0105 TU, le 26 mai, à partir d'un ballon plafonnant à 39.5 km. Les instruments CLAES et ISAMS étaient opérationnels à cette époque et ont fourni des mesures proches d'Aire sur l'Adour. En revanche, les mesures de HALOE étaient effectuées loin de ce site soit 25°N au lever du soleil et 43°S au coucher.

Le deuxième vol a eu lieu dans la nuit du 15 au 16 octobre 1993, en utilisant l'étoile Altair comme source lumineuse. Les mesures ont été effectuées entre 0037 TU et 0101 TU à partir d'un ballon plafonnant également à 39.5 km. Les instruments CLAES et ISAMS n'étaient plus opérationnels mais HALOE observait alors dans une région proche d'Aire sur l'Adour. Les mesures les plus rapprochées ont été faites, au lever du soleil, le 16 octobre à 38.77°N, 6.42°W et à 38.53°N, 17.58°E et le 17 octobre à 42.15°N, 6.32°W et à 41.94°N, 17.68°E.

##### 3.1.4. Résultats.
La comparaison des résultats de mesures de NO₂ par AMON, au cours de son deuxième vol, et des résultats de mesures de NO et NO₂ par l'instrument HALOE, est présentée içi. En tenant compte de la vitesse et de l'orientation du vent (vents d'Ouest), déduites de la trajectoire du ballon, un calcul simple montre que les mesures d'HALOE effectuées le 17 octobre à 41.94°N, 17.68°E, sont les plus comparables à celles d'AMON.

AMON mesure la transmission atmosphérique à partir d'un spectre de référence de l'étoile déterminé quand le ballon est au plafond et quand l'élévation de celle-ci est la plus grande. Les sections efficaces d'absorption de NO₂, mesurées par l'Université de Reims [Coquart et al., 1994], à une température de 240K, ont été utilisées pour en déduire les quantités intégrées le long de la ligne de visée de l'étoile. Les concentrations de NO₂ sont
<figure><img src="image_85.png" /><figcaption>Figure 3. Résultats des mesures de l'instrument AMON: comparaison des profils de concentrations de NO₂ déduits des mesures d'AMON, (représentées par leurs rectangles d'incertitudes) le 16 octobre 1993 à 00 48 heure locale, au voisinage d'Aire sur l'Adour et des profils de concentration de NO₂ (étoiles avec barres d'incertitudes) calculés, comme indiqué dans le texte, à partir des données d'HALOE, en version 16, du 17 octobre 1993, à 0654 heure locale, à 41.94°N, 17.68°E.</figcaption></figure>

calculées par inversion de ces quantités intégrées. Elles sont présentées en fonction de l'altitude (Tableau 2). La méthode d'inversion utilise le fait que la quantité intégrée le long d'une ligne de visée, dont le point tangent est à une altitude donnée, a un poids prépondérant dans le calcul de la concentration à cette altitude. On peut alors admettre, en première approximation, que cette concentration est celle à la position géographique de ce point tangent. Ceci permet d'en déduire l'heure locale de la mesure. Le calcul montre dans le cas du vol du 16 octobre, qu'elle est remarquablement peu variable avec l'altitude, soit 00 48 heure locale.

Une comparaison de ces résultats avec ceux calculés à partir des données de HALOE a été faite (Figure 3). Ces données sont les rapports de mélange de NO et NO₂ aux niveaux de pression d'UARS, dans la version 16 (Tableau 3). Les données de la température à ces mêmes niveaux ont permis d'en déduire la concentration de ces espèces puis la somme de ces concentrations. Comme il a été précisé précédemment, il est possible de corriger ces valeurs, obtenues au lever du jour, pour qu'elles soient comparables aux mesures de AMON obtenues à 0048 heure locale.

Des données d'ozone et de température mesurées par HALOE ont été utilisées pour effectuer cette correction (Tableau 2). Les résultats de ces calculs et les incertitudes correspondantes ont été obtenues à partir de celles données sur le rapport de mélange de NO et NO₂, en admettant que toutes les autres incertitudes sont négligeables (ozone, température) dans le calcul des incertitudes sur la valeur de NO₂, calculée à 0048 heure locale (Tableau 4). Un modèle de pression en fonction de l'altitude a été utilisé pour représenter les données d'HALOE en fonction de cette coordonnée. Ce modèle est représentatif des conditions d'octobre à 45°N. Les mesures de pression à la montée du ballon ont permis de constater un très bon accord entre celles-ci et le modèle.

Un très bon accord entre les deux ensembles de mesures entre 25 et 39 km d'altitude a été trouvé (Figure 3). Des désaccords apparaissent à des altitudes inférieures à 25 km. Au-dessus de 29 km, les concentrations sont sensiblement plus faibles (d'environ 30%) que celles mesurées à partir de ballons stratosphériques, de nuit également, à Aire sur l'Adour en septembre 1983 et 1985 [Naudet et al., 1989]. Des travaux ultérieurs tenteront d'expliquer les différences observées entre ces mesures et celles de AMON et d'HALOE.
<table><caption>Tableau 2. Concentration de NO₂ et incertitude, déduites des mesures d'AMON, le 16 octobre 1993, à 0048 heure locale, au voisinage d'Aire sur l'Adour, en fonction de l'altitude.</caption><thead><tr><th>Altitude (km)</th><th>Concentration (cm<sup>-3</sup>)</th><th>Incertitude (cm<sup>-3</sup>)</th></tr></thead><tbody><tr><td>20.5</td><td>0.93E+09</td><td>1.5E+08</td></tr><tr><td>21.5</td><td>1.06E+09</td><td>2.0E+08</td></tr><tr><td>22.5</td><td>1.31E+09</td><td>1.4E+08</td></tr><tr><td>23.5</td><td>1.69E+09</td><td>2.9E+08</td></tr><tr><td>24.5</td><td>1.90E+09</td><td>2.7E+08</td></tr><tr><td>25.5</td><td>2.08E+09</td><td>2.5E+08</td></tr><tr><td>26.5</td><td>2.22E+09</td><td>2.0E+08</td></tr><tr><td>27.5</td><td>2.57E+09</td><td>3.2E+08</td></tr><tr><td>28.5</td><td>2.64E+09</td><td>1.4E+08</td></tr><tr><td>29.5</td><td>2.61E+09</td><td>1.7E+08</td></tr><tr><td>30.5</td><td>2.63E+09</td><td>1.6E+08</td></tr><tr><td>31.5</td><td>2.43E+09</td><td>1.2E+08</td></tr><tr><td>32.5</td><td>2.26E+09</td><td>0.7E+08</td></tr><tr><td>33.5</td><td>2.00E+09</td><td>0.5E+08</td></tr><tr><td>34.5</td><td>1.79E+09</td><td>0.7E+08</td></tr><tr><td>35.5</td><td>1.59E+09</td><td>0.6E+08</td></tr><tr><td>36.5</td><td>1.40E+09</td><td>0.5E+08</td></tr><tr><td>37.5</td><td>1.23E+09</td><td>0.5E+08</td></tr><tr><td>38.5</td><td>0.92E+09</td><td>1.0E+08</td></tr><tr><td>39.5</td><td>0.81E+09</td><td>0.7E+08</td></tr></tbody></table>

## 3.2. Mesures de la concentration de l'ozone et de la température.

### 3.2.1. Vols effectués dans le cadre de l'intercomparaison.
L'ozonomètre est constitué par une cuve à parcours multiple permettant d'observer l'absorption d'une source laser eximer dans la bande de Hartley de l'ozone à 248 nm. La température à l'altitude du ballon est déterminée à partir de la mesure de la résistance d'un fil très fin de platine.

Trois vols ont été entrepris pour obtenir des mesures corrélées avec les instruments UARS

a) le 14 mai 1992 en fin de nuit et début du jour, montée jusqu'à 40 km à 5 heures TU et descente lente jusqu'à 16 km. Les profils ont été obtenus en montée et en descente.

b) Le 22 mai 1993 en milieu de journée, montée jusqu'à 40 km à 10 heures TU et descente lente jusqu'à 14 km. Les profils ont été obtenus en montée et en descente.

c) Le 5 octobre 1995 en milieu de nuit, montée jusqu'à 40 km. Les profils ont été obtenus en montée seulement.

### 3.2.2. Paramètres mesurés.
L'ozone, la température et la pression sont mesurés en fonction de l'altitude:

a) Ozone entre la tropopause et 40 km. L'incertitude est de 3 % et la résolution verticale est comprise entre 1 et 20 mètres,

b) Température aux mêmes altitudes. L'incertitude est de ± 1 K et la résolution verticale est comprise entre 0,25 et 5 mètres.

c) Altitudes : Elles sont déduites de la mesure de pression (incertitude de 200 mètres). Celles données par le GPS présentent la même incertitude.

La vitesse du ballon suivant les 3 axes est déduite des positions de celui-ci. Cette valeur ne représente pas la vitesse absolue du vent local, mais elle permet de distinguer les couches traversées dans la stratosphère et de corrêler les variations de vitesse du vent avec les variations de la concentration d'ozone et de température.

### 3.2.3. Comparaison avec les données de UARS.
Cette comparaison a été effectuée pour le vol du 14 mai 1992 (Figures 4a et 4b). La première présente l'évolution de la concentration d'ozone avec l'altitude entre 12 km et 40 km ainsi que les données des instruments CLAES et MLS pour la même journée. La seconde présente l'évolution de la température avec l'altitude ainsi que les mesures de CLAES.

On note que les profils d'ozone obtenus par les instruments UARS recouvrent bien le profil obtenu par ballon, surtout avec l'instrument MLS. Les profils de température provenant de CLAES et les mesures in-situ sont très proches l'un de l'autre, à 1 K près pour tout le domaine d'altitude ( 14 - 40 km ).

L'exploitation des autres vols, comprenant les corrélations avec UARS est en cours.

<table><caption>Tableau 3. Rapports de mélange de NO, NO₂, O₃ et température déduits des mesures de HALOE, aux niveaux de pression UARS, le 17 octobre 1993 à 0654 heure locale, à 41.94°N, 17.68°E.</caption><thead><tr><th rowspan="2">Pression (hPa)</th><th colspan="3">Rapports de mélange</th><th rowspan="2">Température (K)</th></tr><tr><th>NO</th><th>NO<sub>2</sub></th><th>O<sub>3</sub></th></tr></thead><tbody><tr><td>68.13</td><td>0.522E-10</td><td>0.177E-10</td><td>0.908E-06</td><td>212.34</td></tr><tr><td>46.42</td><td>0.447E-10</td><td>0.559E-10</td><td>0.214E-05</td><td>214.63</td></tr><tr><td>31.62</td><td>0.161E-09</td><td>0.315E-09</td><td>0.392E-05</td><td>216.45</td></tr><tr><td>21.54</td><td>0.730E-09</td><td>0.155E-08</td><td>0.528E-05</td><td>219.66</td></tr><tr><td>14.68</td><td>0.173E-08</td><td>0.327E-08</td><td>0.569E-05</td><td>223.08</td></tr><tr><td>10.00</td><td>0.269E-08</td><td>0.407E-08</td><td>0.622E-05</td><td>227.00</td></tr><tr><td>6.813</td><td>0.362E-08</td><td>0.413E-08</td><td>0.689E-05</td><td>233.59</td></tr><tr><td>4.642</td><td>0.550E-08</td><td>0.390E-08</td><td>0.696E-05</td><td>240.42</td></tr><tr><td>3.162</td><td>0.691E-08</td><td>0.376E-08</td><td>0.671E-05</td><td>245.79</td></tr><tr><td>2.154</td><td>0.802E-08</td><td>0.192E-08</td><td>0.511E-05</td><td>254.53</td></tr></tbody></table>
<table><caption>Tableau 4. Concentration de NO₂ et incertitude, calculées comme indiqué dans le texte, à partir des données HALOE, en version 16, du 17 octobre 1993, à 0654 heure locale, à 41.94°N, 17.68°E, sur les niveaux de pression UARS.</caption><thead><tr><th>Pression<br>(hPa)</th><th>Concentration<br>(cm<sup>-3</sup>)</th><th>Incertitude<br>(cm<sup>-3</sup>)</th></tr></thead><tbody><tr><td>68.13</td><td>1.64E+08</td><td>0.6E+08</td></tr><tr><td>46.42</td><td>1.90E+08</td><td>0.7E+08</td></tr><tr><td>31.62</td><td>6.48E+08</td><td>1.0E+08</td></tr><tr><td>21.54</td><td>2.11E+09</td><td>1.4E+08</td></tr><tr><td>14.68</td><td>3.00E+09</td><td>1.5E+08</td></tr><tr><td>10.00</td><td>2.64E+09</td><td>1.2E+08</td></tr><tr><td>6.813</td><td>2.00E+09</td><td>0.8E+08</td></tr><tr><td>4.642</td><td>1.58E+09</td><td>0.7E+08</td></tr><tr><td>3.162</td><td>1.15E+09</td><td>0.5E+08</td></tr><tr><td>2.154</td><td>6.76E+08</td><td>0.4E+08</td></tr></tbody></table>

### 3.3. Vapeur d'eau

Pendant la campagne européenne EASOE, consacrée à l'étude de l'ozone polaire, des profils de vapeur d'eau stratosphérique ont été mesurés à partir de Kiruna (68°N) au moyen d'un hygromètre à point de rosée embarqué sur ballon [Ovarlez et al., 1994]. quatre profils ont été transmis à la base de données UARS pour permettre des comparaisons avec les mesures obtenues au moyen des sondeurs embarqués sur UARS. Deux profils ont pu être comparés aux données MLS aux niveaux standards d'altitude (Figure 5).

### 3.4. Ozone et composés de l'azote

Une nacelle équipée de plusieurs instruments a effectué plusieurs vols sous ballons stratosphériques à partir de la base d'Aire sur l'Adour. Les composés chimiques minoritaires dans la stratosphère ont été mesurés en corrélation avec les observations des instruments placés à bord de UARS

En juin 1988, en janvier 1989 et 1990 et au cours des campagnes CHEOPS et TECHNOPS, grâce aux moyens conjugués du CNRS et du CNES, le vol de nacelles stratosphériques poly-instrumentées a été organisé. Cinq vols ont eu lieu. Tous se sont déroulés avec succès. Ces nacelles nommées OZONOXY, sont consacrées à l'étude des composés nitrés de la stratosphère en régions de latitude moyenne (étude de la variation diurne des oxydes d'azote) et en régions de haute latitude (étude de la stratosphère polaire arctique à l'intérieur du vortex). Les divers instruments utilisés réalisent d'une part des mesures complémentaires et d'autres part pour le même composant, utilisent des méthodes différentes. Les composants observés sont O₃, NO, NOₓ, HNO₃ et les aérosols. Les instruments et les méthodes de mesure sont:

La concentration en ozone est mesurée en situ, à l'aide d'un ozonomètre à chimiluminescence et d'un ozonomètre électro-chimique (CNRS/SA). Par chimiluminescence utilisant l'ozone comme réactif, la concentration de NO est obtenue, de même que celle NOₓ après sa transformation en NO par un convertisseur catalytique. Cet instrument comporte aussi une source embarquée permettant de mesurer la quantité d'aérosols par diffusion (Université de Nagoya). La concentration de HNO₃ est mesurée à l'aide d'un spectromètre à grille (Université de Denver). Une seconde mesure de la concentration en situ d'ozone est effectuée à l'aide d'un ozonomètre à absorption UV (Université de Houston). Une seconde mesure d'aérosols par une méthode similaire à celle expliquée ci-dessus, est réalisée par

l'Université du Wyoming. Enfin, l'instrumentation est complétée par la mesure à distance de la concentration de N₂O par occultation solaire (NIRWA de Nouvelle-Zélande).

L'ensemble des résultats obtenus [Iwasaka et al., 1992; Kondo et al., 1992a,b] a permis à cette équipe internationale de répondre à l'appel d'offre NASA pour effectuer des mesures complémentaires et corrélatives avec les instruments UARS

Le programme proposé consiste en la mesure de plusieurs composants minoritaires à des latitudes comprises entre 34°N et 80°N pour contribuer à la validation des instruments ISAMS (O₃, NO, NO₂, N₂O₅, HNO₃, H₂O, CH₄, aérosols), CLAES (O₃, NO, NO₂, HNO₃, H₂O, CH₄, CFC), HALOE (O₃, NO, NO₂, HNO₃, H₂O, CH₄) et MLS (O₃, H₂O).

L'autonomie de CLAES, limitée par la réserve des fluides cryogéniques utilisés pour refroidir ses détecteurs a conduit à une fermeture de sa fenêtre de validation en mars 1993. Cette contrainte a été prise en compte dans les campagnes de mesures.

a) A hautes latitudes: Grâce au soutien du Programme atmosphère moyenne du CNRS (PAMOY), dès le 17 décembre 1991 une contribution importante à la validation de UARS a été apportée au cours d'un premier vol. Ce vol effectué à partir de la station spatiale de l'ESRANGE proche de Kiruna (Suède) entrait dans le cadre de la campagne européenne EASOE (European Arctic Stratospheric Ozone Experiment) organisée pour étudier la physico-chimie de la stratosphère polaire. Outre les instruments des équipes présentées plus haut, la nacelle emportait un échantillonneur à prélèvement in situ du KFA de Julich (RFA) permettant de mesurer la concentration de N₂O, de CH₄, des CFC qui sont tous des composés sources de la chimie stratosphérique. Deux autres vols eurent lieu avec succès les 22 et 31 janvier 1992 dans le cadre de cette même campagne. [Aimedieu et al., 1994; Kondo et al., 1994; Murcray et al., 1993, 1994; Kondo et al., 1995].

b) A moyennes latitudes: La validation s'est poursuivie depuis la station de lancement de ballons d'Aire sur l'Adour. En 1992, deux fois, simultanément avec UARS, les concentrations de O₃, NO, NO₂, HNO₃ et les aérosols jusqu'à 32 km d'altitude ont été mesurées. Les vols de la nacelle eurent lieu les 20 octobre et 6 novembre 1992. Un troisième vol eu lieu l'année suivante le 29 septembre 1993. Le vol du 12 octobre 1994, hors d'une fenêtre d'observation de UARS a apporté une mesure du contenu en aérosols trois ans après l'éruption du Pinatubo mais un mois après celle d'un volcan situé au Kamchatka. Ces résultats concernent aussi la communauté scientifique du satellite SAGE II.
<figure><img src="image_86.png" /></figure>

Figure 4a. Mesure simultanée de la température et de l'ozone dans la stratosphère. Représentation de l'évolution de l'ozone avec l'altitude entre 12 km et 40 km, comparaison avec les données des instruments CLAES (version 6), MLS (version 3) pour la même journée à la latitude de 44°N et la longitude 0°.

<figure><img src="image_87.png" /></figure>

Figure 4b. Mesure simultanée de la température et de l'ozone dans la stratosphère. Représentation de l'évolution de la température avec l'altitude, comparaison avec MLS (version 3) dans les mêmes conditions que celles de la figure 4 a.
<figure><img src="image_88.png" /></figure>

Figure 5. Mesure de la vapeur d'eau stratosphérique. Comparaison entre les mesures in situ par sondage ballon à Kiruna (68°N, 19°E) le 11 décembre 1991 et les mesures MLS du même jour autour de Tromso (69.7°N, 19°E), en orbite montante et en orbite descendante du satellite (données préliminaires MLS, niveau 2, version 3, communication de W. Lahoz, université d'Edimbourg et Université de Reading).

Au cours de ces campagnes, les données scientifiques ont été mises à la disposition de la communauté UARS. Mais ces données ont aussi permis plusieurs études concernant l'importance des aérosols pour la chimie de la stratosphère. Par exemple, il existe une relation entre les aérosols du Pinatubo et la structure verticale de NO, tant en région arctique, qu'en région de latitude moyenne. Un exemple de telles mesures montre que l'atmosphère présente une épaisse couche d'aérosols dans laquelle la quantité d'oxyde NO est nulle (Figure 6a). A plus grande échelle, cette corrélation est aussi présentée (Figure 6b). L'examen du profil de HNO₃ obtenu par ailleurs indique un probable transfert de la phase gazeuse de ce composant vers une phase solide ou liquide de l'aérosol. Cet effet a pu être modélisé en tenant compte des réactions chimiques en phases hétérogènes des NOₓ avec un aérosol stratosphérique volcanique riche en acide sulfurique tel que celui du Pinatubo. Cette modélisation est conduite dans des parcelles suivant les trajectoires isentropes réelles observées dans l'atmosphère. Ce type d'aérosol perturbe donc significativement la chimie stratosphérique et la mesure in situ de la composition chimique du milieu apporte une information très utile pour l'interprétation des mesures par satellites.

<figure><img src="image_89.png" /></figure>

Figure 6a. Résultats des instruments OZONOXY. Profils verticaux du rapport de mélange de l'oxyde d'azote NO et de la concentration des aérosols (Ø < 3.3 mm), observés à Kiruna à l'intérieur du vortex polaire.

<figure><img src="image_90.png" /></figure>

Figure 6b. Résultats des instruments OZONOXY. Profils verticaux du rapport de mélange de l'oxyde d'azote NO et de la concentration des aérosols (Ø < 3.3 mm), observés à Kiruna à l'intérieur du vortex polaire. L'anticorrélation entre ces deux concentrations est mise en évidence dans la zone d'évanouissement de la concentration en aérosols.
<figure><img src="image_91.png" /><figcaption>Figure 7. Comparaison entre les mesures WINDII et EISCAT.</figcaption></figure>

## 4. AUTRES CONTRIBUTIONS

Certaines propositions retenues par le comité PAMOY ne le furent pas par le comité NASA essentiellement quand il s'agissait de duplication de leur propres moyens. D'autres propositions ont aussi vu le jour tardivement. Il est fourni ci-dessous un aperçu de ces dernières.

### 4.1 Observations par le sondeur EISCAT

Des mesures corrélées entre l'interféromètre WINDII et le sondeur à diffusion incohérente EISCAT ont été entreprises. L'intérêt de des corrélations avec EISCAT est dû à la haute latitude du sondeur et au fait que ces comparaisons concernent des mesures en jour. Depuis le lancement de UARS, quatre campagnes ont été organisées portant sur des mesures obtenues à l'aide de la raie $O^1_S$. Les périodes des observations corrélées ont été choisies à faible activité magnétique de façon à se placer dans des conditions où les mesures WINDII ne présentent pas de difficultés particulières d'interprétation dues à la présence d'aurores.

Pour chaque corrélation, deux orbites successives de mesure ont été utilisées. Les comparaisons entreprises concernent le vent observé par les deux instruments au altitudes de 100 et 170 km. Le vent neutre en région E est obtenu par la mesure tristatique de la vitesse des ions. Le vent neutre en région F est calculé à partir de la vitesse des ions mesurée parallèlement au champ magnétique (inclinaison 78°). La comparaison est effectuée à l'aide de profils WINDII et EISCAT individuels. Les temps d'intégration pour le sondeur ont été choisis entre 1 ou 5 minutes dépendant du mode d'observation choisi.

Les résultats montrent un très bon accord en région E et F puisque la différence entre les vents mesurés par les deux instruments reste inférieure à 5 m/s. Concernant la composante zonale en région E, cette différence atteint 10 m/s (Figure 7).

La température des neutres et des ions a été comparée entre 100 et 145 km. Bien que la thermalisation de l'état $^1_S$ à haute altitude soit toujours une question ouverte, il apparaît que les températures fournies par WINDII à l'aide de la raie $O^1_S$ soit surestimée de 50 K environ à 100 km. Mais cette surestimation décroît à 145 km. Aux altitudes supérieures, l'absence de thermalisation de l'état $^1_S$ devient évidente comme attendue.
<figure><img src="image_92.png" /></figure>

Figure 8a. Mesure de la température par LIDAR. Comparaison entre les profils de température de ISAMS (44°N, 3°E, trait plein) et du LIDAR de l'OHP (44°N, 6°E, pointillé) le 10 décembre 1991 à 23 h. Chaque profil est représenté avec plus ou moins sa barre d'erreur (1 écart-type).

<figure><img src="image_93.png" /></figure>

Figure 8b. Mesure de la température par LIDAR. Carte de l'amplitude moyenne des inversions de température observée par ISAMS pour la période 5 décembre 1991 - 13 janvier 1992.

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

Figure 8c. Mesure de la température par LIDAR. Ecart moyen entre le LIDAR et MLS (23 profils), CLAES (19 profils) et les sondes ECC (3 profils). Les barres d'erreur correspondent à un intervalle de confiance de 95 %.
Bases de données entières

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

Bases de données saisonnières

<figure><img src="image_96.png" /></figure>

Bases de données saisonnières

<figure><img src="image_97.png" /></figure>

- Les probabilités sont données entre parenthèses
sous les valeurs des coefficients de corrélation

- pour ISAMS, la 2e tranche d'altitude commence à 32 kilomètres
(pas de valeur à une altitude inférieure)

Figure 8d. Mesure de la température par LIDAR. Coefficients de corrélation entre les bases de données UARS et la quantité intégrée d'ozone mesurée par TOMS.
<table><caption>Tableau 5. Base de données LIDAR/ozone.</caption><thead><tr><th>1991</th><th>Septembre</th><th>Octobre</th><th>Novembre</th><th>Décembre</th></tr></thead><tbody><tr><td>ISAMS</td><td>28 à 30</td><td>1 à 13, 28 à 31</td><td>1 à 5, 7 à 30</td><td>1 à 27</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>26 à 30</td><td>1 à 26</td><td>1 à 3</td><td>5 à 30</td></tr><tr><th>1992</th><th>Janvier</th><th>Février</th><th>Mars</th><th>Avril</th><th>Mai</th><th>Juin</th></tr><tr><td>ISAMS</td><td>1 à 13, 15 à 17</td><td>Ø</td><td>31</td><td>1 à 4, 6, 7, 16 à 29</td><td>2 à 14, 16 à 27</td><td>1</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>9 à 11</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>1 à 13, 21</td><td>15 à 29</td><td>1 à 23</td><td>Ø</td><td>1 à 31</td><td>3 à 8, 13</td></tr><tr><th>1992</th><th>Juillet</th><th>Août</th><th>Septembre</th><th>Octobre</th><th>Novembre</th><th>Décembre</th></tr><tr><td>ISAMS</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>Ø</td><td>8 à 10</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>8, 13 à 31</td><td>1 à 12</td><td>21 à 30</td><td>1 à 25</td><td>29, 30</td><td>1 à 17, 27 à 31</td></tr><tr><th>1993</th><th>Janvier</th><th>Février</th><th>Mars</th><th>Avril</th><th>Mai</th><th>Juin</th></tr><tr><td>ISAMS</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>Ø</td><td>13 à 24, 26 à 28</td><td>1 à 5, 7 à 17</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>1 à 9</td><td>9 à 28</td><td>1 à 19</td><td>6, 26 à 29</td><td>1 à 28</td><td>Ø</td></tr><tr><th>1993</th><th>Juillet</th><th>Août</th><th>Septembre</th><th>Octobre</th><th>Novembre</th><th>Décembre</th></tr><tr><td>ISAMS</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>8 à 31</td><td>1 à 12</td><td>17 à 19, 21, 23 à 30</td><td>1, 22 à 24</td><td>25 à 30</td><td>1 à 26</td></tr><tr><th>1994</th><th>Janvier</th><th>Février</th><th>Mars</th><th>Avril</th><th>Mai</th><th>Juin</th></tr><tr><td>ISAMS</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>CLAES</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr><tr><td>MLS</td><td>1 à 5, 19, 21 à 24, 28 à 31</td><td>5 à 18, 19 à 28</td><td>1 à 16</td><td>Ø</td><td>Ø</td><td>Ø</td></tr></tbody></table>

## 4.2. Validations par voie théorique et par mesures au sol de la variabilité diurne de l'ozone mésosphérique mesurée par l'instrument UARS/MLS.

La variabilité diurne de l'ozone mésosphérique mesurée par le radiomètre à 183 GHz de l'instrument Microwave Limb Sounder à bord de UARS a été comparée avec le calcul théorique des amplitudes données par deux modèles photochimiques et avec les mesures micro-ondes faites à Bordeaux (France) et à Table Mountain (Californie, E.U). Les modèles théoriques utilisés sont ceux développés à l'Université d'Edimburg (GB) et celui du NCAR (E.U.).

Pour les périodes d'octobre 1991 et d'octobre 1992, les mesures de MLS à 0,4, 0,2, 0,1 et 0,04 hPa sont moyennées sur deux bandes de latitude: 30°N-40°N et 40°N-50°N. Les amplitudes diurnes mesurées à Bordeaux à 55 ± 8 km en octobre 1988, 1989 et 1990 et celles mesurées à Table Mountain en octobre 1990 à 0,4, 0,2, 0,1, et 0,04 hPa ainsi que les résultats des modèles calculés pour une latitude de 45 N à la mi-octobre tendent à s'accorder dans une marge de 5-10%. Cette analyse montre que MLS sous-estime systématiquement l'amplitude de la variation diurne au dessus du niveau 0,2 hPa (environ 60 km) d'à peu près 10%.

## 5. OBSERVATIONS PAR LIDAR

### 5.1. Validation par LIDAR de la mesure de température et étude globale des inversions de température mésosphérique

Dans le cadre du programme de validation du satellite UARS, les LIDAR Rayleigh de l'Observatoire de Haute-Provence (OHP, 44°N, 6°E) et du Centre d'Essai des Landes ont été sélectionnés pour valider la mesure de température effectuée par l'expérience ISAMS (Improved Stratospheric And Mesospheric Sounder) mise à bord du satellite UARS par l'Université d'Oxford.

Ces comparaisons ont permis à l'équipe scientifique d'ISAMS d'affiner les paramètres de lissage de l'algorithme d'inversion des données de façon à reproduire dans leurs profils les principales structures observées par le LIDAR. Plusieurs profils mesurés simultanément par LIDAR et ISAMS ont été obtenus (Figure 8a). Le profil ISAMS reproduit bien les structures observées par le LIDAR, en particulier l'inversion du gradient de température dans la mésosphère vers 70 km (niveau 0,05 hPa). Ce type d'inversion est fréquemment observé par nos LIDAR en hiver et nous l'attribuons au déferlement des ondes de gravité dans la haute mésosphère.
A la suite de ces comparaisons, une étude globale des inversions mésosphériques à l'aide des données d'ISAMS [Leblanc et al., 1994] a été entreprise. Les profils de température ISAMS (30-90 Km), validés par les mesures LIDAR de l'OHP, ont permis de mettre en évidence la présence d'inversions de température entre 65 et 80 km d'altitude, durant les mois de décembre 1991 et janvier 1992, sur l'ensemble de l'hémisphère Nord. L'amplitude des inversions peut atteindre plusieurs dizaines de degrés. Les plus fortes inversions se retrouvent sur une ceinture de moyennes latitudes et semblent durer de un à plusieurs jours. La carte de la moyenne de l'amplitude des inversions observées pendant 40 jours du 5 décembre 1991 au 13 janvier 1992 (Figure 8b) montre que certaines régions (Atlantique Nord, Europe Orientale) sont privilégiées. Les inversions sont cependant présentes dans d'autres régions, notamment dans l'hémisphère Sud (hémisphère d'été) et sous les tropiques.

La localisation des inversions est bien corrélée avec l'intensité du vent zonal déduit des observations satellitaires au niveau 1 hPa (environ 50 km). Les inversions apparaissent préférentiellement au-dessus de vents d'Ouest très rapides. Ce résultat montre que les inversions apparaissent là où les ondes de gravité peuvent se propager à travers la stratosphère sans être dissipées et confirme donc le lien entre déferlement des ondes de gravité dans la mésosphère et les inversions de température. L'étude plus approfondie des sources d'ondes de gravité au sol et dans la troposphère (à l'aide de données globales de vent) ainsi que du filtrage par le vent dans la stratosphère pourrait aboutir prochainement à une corrélation plus significative avec l'ensemble des inversions observées par ISAMS dans la mésosphère.

## 5.2. Validation par LIDAR des mesures d'ozone

Les mesures par LIDAR de la concentration de l'ozone stratosphérique et les sondages ozone ECC effectués à l'OHP ont été utilisés pour valider les mesures d'ozone effectués par les instruments CLAES, MLS et ISAMS.

Pour ces trois instruments, on dispose de données sélectionnées dans un rayon de 1200 km autour de l'OHP (soit environ jusqu'à 10° en latitude et 10° en longitude autour de l'OHP) couvrant des périodes de quelques jours à un mois. Pour chaque jour, selon les instruments, il y a en moyenne 10 profils UARS dans le domaine spatial sélectionné (Tableau 5).

Les tranches d'altitude concernées sont pour :

- CLAES: de 11 à 47 km;

- ISAMS: de 31 à 60 km;

- MLS: de 26 à 50 km.

Le programme de mesures corrélées a pour but de répondre aux questions suivantes :

- Quel est l'accord entre les mesures UARS et les mesures effectuées à l'OHP et quel est l'instrument UARS qui présente le meilleur accord.

- Quel est le profil le plus adéquat à utiliser étant donné le nombre de profils quotidiens UARS dans un rayon de 1000 km autour de l'OHP et la dispersion de ces points autour de la station : (i) le plus proche en distance de la station, (ii) le plus proche en latitude, ou encore (iii) celui correspondant à la colonne d'ozone intégré la plus proche.

En tenant compte du domaine d'altitude des différentes mesures UARS, le plus grand nombre de comparaisons jour à jour est obtenu par le LIDAR qui mesure l'ozone jusqu'à 45 km, car l'altitude maximale atteinte par les sondes ECC est d'environ 30 km. Pour les jours où l'on dispose de mesures effectuées par ISAMS et CLAES, on remarque de façon générale que l'accord MLS - LIDAR est le meilleur ainsi que le montre l'écart moyen entre le LIDAR, MLS, CLAES et les sondes ECC en février-mars 1993 (Figure 8c). Les profils verticaux utilisés correspondent aux mesures les plus proches en distance de l'OHP.

Le contenu total d'ozone (obtenu à partir des données TOMS) peut être un critère de sélection du profil "le plus proche": pour estimer la dépendance entre le contenu intégré d'ozone et la concentration à une altitude donnée, le coefficient de corrélation entre ces deux quantités est calculé pour différentes tranches d'altitude. Ainsi, on trouve pour la période du 13 au 30 décembre 1991 (41 points), une valeur de 0,86 entre 26 et 30 km, 0,84 entre 30 et 35 km et 0,73 entre 35 et 40 km. Les probabilités (correspondant à l'hypothèse de non corrélation) associées à ces valeurs sont inférieures à $10^{-2}$. Pour des périodes plus longues utilisant l'ensemble des données disponibles, les résultats sont beaucoup moins nets, puisque les coefficients de corrélation ne dépassent pas 0,4 (Figure 8d). Pour des données saisonnières, les valeurs des coefficients de corrélation peuvent atteindre 0,8. Tenant du peu de données CLAES et ISAMS dans les bases de données saisonnières, il est difficile de faire des comparaisons entre instruments ; néanmoins, il semble que la corrélation TOMS - CLAES soit plus élevée dans les couches 30-35 et 35-40 km (sauf dans le cas du mois de janvier 92 entre 35 et 40 km), tandis que la corrélation TOMS - MLS est du même ordre de grandeur dans les différentes couches. Les probabilités de Pearson associées aux coefficients de corrélation étant trop élevées pendant l'hiver 1992-1993, et les données TOMS obtenues pendant l'été 1992 peu fiables, il est difficile de vérifier ces résultats pour les autres périodes. Concernant ISAMS, le coefficient de corrélation est du même ordre de grandeur que pour les autres instruments lorsque l'on utilise l'ensemble des données entre 30 et 40 km. En revanche, il est plus faible pendant l'hiver 1991 - 1992 dans le même domaine d'altitude. Enfin, selon l'instrument étudié, l'une ou l'autre des tranches d'altitude peut être plus ou moins corrélée avec le contenu d'ozone intégré. Mais de façon générale, il semble que ce soit dans la tranche 30-35 km que l'on obtient les coefficients de corrélation les plus élevés (par exemple 0,83 sur une trentaine de profils CLAES obtenus entre le 9 et le 11 janvier 1992). De même, la période caractérisée par les valeurs de corrélation les plus élevées est l'hiver 1991-1992. Cette meilleure corrélation en hiver pourrait s'expliquer par une plus forte variabilité de l'ozone total l'hiver que l'été.

Pour l'ensemble de la base de données, les valeurs des écarts entre UARS et LIDAR ont été comparées pour les trois types de critères : mesures les plus proches, en distance, en latitude et en contenu total d'ozone. On désigne par "mesure la plus proche en contenu total" la mesure UARS au point où le contenu total mesuré par TOMS a la plus proche valeur de celle mesurée le même jour par TOMS à l'OHP. L'écart en concentration d'ozone UARS-LIDAR est calculé pour des tranches d'altitude données et moyenné pour tous les fichiers de même type. Les résultats pour la base entière de données MLS ont été obtenus pour des tranches d'altitude de 1 km (Figure 8e). Tenant compte des résultats précédents, il n'y a pas de différence significative entre les valeurs pour les trois types de fichiers : les écarts varient de quelques $10^{10}$ à $10^{11}$ mol. cm$^{-3}$. Il semble que dans tout le domaine d'altitude étudié, l'écart observé entre MLS et le LIDAR ne soit pas gouverné par un seul critère; le contenu total d'ozone paraît meilleur aux basses altitudes (vers 30 km) dans certains cas spécifiques (en hiver par exemple).

En conclusion, l'utilisation du contenu total d'ozone comme critère de comparaison entre les mesures UARS et les mesures locales à l'OHP, n'apparaît pas comme approprié, tant pour déterminer le meilleur instrument UARS que pour sélectionner les types de fichiers à retenir pour une étude de comparaison avec les mesures de l'OHP. De plus, on n'observe pas de différence significative entre les critères de comparaison sur les bases de
<figure><img src="image_98.png" /></figure>

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

<figure><img src="image_100.png" /><figcaption>Figure 8e. Mesure de la température par LIDAR. Ecart moyen sur toute la base de données entre l'instrument MLS et le LIDAR dans le domaine d'altitude 27 - 45 km, calculé à partir des profils MLS : (1) les plus proches en distance, (2) les plus proches en latitude, (3) les plus proches en ozone total.</figcaption></figure>
<figure><img src="image_101.png" /><figcaption>Figure 9a. Résultats des mesures de l'instrument WINDII. Profil de vent entre 80 et 200 km d'altitude mesuré à l'aide de la raie $O^1_S$.</figcaption></figure>

données entières. Dans l'état actuel de ces études, il suffirait donc de travailler globalement sur les fichiers les plus proches en distance de la station. En revanche, il sera utile de poursuivre ce travail sur un ensemble plus important de mesures UARS afin de mieux distinguer les périodes de l'année où des critères plus spécifiques peuvent être utilisés. Dans la basse et moyenne stratosphère on pourra, en plus du contenu intégré d'ozone, choisir d'autres paramètres comme certains traceurs dynamiques. A plus haute altitude où le comportement de l'ozone est plus compliqué, il importera de déterminer les paramètres pertinents permettant une meilleure validation des mesures par satellites et une meilleure quantification de la variabilité du champ d'ozone.

## 6. OBSERVATIONS DE LA TEMPERATURE ET DU VENT DANS LA MESOSPHERE ET LA THERMOSPHERE PAR L'INTERFEROMETRE WINDII

### 6.1. Importance de la dynamique de l'atmosphère et les mesures WINDII

La mésosphère et la thermosphère constituent les conditions à la limite supérieure des observations réalisées par les autres instruments placés à bord de UARS. Ces régions possèdent aussi leur intérêt intrinsèque. Par exemple, la mésosphère est le siège de phénomènes tels que la diffusion moléculaire qui commence à devenir plus importante que la diffusion turbulente. Cette dernière maintient un équilibre de mélange entre les espèces de masses atomiques ou moléculaires différentes. Elle agit jusqu'à l'altitude de 100 km environ. Au-delà, la diffusion moléculaire a une importance croissante et son action conduit à séparer les espèces gazeuses en fonction de leur masse. L'intérêt de l'étude

de ces régions tient à ce que la dynamique à grande échelle est caractérisée par une grande amplitude de mouvement. En particulier, des mouvements de l'équateur au pôle sont possibles dont il résulte un transport de matière gazeuse. L'alternance jour-nuit engendre des gradients longitudinaux de densité qui sont à l'origine de mouvements Est-Ouest. Ces mouvements qui peuvent déplacer des espèces loin de leur source de création, transportent aussi de l'énergie sous forme thermique et de moment. Dans la mésosphère, des ondes, créées dans la troposphère, se propagent obliquement avec une amplitude croissante due à la diminution de la densité. A certaines altitudes, elles deviennent instables et dissipent leur énergie et moment sous forme de turbulence en particulier au niveau de la mésopause. Enfin, dans la mésosphère, les marées sont des phénomènes réguliers caractérisés par des périodes commensuelles avec la durée du jour. Elles sont engendrées dans la troposphère et la stratosphère par l'absorption du flux solaire par l'eau et l'ozone. Elles se propagent dans la mésosphère et la basse thermosphère, contribuent au bilan d'énergie et imposent leur caractéristiques à la dynamique du milieu.

L'ensemble de ces processus agissent de façon simultanée et interagissent mutuellement. Il existe un très fort couplage dynamique/ structure thermique/composition ainsi qu'un couplage en altitude qui montrent que des mesures coordonnées doivent être entreprises pour comprendre le fonctionnement physico-chimique de la haute atmosphère.

L'instrument WINDII, développé en coopération entre le Service d'Aéronomie et l'Université de York au Canada, a pour but la mesure de la température et du vent dans la mésosphère et la thermosphère en fonction de l'altitude. Pour la partie française, cette coopération a consisté d'une part, en étude et développement de certains composants et d'autre part en étude des

<table><caption>Tableau 6. Les raies atmosphériques et le fond continu observés par WINDII.</caption><thead><tr><th>ESPECE</th><th>FOND CONTINU</th><th>O<sup>1</sup><sub>S</sub></th><th>O<sup>1</sup><sub>D</sub></th><th>OH</th><th>O<sub>2</sub>Atm</th><th>O<sup>+</sup></th></tr></thead><tbody><tr><td>l<sub>nm</sub></td><td>551</td><td>557.7</td><td>630.0</td><td>734.0</td><td>763.2 736.9</td><td>732.0</td></tr><tr><td>Altitude (km)</td><td>70-350</td><td>85-110</td><td>150-350</td><td>80-95 150-350</td><td>70-120</td><td>250-400</td></tr></tbody></table>
WIND AT 12 LT Mth : 3

WINDII Meridional Wind

<figure><img src="image_102.png" /></figure>

WINDII Zonal Wind

<figure><img src="image_103.png" /></figure>

Figure 9b. Résultats des mesures de l'instrument WINDII. Variation en fonction de la latitude et de l'altitude des composantes zonale et méridienne du vent moyen mesurées à l'aide de la raie O's en mars 1993.
<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>Figure 9c. Résultats des mesures de l'instrument WINDII. Variation en fonction de l'heure locale et de l'altitude des composantes semi-diurne zonale et méridienne du vent moyen mesurées à l'aide de la raie O¹S en mars 1993. Les vents sont comptés positivement vers le Nord et vers l'Est.</figcaption></figure>

logiciels du traitement scientifique des mesures et de leur validation par la mise en oeuvre de mesures corrélées avec l'interféromètre MICADO qui sera présenté au chapitre VII.

## 6.2. Principe de la mesure

WINDII utilise un interféromètre de Michelson à champ compensé [Bouchareine et Connes, 1963] dont la phase est stabilisée thermiquement [Thuillier et Shepherd, 1985]. C'est un instrument passif qui observe la variation de phase d'une raie naturelle monochromatique qu'engendre par effet Doppler, le vent à mesurer. L'instrument possède deux champs de vue de façon à pouvoir reconstruire les composantes méridienne et zonale du vent horizontal. La composante verticale de valeur très petite par rapport à la composante horizontale, n'est pas mesurée. Plusieurs raies ont été choisies de façon à observer à différentes altitudes (Tableau 6). Une description complète de WINDII a été faite [Shepherd et al., 1993].

Ces mesures permettent de répondre aux thèmes scientifiques UARS mais aussi d'aborder des thèmes spécifiques tels que

l'étude de la température rotationnelle des molécules O₂ et OH et le couplage ion/neutre dans la thermosphère.

## 6.3. Résultats

### 6.3.1. Profils verticaux.
WINDII placé en orbite permet d'obtenir des profils verticaux de température, intensité de l'émission et de la vitesse du vent en fonction de la latitude et de la longitude. La couverture en altitude dépend de la raie observée. L'émission de la raie verte de l'oxygène atomique O¹S (557.7 nm) observée de jour permet de couvrir la mésosphère et la thermosphère. Pour la première fois un profil de vent continu entre 85 et 250 km d'altitude a été obtenu (Figure 9a).

### 6.3.2. Distribution des vents méridiens et zonaux en fonction de la latitude.
UARS étant placé sur une orbite inclinée à 57°, pour un jour donné l'heure locale dépend de la latitude. Sachant que 24 heures locales sont couvertes en 36 jours, il est possible d'organiser les observations en fonction de la latitude à heure locale constante. Les composantes méridiennes et zonales du vent à 12 heures solaires mesurées à l'aide de la raie O¹S (557.7 nm) sont ainsi obtenues (Figure 9b).

Dans la mésosphère, pour les composantes zonale et méridienne, il existe de forts gradients verticaux et des inversions de vents. Des longueurs d'onde verticale d'environ 10 km sont observées ainsi que l'organisation en cellule de circulation autour de l'équateur pour la composante méridienne qui présente une structure antisymétrique (Figure 9b). La composante zonale présente un minimum au voisinage de l'équateur et une structure symétrique autour de celui-ci.

### 6.3.3. Distribution des vents méridiens et zonaux en fonction de l'heure locale à latitude constante.
De la même façon que ci-dessus les mesures peuvent être organisées en fonction de l'heure locale pour une latitude donnée. De nuit, l'émission de la raie verte est absolente dans la thermosphère mais présente dans la mésosphère. Contrairement à la thermosphère, il existe des gradients verticaux de vents. Une analyse en fonction des composantes principales du vent a été faite. A altitude constante, la variation temporelle du vent est de type semi-diurne à moyennes latitudes. Les caractéristiques de la marée semi-diurne ont été obtenues pour la période de mars-avril 1993 aux moyennes latitudes (Figure 9c). La phase du vent (temps du maximum de vitesse) dépend de l'altitude. Les phases des composantes méridienne et zonale sont en quadrature. Ce phénomène est lié à la marée atmosphérique semi-diurne qui se propage en fonction de l'altitude. A plus basse latitude, le mode dominant est le mode diurne.

L'ensemble de ces résultats est au premier ordre compatible avec les prévisions théoriques. WINDII permet grâce à sa couverture spatiale de conduire ces études à d'autres latitudes et longitudes et d'étudier les ondes planétaires et leur influence sur la dynamique de ces régions.

### 6.3.4. Comparaison avec les prévisions théoriques.
La dynamique de ces régions a été modélisée en fonction de la latitude et de l'heure locale pour la thermosphère [Hedin, 1993] et pour la mésosphère [Forbes et Vial, 1989 ; Vial, 1989]. Il existe un accord global entre la prévision et l'observation. C'est pourquoi, il est actuellement recherché tous les écarts systématiques entre la théorie et l'observation. Il est ainsi mis en évidence une dissymétrie hémisphérique ainsi qu'une surestimation de la vitesse des vents de 10 à 15 ms⁻¹. Cette valeur peut provenir soit d'un fait objectif soit d'une erreur systématique due à l'étalonnage de l'instrument. C'est pourquoi un programme de mesures corrélées a été entrepris pour élucider cette question. Plusieurs instruments participent aux mesures corrélées. Les résultats apportés par l'interféromètre français MICADO sont développés ci-dessous.
<figure><img src="image_105.png" /></figure>

<figure><img src="image_106.png" /></figure>

<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>Figure 10a. Résultats des mesures de l'interféromètre MICADO.
Corrélations directes</figcaption></figure>

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>Figure 10b. Résultats des mesures de l'interféromètre MICADO.
Corrélations à 5 jours</figcaption></figure>

# 7. INTERFEROMETRE MICADO

Parmi les instruments destinés aux mesures corrélées avec WINDII est l'instrument MICADO qui a été conçu et développé au Service d'Aéronomie.

## 7.1. L'interféromètre MICADO

L'interféromètre MICADO (Michelson Interferometer for Coordinated Auroral Doppler Observations) a été initialement développé pour étudier la dynamique des vents neutres en zone aurorale. Trois campagnes hivernales en Scandinavie [Thuillier et al., 1990; Fauliot et al., 1993] ont été entreprises. Il est actuellement placé à l'OHP où il effectue des mesures corrélées avec WINDII depuis le début de la mission UARS. MICADO et WINDII utilisent le même principe d'interféromètre [Thuillier et Shepherd, 1985]. L'instrument MICADO utilise un télescope mobile de façon à mesurer dans différentes directions les composantes horizontale et verticale du vent. Son principe, son mode de fonctionnement ont été décrits [Thuillier et Hersé, 1991].

## 7.2. Corrélations réalisées avec l'interféromètre MICADO

Comme il a déjà été montré au paragraphe 1.2, les possibilités d'observation d'un site à moyenne latitude sont en général bonnes pour un satellite placé sur une orbite de 57° d'inclinaison. Un tel site à moyennes latitudes offre aussi l'avantage de permettre d'utiliser la raie $O_1^S$ pour observer la dynamique de la mésosphère. En effet, sa composante thermosphérique y est négligeable (Figure 9a). En revanche, l'observation de la raie $O_1^D$ est plus difficile à cause de sa faible intensité en particulier en fin de nuit. Dans tous les cas, la transparence de la basse atmosphère est une condition de très grande importance qui a été dans l'ensemble bien réalisée à l'OHP. La zone retenue pour les corrélations compte tenu des distances d'intégration des instruments est (40°N - 48°N) en latitude et (10°W - 20°E) en longitude. MICADO observe environ une heure avant et une heure après chaque passage. Les composantes du vent sont alors

interpolées à l'instant de passage des champs de vue de WINDII. Les observations pendant une à deux nuits complètes sont faites une fois par mois de façon à mesurer les caractéristiques des variations diurnes en fonction de saison.

Le nombre de corrélations réalisées dépend de plusieurs paramètres tels que les conditions de passage en jour ou en nuit, les conditions météorologiques, la programmation de l'instrument, la proximité de la zone observée et la disponibilité des mesures WINDII au moment de leur utilisation. L'ensemble de ces conditions a conduit à un taux de 22% de corrélations effectives. C'est pourquoi, trois types de corrélations ont été considérés:

- Corrélations directes: les mesures MICADO sont obtenues aux temps exacts de passage,

- Corrélations à ± 5 jours. les données sont obtenues au même temps universel, mais à un jour différent.

- Mesures corrélées mensuelles: Deux modèles mensuels du vent pour la latitude de l'OHP sont établis respectivement à partir des données de MICADO et de WINDII. Ces deux modèles sont ensuite comparés.

## 7.3. Méthode de comparaison

Les instruments optiques passifs réalisent tous une intégration le long de leur ligne de visée. MICADO étant placé au sol, il n'est pas possible d'effectuer une déconvolution verticale comme cela est fait pour les mesures WINDII en orbite. Seul, un vent apparent est obtenu dont on sait qu'il correspond au vent existant au voisinage du maximum d'émissivité de la couche. Les profils verticaux de vent mesurés par WINDII ont montré que dans la région de 95 km d'altitude, il existait de forts gradients de vent n'excluant pas leur inversion. La comparaison directe se révèle donc peu précise quant au choix de l'altitude de comparaison.

WINDII fournit selon les directions méridienne et zonale la distribution verticale de l'intensité, de la température et du vent. Ces profils permettent de calculer par intégration le vent apparent qui serait déterminé par un interféromètre placé au sol. Le vent apparent calculé est alors comparé à celui déterminé par
<table><caption>Tableau 7. Valeurs moyennes et écarts quadratiques de la différence MICADO-WINDII selon le type de corrélations considéré.</caption><thead><tr><th></th><th colspan="2">directe</th><th colspan="2">± 5 jours</th><th colspan="2">Mensuelles</th></tr><tr><th>Composante</th><th>Meridienne</th><th>Zonale</th><th>Meridienne</th><th>Zonale</th><th>Meridienne</th><th>Zonale</th></tr></thead><tbody><tr><th>Moy. (m/s)</th><td>- 9.0</td><td>-9.9</td><td>-11.8</td><td>-8.9</td><td>-12.4</td><td>-10.1</td></tr><tr><th>s (m/s)</th><td>21.1</td><td>15.1</td><td>31.8</td><td>25.9</td><td>23.8</td><td>21.7</td></tr></tbody></table>

<figure><img src="image_109.png" /><figcaption>Figure 10c. Résultats des mesures de l'interféromètre MICADO. Comparaison entre l'amplitude et la phase de la marée semi-diuune observée par MICADO et WINDII à l'OHP pour chaque composante.</figcaption></figure>

<table><caption>Tableau 8. Valeurs moyennes et écarts quadratiques de la différence MICADO-WINDII par champ de vue.</caption><thead><tr><th></th><th>FOV 1</th><th>FOV 2</th></tr></thead><tbody><tr><th>Moy.(m/s)</th><td>- 9.2</td><td>- 8.9</td></tr><tr><th>s (m/s)</th><td>23.9</td><td>20.8</td></tr></tbody></table>

MICADO. Cette méthode permet de prendre en compte les gradients de vent et d'intensité existant dans la mésosphère et d'une certaine façon le bruit de mesure.

### 7.4. Résultats

Les vents mesurés par WINDII sont calculés à l'aide du logiciel scientifique de traitement qui a subi de nombreuses évolutions. Actuellement les données disponibles ont été obtenues avec la version V4.23.

7.4.1. Dérive de la précision en fonction du temps. Les différences entre les mesures de MICADO et de WINDII ont été analysées en fonction du temps de façon à rechercher une éventuelle dérive due à une évolution régulière des caractéristiques de l'instrument. Ces différences n'ont pas permis de mettre en évidence une telle dérive.

7.4.2. Mesures corrélées directes. L'étude comparative des mesures MICADO et WINDII a été conduite sur la période s'étendant de décembre 1991 à janvier 1994 pour des raisons de disponibilité des données WINDII. Cette période a fourni 153 corrélations possibles dont seules 22% se sont révélées utilisables. Pour ces cas, nous avons représenté les mesures corrélatives WINDII en fonction des mesures MICADO (Figure 10a). L'ensemble des points de mesures reste au voisinage de la bissectrice et le domaine de mesure s'étend de -100 à +50 m s⁻¹. Pour chaque composante, la valeur moyenne de la différence est de -10 m s⁻¹ et l'écart quadratique moyen est de l'ordre de 20 m s⁻¹. Il est toujours le plus petit pour la composante zonale (Tableau 7).

7.4.3. Corrélations à 5 jours. Grâce à l'accroissement de la fenêtre autorisée pour les corrélations, 46% de celles-ci sont réalisées. La différence moyenne reste la même que pour les corrélations instantanées (Tableau 7) mais l'écart quadratique moyen croît du fait de la variabilité naturelle qui d'un jour à l'autre peut atteindre 15 m s⁻¹ (Figure 10 b).

7.4.4. Comparaison entre les modèles mensuels WINDII et MICADO. Les données MICADO ont été modélisées pour chaque mois ainsi que celles de WINDII obtenues au voisinage de l'OHP. Leur différence a été calculée. Elle fournit des résultats quasi identiques pour chaque composante comme pour les deux autres types de corrélations. La variance de la différence décroît due à la moyenne effectuée qui atténue les effets de la variabilité naturelle du vent.
7.4.5. *Variations saisonnières de l'amplitude et de la phase de la marée semi-diurne.* Les variations en fonction de l'heure locale ont été analysées en composante principale pour extraire l'amplitude et la phase de la marée semi-diurne des observations de MICADO [Fauliot et al., 1995]. Ces observations se sont révélées en accord avec les mesures par radar et la modélisation qui en a été faite [Manson et al., 1989; Massebeuf et al., 1981], ainsi qu'avec les prévisions théoriques [Forbes et Vial, 1989]. Les données WINDII organisées à latitude constante en fonction de l'heure locale ont permis d'extraire l'amplitude et la phase de la marée semi-diurne.

La comparaison des résultats a été effectuées (Figure 10c). Il y a un très bon accord d'ensemble. On peut toutefois remarquer que WINDII n'observe pas la transition rapide de phase à l'équinoxe d'automne qui est observée par MICADO et en général par les instruments au sol. Cela est dû au mode de reconstruction des variations en heure locale des observations de WINDII. En effet, la précession de UARS est de 20 minutes par jour, il faut 36 jours pour couvrir 24 heures locales. Ce temps est trop long pour observer ce phénomène de transition rapide de la phase.

### 7.5. Discussion de l'étalonnage de WINDII

Pour chaque corrélation directe, la valeur du vent par direction de visée a été recalculée à partir des composantes zonale et méridienne et des conditions géométriques de mesures. Pour chaque champ de vue, nous avons calculé la moyenne de la différence par champ. Nous avons trouvé $-9 \text{ m s}^{-1}$ sur chaque direction de visée ce qui signifie que WINDII surestime la vitesse du vent de $9 \text{ m s}^{-1}$ dans chacun de ses deux plans de visée (Tableau 8). L'identité des valeurs est due à ce que l'étalonnage de l'instrument a été fait de façon absolue pour le champ 2 et transféré par symétrie sur le champ 1. Cette procédure a certinement contribué à transférer aussi certaines erreurs systématiques. La surestimation systématique de la mesure de la vitesse sur chaque champ de vue a un effet sur les composantes méridienne et zonale dépendant de l'orientation de la plate-forme. $9 \text{ m s}^{-1}$ conduisent en fait à une sur- ou sous-estimation variable atteignant $12 \text{ m s}^{-1}$ selon l'orientation de la plate-forme.

L'instrument WINDII apparaît donc étalonné avec une précision absolue certainement inférieure à 10 m/s comme cela était prévu. L'analyse de l'ensemble des résultats des mesures corrélées a été faite [Thuillier et al., 1995]. D'autres mesures corrélées utilisant des interféromètres de Fabry-Pérot et des radars ont été utilisées [Gault et al., 1995]. Ces mesures ont confirmé dans la limite des $10 \text{ m s}^{-1}$ ce que les mesures faites à l'OHP ont montré.

## 8. CONCLUSION

Le programme de mesures corrélées avec UARS a permis une validation approfondie des mesures effectuées par les instruments placés à bord. Cette validation a utilisé des moyens différents et indépendants de ceux mis en oeuvre à bord du satellite permettant de s'assurer de l'absence d'erreurs systématiques importantes. La validation s'est appliquée aux mesures de concentrations, à la température et aux paramètres dynamiques de l'atmosphère ainsi qu'aux logiciels de traitement. Ces mesures ont aussi apporté des résultats exploitables scientifiquement de façon indépendante.

*Remerciements.* Le satellite UARS est un satellite de la NASA à bord duquel l'instrument WINDII a été placé. Cet instrument a été développé en coopération entre l'Université de York (Canada) et le Service d'Aéronomie du CNRS. La réalisation de

l'instrument a été financée par le Centre National d'Etudes Spatiales (CNES) et l'Agence Spatiale Canadienne. Les logiciels de traitement scientifique et le moyen d'accès aux données (DUCAT) ont été développés par le CNES et plusieurs laboratoires du CNRS (SA, CEPHAG, LMD). Dans le cadre des mesures corrélées avec UARS (expériences au sol et expériences ballons), les laboratoires du CNRS qui ont participé à ce programme, ont reçu le soutien du PAMOY (INSU/CNRS). Les expériences françaises à bord de ATLAS 1 ont été réalisées dans le cadre d'une coopération internationale entre le CNES, l'ONERA, l'Institut d'Aéronomie Spatiale de Belgique et le Landes sternwarte de Heidelberg (RFA).

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