concernés par le présent programme sont, eux, émis ou absorbés au sol par des sources de géométrie complexe, diffuses dans l'espace (2D au sol) et dans le temps. Des calculs préliminaires ont montré que la reconstruction d'une telle source était possible au moyen d'une combinaison de rétropanaches. Les principes généraux de cette méthode ont été publiés. Il s'agit d'une méthode fondamentalement linéaire aussi a-t-on prévu d'en poursuivre le développement pour les traceurs suivant dont l'équation de dispersion est essentiellement linéaire: CO₂, CO, CH₄. Les deux derniers traceurs présentent un intérêt supplémentaire qui a également fait l'objet de calculs préliminaires encourageants. Ces traceurs ne sont pas absorbés au sol comme le dioxyde de carbone de sorte que la source à reconstruire est mieux contrainte par la nécessité d'être partout positive.

L'objectif principal étant d'utiliser les flux de mesures disponibles pour reconstituer la géométrie spatio-temporelle des sources de CO, CH₄. Les objectifs secondaires sur lesquels nous prévoyons également de travailler sur deux objectifs secondaires : conception optimale des réseaux d'une part, l'assimilation de données satellitaires d'autre part (concentrations intégrées sur une colonne d'air).

Avant d'utiliser la méthode sur les sources réelles diffuses, on l'appliquera à un cas test académique afin de tester ses qualités intrinsèques et de régler des points méthodologiques secondaires. La source académique retenue est ETEX avec sa base de donnée. Cette source n'est pas dif-fuse mais concentrée sur le village breton de Monterfil pour une durée de douze heures. Cette source permettra donc de tester le degré de résolution spatiale et tempore-le de la méthode de reconstruction proposée. L'idéal serait naturellement de reconstruire un "pic" lorsque la source, connue, est un pic. Si le pic reconstruit est très émoussé il faudra soit se contenter de reconstruire des sources assez lisses, soit envisager d'utiliser un réseau de mesures plus dense.

Au cours de l'année 2003 les études suivantes seront abordées :

* Reconstruction d'une source académique à méso-échelle. Nous proposons d'utiliser les données de la campagne ETEX pour reconstruire la source dont la géométrie simple est bien connue. On travaillera d'abord sans, puis avec la contrainte de positivité. On utilisera le code POLAIR avec une grille restreinte à la région Europe de l'ouest - Atlantique nord. Cette étape doit permettre de mieux définir les conditions d'application de la méthode et d'en circonscrire la précision.

* Reconstruction d'une source académique à échelle planétaire. On reproduira le résultat précédent en utilisant cette fois un maillage planétaire et, probablement, le code MOCAGE. L'objectif de cette phase sera de développer les méthodes nécessaires à la gestion de deux problèmes pratiques. D'une part le temps caractéristique des échanges inter hémisphériques est de deux ans. Cela signifie que chaque rétropanache contient encore, deux ans en arrière, un peu d'information. Il conviendra donc de voir comment cette information peut-être extraite en évitant de calculer les

rétropanaches sur des délais numériquement prohibits. D'autre part les réseaux de mesures produisent un flux continu de données. Il serait commode d'assimilier ces données sur une fenêtre de temps glissante qui intégrerait en permanence les nouvelles mesures et abandonnerait de plus anciennes.

* Reconstruction des sources réelles diffuses de CO et CH₄ à partir des bases de données disponibles sur les réseaux de stations au sol.

## ETUDE DE LA CHIMIE DE L'OZONE DANS LA STRATOSPHERE

L'impact de l'activité humaine sur la composition de la stratosphère s'est manifesté de façon indubitable par la mise en évidence du trou d'ozone au printemps au-dessus de l'Antarctique à partir de 1985. Le rôle des chlorofluorocarbures (CFCs) inertes dans la troposphère mais pouvant être photolysés dans la stratosphère et conduire à la destruction d'ozone par des cycles impliquant les espèces actives du chlore (ClO, Cl, Cl₂O₂,...) a été clairement établi. Le Protocole de Montréal et ses améliements successifs ainsi que le respect de ce premier règlement international concernant l'environnement par une grande majorité des pays signataires, ont conduit à partir de 1996 à une stabilisation et maintenant à une diminution dans la troposphère des espèces sources les plus abondantes (comme CFC-11 et CFC-12).

Le maximum du chlore total dans la stratosphère semble avoir été atteint vers l'an 2000 avec une valeur de 3.8 ppb. Parmi les facteurs qui peuvent moduler les phénomènes de destruction d'ozone dans la stratosphère on peut citer : la modification de la dynamique atmosphérique globale qui peut accroître ou diminuer les échanges des composés halogénés entre les vortex polaires et les moyennes latitudes, l'évolution des composés NOy qui selon le niveau d'altitude peuvent contribuer à détruire l'ozone ou à jouer un rôle tampon vis-à-vis des espèces chlorées et les modifications de la concentration et de la structure thermique de la haute troposphère/basse stratosphère (UT/LS), région qui détermine les échanges entre les deux compartiments.

Les questions scientifiques majeures pour l'étude de la stratosphère concernent donc l'observation, la compréhension et la modélisation de l'évolution de O₃ sur une échelle décennale :

* Quels sont les processus qui déterminent (et déterminent) les pertes chimiques de l'ozone stratosphérique ;

* Quelle est l'origine de la modulation interannuelle de la destruction de l'ozone par les phénomènes dynamiques et le changement de la composition chimique de l'UT/LS

* Quels sont les forçages radiatifs et les rétro actions qui déterminent la structure thermique et la dynamique de la basse stratosphère (pour la formation des PSCs en particulier) ;

* Comment quantifier l'impact des échanges troposphère-stratosphère sur la chimie atmosphérique et le climat (augmentation de H₂O et diminution de T stratosphérique).
L'étude de la stratosphère et de son interaction avec le cli-
mat repose aussi en grande partie sur les observations
satellitaires qui sont les seules à pouvoir fournir une vision
globale. L'analyse du transport atmosphérique à petite
échelle horizontale (20 à 100 km) a connu un essor
important lors de ces dernières années. Cela a permis
entre autre l'étude des barrières dynamiques en stra-
tosphère tels que le bord du vortex polaire et la barrière
sub-tropicale. Les concentrations d'un grand nombre
d'espèces chimiques sont mesurées dans la stratosphère
et la haute troposphère par des satellites emportant des
instruments de mesures de ces espèces. Il s'agit en premier
lieu d'ENVISAT (instruments GOMOS, SCIAMACHY,
MIPAS) mais aussi de ODIN, SAGE III et bientôt ADEOS II.
La communauté scientifique se prépare à utiliser ces don-
nées afin, en particulier, de tester la bonne connaissance
des mécanismes photochimiques dans différentes condi-
tions. La communauté française dispose, de plus, d' instru-
ments sous ballons stratosphériques qui outre leur grande
importance dans les campagnes de validation apportent
des mesures complémentaires aux mesures satellitaires :
espèces non mesurées par les satellites, évolution diurne
des espèces, mesures in situ. La répartition spatio-tempo-
relle des observations satellitaires est souvent très inho-
mogènes et il est difficile d'obtenir des coïncidences spa-
tio-temporelles parfaites entre les mesures satellitaires et
celles de validation (mesures avions, ballons et sol). De
plus l'inhomogénéité des mesures satellitaires rend diffi-
cile l'utilisation des ces données dans des études sur les
processus atmosphériques ou climatologiques pour les-
quelles on a besoin de disposer de champs 3D homogè-
nes globaux des variables atmosphériques au lieu de sim-
ples séries de mesures successives. L'assimilation de
données chimiques dans les modèles de chimie transport
permet une interpolation "intelligente" des données satel-
litaires sur des grilles régulières permettant de les compa-
rer de façon cohérente avec d'autres mesures, sol en par-
ticulier. Elle peut permettre aussi d'effectuer des études
plus fines de la photochimie des espèces chimiques en
combinant de manière optimale des mesures et des simu-
lations de modèles. Plusieurs des espèces impliquées dans
la chimie de l'ozone possèdent des temps de vie inférieurs
à quelques jours. L'objectif du projet est tout d'abord de
valider la mesure de ces espèces pour un instrument satel-
lite donné à partir de la mesure d'autres instruments sous
ballons ou à bord d'autres satellites. L'ensemble de ces
mesures sera ensuite utilisé pour tester la connaissance de
la photochimie relativement rapide de la stratosphère et
de la haute troposphère dans différentes conditions d'al-
titude, de latitude, de saison et de composition particu-
laire de l'atmosphère (aérosols dont le contenu pourrait
varier au cours de la mission ENVISAT, suies, cirrus, PSC).
Les travaux entamés au LPCE ont été poursuivis. Une pre-
mière étude avait permis de démontrer l'intérêt de l'assi-
milation de données chimiques pour la validation des
mesures satellitaires à partir de mesures effectuées sous
ballons stratosphériques (NO₂ et O₃ dans ce cas). Dans
cette étude, il a tout d'abord été vérifié que des mesures
de l'instrument AMON et des instruments satellitaires

HALOE et SAGE 2, bien que réalisées à plusieurs jours d'intervalle, étaient situées dans les mêmes masses d'air. Le code d'assimilation a alors recherché le meilleur accord entre l'ensemble des mesures et les concentrations des espèces chimiques simulées par le modèle, aux différents points de mesures. Cette étude a été présentée en détail à l'ESTEC en mai 2001 (Taupin et al., 2001). Le modèle lagrangien avec le code d'assimilation développé au NCAR par Khattatov a été utilisé pour cette étude.

La première application réelle de l'utilisation de l'assimi-
lation pour la validation des instruments satellitaires à par-
tir de ce même code et des mesures ballons a été faite
dans le cadre de la validation des instruments dédiés à
l'aéronomie du satellite ODIN. Les résultats du vol de SPI-
RALE du 20 juin 2001 depuis Gap ont été utilisés à cet
effet. Les profils de concentration des espèces suivantes
ont été obtenus: O₃, CO, N₂O, NO₂, HNO₃, COF₂, HOCl,
H₂O₂. Cette étude n'a pas encore été menée à son terme,
car du au problèmes qu'a rencontré ODIN en 2001, les
mesures de ce satellite ne sont pas encore disponibles.
Une étude a cependant été faite pour tenter de valider la
mesure par SPIRALE de molécules effectuées pour la pre-
mière fois au cours de ce vol (HNO₃, HOCl et H₂O₂ en
particulier). A partir de trajectoires de dix jours calculées
dans le passé et vers le futur depuis les profils mesurés par
SPIRALE, des recherches de coïncidences avec le satelli-
tes SAGE 2 ont été effectuées. La pertinence des coïci-
dences trouvées avec les trajectoires a été vérifiée par
comparaison des histoires thermiques et de la vorticité
potentielle des mesures satellites et des trajectoires calcu-
lées. Les mesures SPIRALE de O₃, NO₂, HNO₃, HOCl,
H₂O₂ et les mesures de O₃ et NO₂ de SAGE II ont été assi-
milées. Le résultat de l'assimilation montre un bon accord
entre les mesures de O₃ et de NO₂ par SAGE et SPIRALE.
La comparaison entre les autres mesures de SPIRALE
(HNO₃, HOCl, H₂O₂) et les résultats de simulations mon-
trent également un bon accord. Les nouvelles mesures de
SPIRALE semblent donc consistantes avec les résultats de
simulations. Cette étude sera reprise quand les mesures
d'ODIN seront disponibles.

Parallèlement à ces études utilisant le code d'assimilation
développé au NCAR, deux modules d'assimilation de
données chimiques couplés au modèle lagrangien
MiPLaSMO ont été développées. Ces modules permettent
l'assimilation des mesures chimiques le long des trajec-
toires par analyse variationnelle ou analyse séquentielle
(Fig. 3).

L'analyse variationnelle permet de minimiser l'écart entre les mesures chimiques et les résultats du modèle et de s'affranchir des problèmes liés à l'initialisation chimique du modèle. Par itération l'écart mesure/modèle est réduit à l'aide d'une procédure de minimisation qui recalcule à chaque itération les concentrations initiales nécessaires afin d'obtenir le meilleur accord entre les mesures et les résultats du modèle. Cette méthode est utilisée pour assimiler des données chimiques éparses le long de la trajectoire. L'analyse séquentielle permet de même de minimiser l'écart entre les mesures chimiques et les résultats du modèle. Cependant elle n'opère pas sur la correction des concentrations chimiques initiales. C'est une méthode
numérique de type prédicteur-correcteur. Chaque fois
qu'une mesure existe le long de la trajectoire les concen-
trations calculées aux pas de temps précédent sont corri-
gées. Cette méthode est utilisée pour assimiler des données
chimiques nombreuses le long de la trajectoire. Ces deux
techniques d'assimilation sont schématisées ci-dessous.
Des travaux ont débuté sur l'assimilation séquentielle des
données SMR sur ODIN dans le modèle 3D de chimie-
transport ROSE/MSDOL en choisissant la campagne de
validation ballon d'août 2001 à Kiruna. Les champs obte-
nus ont été comparés avec les mesures de GOME et de
POAM III. L'accord obtenu est satisfaisant compte tenu des
barres d'erreur des mesures SMR. Nous avons mis au
point le schéma d'assimilation de profils d'ozone dans le
modèle d'advection isentrope à haute résolution horizon-
tale MIMOSA. Ce schéma a été validé en assimilant des
données d'ozone MLS sur UARS (Fierli et al.2002). Les
données MLS ont été assimilées entre 30 et 90°N sur le
niveau 550 K en février 1996.

<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>Fig. n° 3 : Schéma de principe des 2 types d'assimilation variationnelle et séquentielle dans le modèle lagrangien MIPLASMO</figcaption></figure>

La concentration d'ozone initialement élevée dans le
vortex, converge rapidement vers une valeur faible. Après
une période d'initialisation du modèle, l'erreur de pré-
diction décroît régulièrement pendant la période pendant
laquelle on assimile des données.
L'année 2003 sera consacrée à la validation des données
des instruments de mesures d'espèces chimiques stra-
tophériques des satellites ENVISAT (GOMOS, SCHIA-
MACHY, MIPAS) et ODIN. Cette validation sera effectuée
à l'aide:

- des mesures des instruments sous ballon SPIRALE, AMON et SALOMON et si possible des autres instru- ments sous ballon utilisés pour la validation: LPMA, SAOZ, SDLA, TRIPLE et MIPAS. Les mesures ballons ont été effectuées depuis Gap en juin 2001, Aire sur l'Adour en septembre 2002 et depuis Kiruna en Août 2002. D'autres le seront en janvier et février 2003 depuis Kiruna.

- du modèle lagrangien MiPLaSMO avec ses codes d'assimilation séquentielle et variationnelle.

Ce travail est en fait un complément aux études de vali-
dation directe de ces instruments. Cette validation direc-
te est obtenue quand les mesures sous-ballon et satellitai-
re sont effectuées en coïncidence spatiale et temporelle.
C'est évidemment la meilleure méthode de validation
quand elle est possible. Les coïncidences ne sont cepen-
dant pas toujours parfaites et même parfois complètement
inexistantes. C'est le cas en particulier du vol de SPIRALE
de septembre 2002 dont l'objectif était principalement la
validation des mesures de MIPAS. Les conditions de ren-
dez-vous étaient excellentes mais MIPAS a du être arrêté.
Cet arrêt a été décidé avant que les mesures de SPIRALE
n'aient pu avoir lieu mais l'information de cet arrêt n'a été
connue qu'après son lancement. Seules des mesures de
MIPAS, au plus tôt, 2 jours avant le lancement de SPIRA-
LE sont disponibles à proximité d'Aire sur l'Adour. L'étude
que l'on propose doit contribuer à la validation des mesu-
res satellitaires mais est dépend du modèle. Elle consiste
à rechercher le plus de mesures possibles d'espèces chi-
miques depuis des ballons ou des satellites, en différents
lieux géographiques, jours et heures locales, mais dans
une même masse d'air. Des trajectoires ou des faiseaux
de trajectoires de masses d'air seront calculées vers l'avant
ou vers l'arrière depuis, principalement, les lieux et dates
de mesures des instruments SPIRALE, SALOMON et
AMON en septembre 2002 et en janvier 2003.
L'assimilation de ces données sera effectuée séquentielle-
ment ou de façon variationnelle sur ces trajectoires à l'ai-
de du modèle lagrangien. L'objectif de ce travail est de
vérifier la consistance des mesures et des modèles. En cas
d'accord on peut admettre que modèles et mesures sont
validées. En cas de désaccord, il faut poursuivre l'étude
pour rechercher si ce sont les modèles (calculs de trajec-
toires ou chimie) ou les mesures (en général ou celles d'un
instrument en particulier) qui sont défectueuses.
D'autre part, le projet OZVAL sera poursuivi en 2003
autour de 2 axes :

■ 1) Un axe semi-opérationnel dans lequel sera poursuivi de l'assimilation séquentielle des données SMR sur ODIN et début de l'assimilation des données GOMOS et MIPAS sur ENVISAT dans le modèle 3D de chimie-transport ROSE/MSDOL. Les champs 3D seront produits sur les périodes des campagnes de validation ballon des instruments et mis à la disposition des scientifiques sur la base de données ETHER;

■ 2) Un axe recherche dans lequel sera entrepris l'assimilation séquentielle des données SMR sur ODIN et GOMOS et MIPAS sur ENVISAT dans le modèle d'advection isentrope à haute résolution horizontale MIMOSA pour les mêmes périodes de validation ;

* l'optimisation des paramètres du schéma d'assimilation (distance de corrélation, taux de croissance de l'erreur modèle, erreur de représentativité des mesures) par comparaison entre l'erreur des prévisions du modèle et la différence observations moins prévisions;

* l'assimilation de produits de niveau 1B (nombre de molécules le long de la ligne de visée pour GOMOS et température de brillance pour SMR) dans le modèle ROSE/MSDOL ;

* l'assimilation variationnelle des données de SMR, GOMOS et MIPAS dans un modèle de chimie le long d'une trajectoire pour l'étude de la photochimie rapide (oxydes d'azote, CLO, ...).

## ASPECTS METHODOLOGIQUES POUR L'ASSIMILATION DE DONNEES VARIATIONNELLES

Les travaux à caractère plus méthodologique ont porté sur l'application des méthodes variationnelles à l'assimilation de données pour les CTMs. Les principaux axes de travail ont porté sur :

■ L'utilisation des approches 4D var pour l'assimilation de données chimiques.

La génération de l'adjoint de POLAIR a été effectuée avec le différentiateur automatique ODYSSEE de l'INRIA. POLAIR avait été développé afin de permettre une automatisation maximale dans un contexte le plus modulaire (multi-mécanismes chimiques via un préprocesseur). Ceci permet en pratique de pouvoir disposer du modèle adjoint pour n'importe quel mécanisme chimique. Le résultat est un modèle adjoint validé par des tests classiques (ex : tests du gradient), qui présente de bonnes performances en terme de mémoire et de CPU (un ratio de 5 à 8 avec le direct). Des préruns académiques (expériences synthétiques 1D) ont été réalisés avec cet outil couplé avec un algorithme de minimisation classique (BFGS) : modélisation inverse d'émission dans un CTM, assimilation de colonnes. Ce modèle adjoint peut être mis à la disposition d'autres équipes.

■ La sensibilité des résultats de l'assimilation aux paramètres du système et réseau optimal de mesures.
Les travaux ont porté sur la sensibilité des résultats aux divers paramètres du système d'assimilations (ex : observations, position des capteurs, paramètres physiques supposés connus). Ceci met en œuvre, dans un contexte variationnel, les techniques dites du "second ordre". L'adjoint du second ordre de POLAIR est également généré automatiquement et permet de mener de telles études de sensibilité qui sont en cours sur des cas académiques. Ces approches sont notamment comparées aux approches de type SVD (Singular Value Decomposition).

Une réflexion a été menée sur l'impact du caractère multiéchelle des échelles de temps de la chimie atmosphérique sur le système d'assimilation, en distinguant notamment le comportement des espèces lentes des espèces rapides. L'aspect variationnel sera prochainement appliqué au cas multiphasique (aérosols). Dans un premier temps, le modèle utilisé sera un modèle de type modal qui représente la distribution granulométrique sous forme d'une combinaison linéaire de fonctions log-normales en un paramètre de taille (exemple : le diamètre). Des tests synthétiques seront effectués dans le contexte multiphasique. Sur un plan purement numérique, le différentiateur automatique sera ODYSSEE ou TAPENADE (nouveau projet INRIA).

D'autre part des études seront effectuées sur les aspects suivants :

■ Réduction de modèles et assimilation de données.

Les modèles de chimie atmosphérique mettent en oeuvre un grand nombre de degrés de liberté. Dans le prolongement de la réflexion menée sur l'impact des échelles de temps, le couplage de méthodes de réduction avec le 4D var va être effectué: on citera notamment les méthodes de type HDMR (look-up table par troncature d'expansion multivariée) et de type EOF (réduction de l'espace de contrôle). Ce point est essentiel pour la suite des applications.

■ Analyse du second ordre.

Les recherches sur les analyses de second ordre vont être appliquées, les outils et la méthodologie étant en place, à un cas académique d'optimisation d'un réseau d'observation pour une application à la qualité de l'air.

■ Assimilation directe de radiance.

Ce travail a été initié sur un exemple synthétique dans le spectre visible. L'objectif sera de comparer une approche découplée et une approche directe (calcul d'une colonne par inversion d'un modèle radiatif puis assimilation d'une colonne dans un CTM versus assimilation directe des données radiatives dans un modèle couplé CTM/radiatif).

Dans l'état actuel des réflexions, le choix entre une approche séquentielle et une approche variationnelle n'est pas encore complètement effectué. En effet, l'approche séquentielle a le mérite d'être plus simple à mettre en oeuvre mais elle nécessite pour que la comparaison soit pertinente que la définition des covariances d'erreur soit faite de manière cohérente entre les deux approches.
L'approche variationnelle est de ce point de vue plus aisée mais elle nécessite de disposer d'un modèle adjoint pour le code radiatif, ce que nous n'avons pas au jour d'aujourd'hui. Si l'approche variationnelle était finalement préférée, un modèle radiatif simplifié (ne simulant par exemple que les pics d'absorption de l'application effectivement visée, à savoir typiquement pour l'ozone troposphérique) serait d'abord adjointisé avant dans un second temps d'aller vers un modèle plus complexe.

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# Anomalies magnétiques et datation des fonds océaniques : quarante ans après Vine et Matthews

## MAGNETIC ANOMALIES AND AGE OF THE SEAFLOOR : FORTY YEARS AFTER VINE AND MATTHEWS

J. DYMENT

Laboratoire de Géosciences Marines, CNRS UMR 7097,
Institut de Physique du Globe de Paris (jdy@ipgp.jussieu.fr)

By interpreting the marine magnetic anomalies as resulting from seafloor spreading, Vine and Matthews (1963) gave way to the wide recognition of Plate Tectonics as the new paradigm of Geosciences. For the last 40 years, most of the ocean basins has been dated using these anomalies, allowing the history of these basins and the surrounding continents to be reconstructed up to 160 Ma.

However, various difficulties have not allowed this technique to provide a complete age map of the World's ocean. To be practicable, dating the seafloor using scalar sea-surface magnetic anomalies requires a magnetisation vector non collinear with the orientation of the 2D magnetic lineations; the absence of external field perturbation; the frequent occurrence of magnetic reversals, to offer a sufficient resolution; and a relatively regular tectonic history, to obtain long continuous magnetic anomaly sequences. The methodological problem which wipe out the anomalies in the case of submeridian lineations near the Equator is related to the very nature of the scalar magnetic anomalies and can easily be solved by using vector instead of scalar magnetometers. The geomagnetic problem of external field perturbations at both high latitudes and a narrow band centred on the magnetic Equator may be solved by the use of magnetic gradiometers. The paleomagnetic problem of long periods with a constant polarity, which limits the time resolution of the method and occasionally makes it totally ineffective (between 83 and 118 Ma) may find a solution with the discovery of new geomagnetic markers within these long periods. Finally, the geological problem of magnetic anomaly sequences too short to be unequivocally dated, observed in tectonically complex ocean basins, back-arc basins, basins isolated by a ridge jump... generally finds a solution with the acquisition of high resolution magnetic data using deep towed magnetometers or vector magnetometers installed on deep submarine vehicles. Although the ocean basins which are not satisfactorily dated so far only represent 20 to 30 % of the whole ocean floor, they often represent key areas to globally understand the tectonic history of our planet.

As already mentioned, a part of the difficulties finds a solution through the application of existing technologies, although such technologies are unfortunately not used as often as they should. Scalar and vector magnetometers are indeed cheap instruments, and even the attitude sensors become more affordable, making possible a variety of complementary instruments such as shipboard vector magnetometers, surface or deep towed vector magnetometers coupled to attitude sensors, deep sea vector magnetometers to be installed on various submarine vehicles, deep towed scalar magnetometers, combination of several scalar or vector magnetometers to measure vertical and horizontal gradients...

Another part of the difficulties can be solved through the acquisition of high resolution magnetic data, using deep towed magnetometers or magnetometers installed on a deep-sea vehicle. As shown by experiments carried out in areas formed at very different spreading rates, the magmatic oceanic crust is indeed a good recorder of the complex geomagnetic field fluctuations. The addition of temporal markers, either geomagnetic excursions or intensity variations, lengthens the investigated sequences and reduces the uncertainty in the identification of these sequences. Moreover, information on the detailed shape of each anomaly allows better identifications. How well these variations appear on deep-sea magnetic anomaly profiles only depends on the spreading rate and the measurement altitude. Such deep-sea magnetic anomaly profiles should therefore allow dating of the seafloor with an unprecedented resolution.

The concept developed 40 years ago by Vine and Matthews (1963) to explain the sea-surface scalar magnetic anomalies is valid in a much wider range of scales. Deep-sea magnetic data from both deep tow and submersible surveys reveal seafloor spreading anomalies at a kilometric resolution, providing access to a time resolution of 10 to 100 ka.

Conversely, long-wavelength (200-2000 km) seafloor spreading magnetic anomalies, such as those associated to the Cretaceous Quiet Zones, are observed as high as 400 km on satellite magnetic anomaly data.
L'APPROCHE CONVENTIONNELLE

Les anomalies magnétiques sont utilisées depuis quaran-
te ans (Vine & Matthews, 1963) pour dater les fonds océa-
niques. Le succès de cette méthode repose sur le fait que
(1) le champ géomagnétique s'inverse de manière irrégu-
lière au cours des temps géologiques; (2) la croûte océa-
nique se forme assez régulièrement à l'axe des dorsales
océaniques; et (3) les roches de cette croûte, et notam-
ment les basaltes extrusifs, acquièrent lors de leur refroi-
dissement une aimantation rémanente de même polarité
et de même direction que le champ magnétique ambiant.
Sous la combinaison de ces trois facteurs, la croûte océa-
nique se présente sous la forme de bandes d'aimantation
alternativement "normale" (c'est-à-dire formées alors que
le champ géomagnétique présentait une configuration
similaire à l'actuelle) et "inverse", qui créent les anoma-
lies magnétiques enregistrées à la surface des océans.
Quand elle fut proposée par Vine et Matthews en 1963,
cette interprétation des anomalies magnétiques océa-
niques donna aux théories mobilistes la preuve décisive
qu'il leur manquait, permettant l'acceptation de la
Tectonique des Plaques comme nouveau paradigme des
Sciences de la Terre. Quarante années plus tard, l'échelle
temporelle des inversions du champ géomagnétique est
connue jusque 160 mA (Fig. 1; Cande et Kent, 1995;
Channel et al., 1995) et la majeure partie des fonds océa-
niques est datée (Fig. 2; Cande et al., 1989; Royer et al.,
1992; Müller et al., 1997).

<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>**Fig. 1: Echelle des inversions du champ géomagnétique, d'après Cande et Kent (1995) et Kent et Gradstein (1985).**</figcaption></figure>

Chaque ligne représente 20 millions d'années, du plus récent vers le plus ancien de haut en bas. Les périodes de polarité normale, identique à la polarité actuelle du champ magnétique terrestre, sont marquées en noir, et les périodes inverses en blanc.

<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>Fig. 2 : Carte des linéations magnétiques identifiées dans les bassins océaniques, compilée par Cande et al. (1989).</figcaption></figure>

On remarque l'absence de marqueurs au sein des "zones magnétiques calmes du Crétacé", dans les régions polaires, ainsi que dans les parties équatoriales des océans Atlantique et Pacifique.

Identifier une série d'anomalies magnétiques revient à y
reconnaître une séquence de l'échelle des inversions du
champ pondérée par différents "filtres" (e.g., Schouten et
McCamy, 1972), c'est-à-dire convoluée par la réponse
d'une source aimantée ponctuelle dans les conditions de
l'expérience. Le "filtre Terre", lié à la géométrie des sour-
ces aimantées et du dispositif d'acquisition, tend à lisser
le signal géomagnétique en renforçant les grandes lon-
gueurs d'onde au détriment des plus courtes; le "filtre
géomagnétique", lié aux vecteurs champ géomagnétique
local et aimantation, se traduit essentiellement par un fac-
teur d'amplitude et un déphasage de l'ensemble des ano-
malies, connu sous le nom de distorsion (skewness des
auteurs anglo-saxons). Le "bruit" d'origine géologique
 irrégularité de la bathymétrie, variations de vitesse de
l'accrétion océanique, complexité tectonique locale),
celui d'origine géomagnétique (superposition de signaux
d'origine externe réguliers, comme la variation solaire
calme, ou irréguliers, liés à l'activité solaire), et enfin celui
inhérent à toute mesure physique, rend difficile la mise en
œuvre de techniques de reconnaissance automatisées,
bien que certains auteurs s'y soient essayés avec un suc-
cès mitigé (e.g. Mercuriev et al., 1995). Il est possible d'a-
méliorer la lisibilité du signal en tentant de déconvoluer
tout ou partie des "filtres" susmentionnés. La réduction au
pôle (e.g. Blakely, 1995) permet de s'affranchir du "filtre"
géomagnétique, et notamment de l'effet de l'inclinaison
effective des vecteurs champ géomagnétique et aimanta-
tion, de manière à éliminer la distorsion des anomalies et
rendre symétrique et positive à l'aplomb de sa source une
anomalie causée par un corps présentant un contraste
d'aimantation positif par rapport à son encaissant. On se
ramène ainsi aux conditions géomagnétiques prévalant
aux pôles. Cette méthode requiert cependant la connais-
sance de la direction du vecteur aimantation, parfois dif-
ficile à estimer. L'inversion des anomalies en aimantation équivalente (Parker et Huestis, 1974) vise à éliminer l'effet du "filtre Terre" en ramenant les anomalies réduites au pôle à une aimantation équivalente, calculée en supposant que la source aimantée est confinée dans un niveau d'épaisseur constante se calquant sur la bathymétrie. Cette hypothèse, parfois difficilement acceptable en termes géologiques, est rendue nécessaire par la non-unicité des sources aimantées susceptibles de générer un champ magnétique donné, une limitation inhérente aux méthodes potentielles. Un autre problème de cette méthode est la nécessité de filtrer le signal en fréquence pour assurer la convergence de l'algorithme. Le choix des paramètres de ce filtre est crucial pour l'obtention d'un résultat exploitable, et rend longue et fastidieuse l'utilisation de cette méthode pour la simple reconnaissance de formes requise par l'identification des anomalies magnétiques. À ces techniques inverses est généralement préférée une méthode de modélisation directe, dans laquelle on compare les anomalies observées à des modèles d'anomalies magnétiques synthétiques calculés dans les conditions de l'expérience connues (direction du vecteur champ géomagnétique, profondeur moyenne du fond ou éventuelle-ment profil bathymétrique) ou estimées (direction du vecteur aimantation, épaisseur du niveau aimanté, intensité de l'aimantation) et en faisant varier le taux d'expansion et la séquence de l'échelle des inversions géomagnétiques considérées (Fig. 3). De cette manière, il est possible d'identifier de manière plus ou moins certaine les anomalies magnétiques observées, de repérer géographiquement la position des transitions de polarité et de les dater au moyen d'une échelle temporelle des inversions (e.g., LaBrecque et al., 1977; Lowrie et Alvarez, 1981; Berggren et al., 1985; Kent et Gradstein, 1985; Cande et Kent, 1992a et 1995; Channel et al., 1995). L'application de cette méthode sur l'ensemble des profils magnétiques disponibles dans une même région permet, en associant les points de même âge, de définir des isochrones de l'expansion océanique qui permettront ultérieurement des reconstructions paléogéographiques. Ces reconstructions, qui consistent à trouver les paramètres (pôle et angle) de la rotation permettant de ramener chaque isochrone sur l'isochrone du même âge dans le bassin conjugué, permettent de valider la géométrie des isochrones en en confirmant la cohérence entre bassins conjugués.

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

Certaines régions océaniques n'ont cependant pas pu être
datées de manière satisfaisante pour diverses raisons d'or-
dre méthodologique, géomagnétique, paléomagnétique
ou géologique. Ces raisons sont examinées et des solu-
tions sont proposées dans les parties suivantes.

UN PROBLÈME MÉTHODOLOGIQUE :
LES LINÉATIONS SUBMÉRIDIENNES
EN ZONE ÉQUATORIALE

Une structure aimantée bi-dimensionnelle d'orientation
subméridienne ne génère pas d'anomalie magnétique
dans les régions voisines de l'Equateur magnétique. Cette
difficulté bien connue est avérée dans la partie équatoria-
le des océans Pacifique et Atlantique (Fig. 2), même si des
contrastes d'aimantation significatifs sont mis en éviden-
ce de manière indirecte – comme par exemple au niveau
des zones transformantes où la géométrie
bi-dimensionnelle n'existe plus (e.g., Sichler & Hékinian,
2002) – . Cette limitation méthodologique tient à la natu-
re de l'anomalie magnétique mesurée. L'anomalie magné-
tique scalaire représente la différence de l'intensité du
vecteur champ magnétique total mesuré (i.e. vecteur
champ magnétique principal plus vecteur anomalie) et
l'intensité du vecteur champ principal, calculé à l'aide des
modèles IGRF (e.g. Mandea et al., 2001). Comme le vec-
teur anomalie est petit devant le vecteur champ principal,
cela revient à calculer la projection du vecteur anomalie
selon la direction du champ principal. La difficulté remar-
quée pour les linéations subméridiennes proches de
l'Equateur magnétique existe en fait dans tous les cas pour
lesquels le vecteur anomalie est perpendiculaire au vec-
teur champ principal. Une solution consiste à ne plus se
limiter à la mesure d'anomalies scalaires mais à s'intéres-
ser à celle d'anomalies vectorielles. Il s'agit alors d'effec-
tuer des enregistrements des trois composantes du champ
total, auxquelles on retranche les trois composantes du
champ principal, calculées de nouveau à l'aide des modè-
les IGRF, pour disposer in fine des trois composantes du
vecteur anomalie magnétique.

D'un point de vue pratique, les mesures magnétiques marines sont généralement réalisées à l'aide d'un magnétomètre tracé derrière le navire, ceci pour s'affranchir des effets magnétiques du navire. Un tel capteur ne peut être aisément orienté, ce qui a justifié la restriction à des mesures d'intensité.

<caption>Fig. 3 : Exemple d'identification d'une longue séquence d'anomalies magnétiques par comparaison des anomalies observées (haut) et d'un modèle d'anomalies synthétiques calculé dans les conditions de l'expérience connues ou estimées (bas).</caption>

Le profil choisi a été navigué de manière à suivre au mieux les variations de direction d'expansion, dans une région affectée de nombreuses zones de fracture (Patriat, communication personnelle ; Dyment, 1991)
Le "magnétomètre à proton" classique, développé durant
la seconde guerre mondiale, et actuellement le magnéto-
mètre à effet Overhauser, plus précis et consommant moins
d'énergie, s'acquittent parfaitement de cette tâche.
L'utilisation de magnétomètres vectoriels de bord a été
développée par les géophysiciens japonais à partir des
années 1980 (Isezaki, 1986a; Seama et al., 1993;
Korenaga, 1995). Il s'agit simplement de trois magnétomè-
tres à vanne de flux montés orthogonalement les uns par
rapport aux autres et fixés sur la mâture du navire. Cette
technique rencontre deux difficultés, à savoir la correction
des effets magnétiques du navire et la transcription des
composantes du vecteur champ mesuré d'un repère lié au
navire à un repère géographique. Les paramètres d'aiman-
tation rémanente et induite du navire sont estimés grâce à
la réalisation de plusieurs "figures huit" au cours de la cam-
pagne océanographique. Ces "figures huit" fournissent la
réponse magnétique du navire selon toutes les orientations
possibles en cap et plusieurs valeurs de gîte du navire en
des lieux où l'anomalie d'origine crustale peut être consi-
dérée comme constante. Effectuées sous différentes incli-
naisons du champ géomagnétique, elles permettent d'esti-
mer par méthode des moindres carrés le vecteur anomalie
magnétique généré par l'aimantation rémanente du navire
et un tenseur dont le produit avec le vecteur champ géo-
magnétique principal donnera le vecteur anomalie magné-
tique généré par l'aimantation induite du navire. Pour que
les trois composantes du champ mesurées dans le référen-
tiel local du navire puissent être transcrites dans le repère
géographique, il est nécessaire de disposer d'une centrale
d'attitude fonctionnant à la cadence d'une dizaine de
Hertz. Ce type de centrale, nécessaire à l'utilisation des
sondeurs multifaisceaux et des gravimètres, est désormais
disponible sur de nombreux navires océanographiques.

Des données magnétiques ont été acquises à plusieurs
reprises par les navires océanographiques français à l'aide
de magnétomètres vectoriels de bord japonais, dans le
cadre de collaborations bilatérales.

Les données présentées en figure 4 présentent une com-
paraison des anomalies scalaires mesurées par le magné-
tomètre à proton et recalculées à partir des trois compo-
santes du magnétomètre vectoriel le long des routes de la
campagne NOFI. Elles montrent qu'il est possible d'iden-
tifier des anomalies magnétiques océaniques à partir des
données du magnétomètre vectoriel de bord. Cependant,
les magnétomètres à vanne de flux sont souvent affectés
d'une dérive et ne permettent pas l'obtention de mesures
absolues du champ magnétique. Par ailleurs, les correc-
tions appliquées restent très imparfaites, et l'effet des cou-
rants de Foucault sur les surfaces métalliques du navire
n'est notamment pas pris en compte. Le magnétomètre
vectoriel de bord n'offre donc pas la fiabilité et la préci-
sion des magnétomètres scalaires tractés, qui restent donc
essentiels aux travaux de magnétométrie marine. Il est à
noter qu'un magnétomètre vectoriel tracté en surface a été
récemment développé et mis en œuvre (Gee & Cande,
2002). Cet instrument permet de s'affranchir des correc-
tions de l'effet magnétique du navire mais requiert l'ins-
tallation d'une centrale d'attitude, relativement coûteuse
et fragile, sur la plateforme tractée.

Il est encore trop tôt pour évaluer l'avantage d'un tel
magnétomètre vectoriel tracté sur la combinaison d'un
magnétomètre vectoriel de bord et d'un magnétomètre
scalaire tracté.

Quelles que soient leurs limitations, les magnétomètres
vectoriels permettent désormais de cartographier les ano-
malies magnétiques – et donc de dater les fonds océa-
niques - dans des régions jusqu'alors inaccessibles à cette
technique. Leur intérêt ne se limite pas à cet aspect, puis-
qu'ils permettent aussi de déterminer si une anomalie est
causée par une source bi ou tridimensionnelle, en com-
parant les composantes horizontales et verticales du vec-
teur anomalie, déphasées de 90° dans le cas d'une sour-
ce bi dimensionnelle. Dans ce dernier cas, il est alors
possible d'estimer la direction d'allongement de la sour-
ce à l'aide des deux composantes horizontales (Figure 4).

[suite du texte page 165]
<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>Fig. 4 : Exemple d'anomalies magnétiques vectorielles mesurées par un magnétomètre de bord à l'axe de la dorsale centrale indienne lors de la campagne Magofond 2 du N.O. Marion Dufresne (Dyment et al., 1999)</figcaption></figure>

(haut) : composantes de l'anomalie vectorielle suivant le Nord, l'Est et le bas ; (milieu) : anomalie scalaire recalculée à partir des trois composantes de l'anomalie vectorielle (à gauche) et mesurée par le magnétomètre scalaire tracté, avec interprétation des anomalies (à droite) ; (bas) : orientation des structures bidimensionnelles aimantées déduite des anomalies magnétiques vectorielles (à gauche), levé bathymétrique multifaisceaux et isochrones déduites de l'interprétation des anomalies magnétiques scalaires (à droite). Le bon accord des anomalies scalaires obtenues par les deux magnétomètres d'une part, de la bathymétrie et des isochrones observées avec l'orientation des structures aimantées déduites des anomalies vectorielles d'autre part, soulignent l'intérêt du magnétomètre vectoriel de bord dans les régions où l'anomalie scalaire ou la bathymétrie ne sont pas aisément accessibles (sédiments abondants, zones équatoriales, ...).
## UN PROBLÈME GÉOMAGNÉTIQUE : LES EFFETS DU CHAMP EXTERNE

Les rares données magnétiques marines disponibles dans les régions polaires, difficiles d'accès pour les navires océanographiques, sont rendues peu fiables par les signaux magnétiques d'origine externe qui s'y expriment de manière plus intense et plus fréquente qu'en tout autre point du Globe. Ces perturbations d'origine externe affectent également une bande de quelques degrés de latitude centrée sur l'Équateur magnétique (l'électrojet équatorial). L'amplitude et la longueur d'onde (aux vitesses des navires) de ces signaux sont proches de celles des anomalies magnétiques océaniques. L'effet des "orages magnétiques" est ainsi particulièrement difficile à corriger à distance de tout observatoire magnétique.

Différentes solutions ont été envisagées pour s'affranchir de ces perturbations. La première consiste à utiliser a posteriori les séries temporelles d'un observatoire proche ou, de manière plus difficile, d'estimer la variation temporelle géomagnétique d'origine externe par l'analyse des erreurs aux points de croisement (e.g. Sander & Mrazek, 1982) ou par d'autres techniques mathématiques plus complexes (e.g. le krigeage trigonométrique, Séguret et Huchon, 1990). Ces techniques sont cependant rarement satisfaisantes, et il est préférable de mouiller un magnétomètre fixe au centre de la zone d'étude, qui fait ainsi office d'observatoire temporaire durant l'acquisition des données. Une technique plus performante encore bien que requérant un câble électroporteur adapté consiste à duplier le magnétomètre scalaire conventionnel : le gradiomètre magnétique ainsi obtenu, constitué de deux magnétomètres placés sur le même câble à des distances différentes du navire, mesure l'intensité du champ au même point à des instants différents, permettant de séparer le champ d'anomalies, statique, des perturbations externes.

## UN PROBLÈME PALÉOMAGNÉTIQUE : LES LONGS INTERVALLES DE POLARITÉ CONSTANTE

Une limitation intrinsèque à la méthode de datation des fonds océaniques par les anomalies magnétiques tient à la longueur de certaines périodes de polarité constante, qui en réduit considérablement la résolution temporelle. Certaines périodes (correspondant par exemple aux anomalies 12r, 20, 20r, 21, 24r, 26r, 30, 31r, 32, 33, 33r... voir figure 1) ne présentent pas d'inversion, et n'offrent donc pas de possibilité de déterminer un âge fiable, sur une durée de quelques millions d'années. La principale difficulté de cet ordre est néanmoins liée à l'intervalle de polarité normale connu sous le nom de "période magnétique calme du Crétacé", qui s'étend sur une durée de 35 millions d'années. Pour toute région située dans une "zone magnétique calme du Crétacé", il est actuellement impossible de proposer une datation meilleure que "comprise entre 83 et 118 mA", sauf à se risquer à des interpositions souvent hasardeuses. Malgré quelques tentatives (e.g. Tarduno, 1990), aucune inversion n'a clairement été

mise en évidence dans ce long intervalle, durant lequel la géométrie des centres d'accrétion et les taux d'expansion ne sont donc pas bien contraints. Cette période correspond pourtant à des événements majeurs dans l'océan mondial, avec notamment une réorganisation importante des centres d'accrétion de l'océan Indien, qui voit l'individualisation de cinq frontières d'accrétion, mais aussi l'ouverture de l'océan Atlantique équatorial et la jonction des dorsales centrale et sud atlantique, ainsi que l'ouverture initiale du Pacifique sud-ouest et de la mer de Tasman.

Les profils magnétiques acquis sur les bassins créés pendant la période magnétique calme du Crétacé présentent le plus souvent des anomalies de faible amplitude (< 100 nT), dont l'origine n'est pas clairement élucidée. La profondeur des bassins est élevée (4 à 5 km), profondeur à laquelle s'ajoute une épaisseur importante de ségments en raison de l'âge des bassins et souvent de leur proximité des marges continentales. Certains profils révèlent parfois des anomalies magnétiques de plusieurs centaines de nanoteslas d'amplitude, mais qui paraissent souvent coïncider avec des accidents topographiques locaux, parfois apparents dans la bathymétrie ou le plus souvent enfouis sous les sédiments. La corrélation entre profils provenant d'un même bassin, de bassins conjugués, ou de différents océans est rendue difficile par le peu de données sismiques à l'aplomb des profils magnétiques dans des bassins présentant une épaisse couverture sédimentaire.

L'identification de marqueurs géomagnétiques durant la période magnétique calme du Crétacé, qui fournirait donc la clé à de nombreux problèmes géodynamiques, reste donc un problème ouvert.

## UN PROBLÈME GÉOLOGIQUE : LES ENREGISTREMENTS COURTS

Dans certaines régions, les séquences d'anomalies magnétiques sont difficilement déchiffrables du fait d'une tectonique complexe, plus ou moins bien comprise. Tel est, par exemple, le cas de la majeure partie des bassins conjugués d'Arabie et de Somalie oriental, qui – malgré l'existence de nombreuses données magnétiques – n'ont été que très récemment datés de manière satisfaisante (Chaubey et al., 1998; Dyment, 1998; Chaubey et al., 2002; Royer et al., 2002). Les séquences d'anomalies enregistrées le long de profils parallèles à la direction de l'accrétion océanique y sont interrompues à nombreuses reprises par des structures obliques, traces de la propagation systématique des segments de la paléo-dorsale de Carlsberg. Ces séquences, trop courtes, sont difficiles à identifier sans ambiguïté, sauf à disposer de marqueurs temporels additionnels (Figure 5). Plus généralement, toute séquence d'anomalies magnétiques courte est difficile à dater, différentes parties de l'échelle des inversions expliquant convenablement ces anomalies. Outre le cas de complexités tectoniques qui interrompent la succession normale des anomalies magnétiques, de telles séquences courtes se rencontrent systématiquement dans certains types de bassins. Ainsi sont dans ce cas de nombreux bassins d'arrière arc anciens, comme la
mer du Japon (Isezaki et Uyeda, 1973; Isezaki, 1986b; Isezaki and Shevaldin, 1996) ou certains bassins des archi-
pels indonésiens (e.g. Hinsberger et al., 2000, 2001) et phi-
lippins (e.g. Hilde & Lee, 1984; Deschamps & Lallemand,
2002). D'autres bassins plus ou moins étroits ont été isolés
par un saut de dorsale, comme le bassin de Lakshmi, à l'Est
de l'Inde, où des anomalies sont reconnues mais restent à
identifier (Bhattacharya et al., 1994), ou le plus vaste bas-
sin de Somalie occidental, dont l'âge Mésozoïque a long-
temps fait l'objet d'une polémique (Ségoufin et Patriat,
1980; Rabinowicz et al., 1983; Cochran, 1988). Enfin, le
cas d'éventuelles dorsales fossiles proches de la subduc-
tion est assez similaire, la difficulté consistant à identifier
sans ambiguïté la séquence d'anomalies séparant la dor-
sale fossile supposée de la zone de subduction pour y
retrouver la séquence conjuguée du flanc complet. Divers
exemples de ce cas sont observés dans l'océan Pacifique,
comme celui de la dorsale fossile de Magdalena au large
de la Basse Californie (Lonsdale, 1991; Michaud et al.,
2002; Dyment et al., 2003).

Le problème des séquences d'anomalies trop courtes pour
en permettre la reconnaissance univoque ne peut être
résolu qu'à l'aide de marqueurs temporels supplémentai-
res, permettant de lever les ambiguïtés rencontrées. Une
analyse fine de nombreux profils magnétiques de surface
peut permettre en partie d'accéder à une telle information.
En effet, la pratique du magnétisme marin permet de cons-
tater que l'interprétation de chaque anomalie est basée
non seulement sur la séquence des anomalies voisines
mais aussi, souvent, sur la forme de détail de cette ano-
malie. Ainsi, une certaine expérience, non formalisée,
permet depuis longtemps de distinguer certaines anoma-
lies par l'existence d'anomalies de second ordre ou d'in-
flexions du signal caractéristiques. À titre d'exemples, l'a-
nomalie 24 présente une anomalie secondaire positive
entre les deux anomalies positives principales qui la com-
posent; l'anomalie 22 inverse est caractérisée par un haut
secondaire qui n'apparaît pas dans les anomalies inverses
voisines, et qui permet donc sa reconnaissance sans ambi-
guïté (Patriat, 1987). Ces deux caractéristiques ont été
exploitées pour réinterpréter avec succès les bassins
d'Arabie et de Somalie orientale (Figure 5; Dyment,
1998). Diverses tentatives ont été effectuées pour incor-
porer de telles informations à l'échelle des inversions du
champ géomagnétique sous forme d'inversions supplé-
mentaires, mais les échelles complexes obtenues (e.g.
Patriat, communication personnelle, 2002) n'ont souvent
qu'une validité limitée à une gamme donnée de taux d'ex-
pansion. Le résultat mitigé de ces tentatives souligne le
caractère réducteur de l'approche qui ne retient de l'évo-
lution du champ géomagnétique que les seules inversions
de polarité, et plaide pour une approche plus large,
incluant non seulement le signe mais aussi l'amplitude
des variations d'intensité du champ.

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>Fig. 5: Exemple illustrant la difficulté d'identifier des séquences d'anomalies magnétiques dans une zone tectoniquement complexe, ici le bassin d'Arabie.</figcaption></figure>

Bien que le contexte suggère que les anomalies marquées par plusieurs
arches soient très probablement des anomalies 24, celles ci ne sont iden-
tifiées formellement que grâce à l'adjonction d'un critère d'identification
supplémentaire, la micro-anomalie positive systématiquement observée
dans d'autres régions entre les deux arches principales de l'anomalie 24
(marquée par une flèche). L'aide de cette micro-anomalie permet de
reconnaître les séquences d'anomalies continues des arches juxtaposées
par les effets de la tectonique, et par conséquent de reconnaître les struc-
tures héritées de celle-ci, à savoir les décalages obliques qui correspon-
dent aux pseudo-failles externes de plusieurs propagateurs (d'après
Dyment, 1998).

UN SIGNAL GÉOMAGNÉTIQUE
COMPLEXE

Les mesures effectuées depuis plus d'un siècle dans les
observatoires magnétiques montrent clairement que le
champ géomagnétique varie continuellement, tant en
intensité qu'en orientation. À l'échelle géologique, si l'hy-
pothèse d'un champ dipolaire dont les pôles coïncident
avec l'axe de rotation de la Terre représente raisonnable-
ment la géométrie de ce champ, au moins pour les 5 der-
niers millions d'années (Carlut et Courtillot, 1998), il est
avéré que l'intensité du champ a considérablement varié à
l'intérieur des épisodes de même polarité géomagnétique.
Les carottes de sédiments pélagiques, qui offrent un enre-
gistrement continu des variations relatives d'intensité du
champ géomagnétique, présentent un signal cohérent sur
l'ensemble du Globe, corroboré par les enregistrements
volcaniques les mieux datés (e.g. Valet et Meynadier,
1993; Roberts et al., 1997; Guyodo et Valet, 1999).

L'existence de telles variations d'intensité explique certai-
nes des anomalies de second ordre observées sur les
enregistrements marins. Elles seraient à l'origine des for-
mes d'anomalie caractéristiques mentionnées ci-dessus,
ainsi que de la plupart des micro-anomalies (tiny wiggles
des auteurs anglo-saxons), anomalies magnétiques de fai-
ble amplitude et de courte longueur d'onde superposées
aux anomalies principales, qui apparaissent systémati-
quement dans tous les bassins océaniques de même âge
(Blakely & Cox, 1972; Blakely, 1974; Cande &
LaBrecque, 1974, Cande & Kent, 1992b). Les anomalies
axiales prédites par un modèle d'aimantation épousant les
variations d'intensité déduites des enregistrements sédi-
mentaires permettent d'expliquer de façon très satisfai-
sante la forme des anomalies réelles dans toute la gamme
des taux d'expansion observés, avec bien sûr une meilleu-
re résolution de ces variations aux taux les plus élevés
(Gee et al., 1996). La figure 6 présente le résultat d'un levé
magnétique détaillé effectué à l'axe de la dorsale centra-
le indienne à 19°S, exprimé en aimantation équivalente.
Outre les anomalies principales, elle montre clairement
l'existence de linéations supplémentaires correspondant
aux micro-anomalies, bien que le taux d'expansion ne soit
que de 45 km/Ma (taux double).

Ces observations suggèrent que la croûte océanique n'est
pas seulement un excellent enregistreur des inversions de
polarité du champ géomagnétique mais pourrait aussi res-
tituer les variations d'intensité de ce champ.

LA CROÛTE OCÉANIQUE,
UN BON ENREGISTREUR A PRIORI
DES FLUCTUATIONS MAGNÉTIQUES

Une première contrainte tient à la nature même du support
de l'enregistrement magnétique, la croûte océanique. Le
modèle simpliste d'une croûte uniforme constituée, de
haut en bas, de basaltes extrusifs (laves) et intrusifs (dykes),
puis de gabbros surmontant les péridotites du manteau
proposé lors de la Penrose Conference de 1972, a fait
place à une vision plus réaliste mais aussi plus complexe.
Si ce modèle représente assez bien la croûte océanique
générée aux dorsales rapide, il ne s'applique à celle créée
aux dorsales lentes qu'au centre des segments d'accrétion,
où la croûte océanique se construit par combinaison de
phénomènes magmatiques et tectoniques. A l'inverse, les
extrémités de segment sont généralement caractérisées par
la présence à l'affleurement de roches profondes, gabbros
ou péridotites serpentinisées, qui y soulignent la prédomi-
nance des phénomènes tectoniques (Juteau et al., 1990;
Cannat, 1993; Cannat et al., 1995; Gente et al., 1995). La
réponse magnétique de la croûte créée aux dorsales lentes
est par conséquent complexe, notamment aux extrémités
de segment (Pockalny et al., 1995; Ravilly et al., 1998).
Ainsi, les anomalies axiales observées sur les dorsales len-
tes ne présentent de micro-anomalies bien exprimées
qu'au centre des segments, alors que les extrémités ne
montrent aucun détail à l'intérieur d'une large zone de
polarité normale (Ravilly, 1999; voir aussi Figure 6).

Dans le cas d'une croûte magmatique "normale", la
majeure partie de l'aimantation responsable des anoma-
lies magnétiques marines observées à la surface des
océans provient de l'effet des basaltes extrusifs, très
aimantés (3 à 10 A/m selon l'âge de la croûte considérée).
La contribution des roches plus profondes, non négligea-
ble (Kent et al., 1978; Dunlop et Prévôt, 1982; Banerjee,
1984; Harrison, 1987; Nazarova, 1994; Pariso &
Johnson, 1993a, b; Oufi et al., 2002), influe notamment
sur la forme des anomalies : la distorsion résiduelle, qui
varie inversement avec le taux d'expansion (Roest et al.,
1992; Dyment et al., 1994), s'explique en termes de
contribution plus ou moins faible de l'aimantation des
roches profondes (Dyment & Arkani-Hamed, 1995), et

probablement en terme de serpentinisation plus impor-
tante aux dorsales lentes qu'aux dorsales rapides (Dyment
et al., 1997). La contribution des aimantations des gabbros
et péridotites serpentinisés serait de l'ordre de 40 % de
celle des basaltes pour un taux de 10 km/Ma (demi-taux),
et décroîtrait progressivement jusqu'à devenir négligeable
pour les taux supérieurs ou égaux à 50 km/Ma (Dyment
et al., 1994; Dyment & Arkani-Hamed, 1995).

L'aimantation des roches profondes affecte surtout la
forme d'ensemble et l'amplitude des anomalies, et n'a pas
d'influence notable sur les éventuelles micro-anomalies.
De la structure du niveau basaltique extrusif dépend donc
la qualité des enregistrements magnétiques marins. Le
principal trait éométrique sur lequel tous les modèles
s'accordent est le pendage des coulées de lave – et donc
des inversions de polarité – vers l'axe de la dorsale, sous
les effets conjugués de l'empilement de ces laves et de
leur éloignement progressif de l'axe. Le modèle simple de
Kidd (1977), qui suppose la mise en place des laves en un
seul épisode, ou dans une moindre mesure le modèle bi-
modal de Hooft et al. (1996), qui suppose l'occurrence de
deux épisodes volcaniques distincts, conduisent à une
géométrie régulière susceptible de restituer la succession
temporelle des variations d'intensité du champ géoma-
génétique ou tout au moins la partie de plus longue péri-
ode de ces variations. Un niveau d'extrusifs complexes
comme celui proposé par Schouten et Denham (1982),
qui permet à peine de reconnaître les principaux inter-
valles de polarité, n'est pas capable de restituer cette suc-
cession temporelle. Les observations les plus spectaculai-
res sont rapportées par Tivey (1996) et Tivey et al. (1998),
qui ont réalisé des enregistrements magnétiques lors de
plongées des submersibles grands fonds Nautilus et Alvin
le long de la faille transformante de Blanco, dans le
Pacifique Nord-Est, et ont mis en évidence des structures
inclinées vers l'axe de la dorsale, relativement simple, de
pendage moyen 7°. Ces observations sont en accord avec
le pendage de 12° déduit du décalage de la transition
Brunhes-Matuyama observée sur le fond, par submersible,
et 200 m au-dessus du fond, par magnétomètre tracté
deep tow, sur la dorsale Est pacifique à 23°N (Macdonald
et al., 1983). Un exercice semblable mené entre données
magnétiques de surface et de fond donne un pendage de
l'ordre de 12° sur la dorsale médio-atlantique à 21°40'N
(Honsho, 1999) et de 8° sur la dorsale centrale indienne
à 19°S (Drévillon, 2001). Ces pendages similaires, en
dépit de taux d'expansion différents (respectivement 30
km/Ma, 30 km/Ma, 12 km/Ma et 22 km/Ma demi-taux
pour les dorsales Juan de Fuca, est pacifique à 23°N,
médio-atlantique à 21°40N, et centrale indienne à 19°S),
suggèrent un même mode de mise en place du niveau
extrusif et donc une structure semblable, l'apport mag-
matique plus faible (caractérisé par une occurrence moins
fréquente des éruptions) au dorsale plus lente étant com-
pensé par un temps de résidence plus important. Dans l'é-
tat actuel de nos connaissances, la structure magnétique
du niveau basaltique extrusif observée sur l'escarpement
de Blanco (Tivey, 1996; Tivey et al., 1998) peut être consi-
dérée comme représentative, et sa relative simplicité per-
met d'envisager la croûte océanique magmatique comme
un bon enregistreur des fluctuations d'intensité du champ géomagnétique.

Un dernier point essentiel est la capacité des basaltes océaniques à acquérir une aimantation proportionnelle à l'intensité du champ ambiant. Il est difficile de répondre a priori sur ce point, tant l'aimantation des pillow lava paraît complexe à petite échelle. Il est démontré que l'intensité d'aimantation varie entre le centre et la bordure des pillow lava, mais cette variation n'est pas systématique, certains présentant une décroissance vers le centre, d'autres une augmentation (Gee & Kent, 1997)!

L'aimantation portée est généralement une aimantation thermo-rémanente, mais la transformation rapide d'une fraction de titanomagnétite en titanomaghémite permet d'envisager aussi la présence d'une aimantation chimique, secondaire ou pas, l'altération à haute température pou-

vant précéder l'acquisition de l'aimantation (Ravilly et al., 2001). L'intérieur du pillow lava est généralement considéré comme inadéquat pour les études de paléointensité du champ géomagnétique (Prévot et al., 1981, 1983), bien que des cas positifs aient aussi été reportés (Grommé et al. 1979; Kent & Gee 1996). Enfin, la bordure vitreuse du pillow lava présente aussi une aimantation thermo-rémanente, portée par des grains magnétiques très petits, qui semble favorable à la mesure des paléointensités (Pick et Tauxe, 1993 a, b; Carlut & Kent, 2000, 2002) bien que des difficultés méthodologiques ne soient là aussi pas à exclure (Chauvin et al., 2003).

Seules des investigations directes peuvent permettre de valider ou d'infirmer l'hypothèse d'une croûte océanique magmatique restituant fidèlement les variations d'intensité du champ géomagnétique.

<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>Fig. 6 : Carte de l'aimantation équivalente calculée à partir des anomalies magnétiques scalaires de surface acquises sur la dorsale centrale indienne à 19°S au cours des campagnes Magofond 2 (Dyment et al., 1999) et Gimnaut (Dyment et al., 2000).</figcaption></figure>

On remarque bien la période magnétique normale de Brunhes (anomalie 1 ou axiale) formant une bande foncée oblique au centre de la figure, suivie de la période inverse de Matuyama en grisé plus clair, et enfin de la période normale de Gauss (ou anomalie 2A) en grisé plus sombre, sur chaque flanc. Au sein de la période de Matuyama, les événements magnétiques normaux de Jaramillo et d'Olduvai (anomalie 2) apparaissent clairement. Diverses micro-anomalies plus ou moins continues, mieux exprimées au centre des segments, sont aussi visibles sur toute la carte.
# LE MAGNÉTISME DE HAUTE RÉSOLUTION: MAGNÉTOMÈTRE DEEP TOW ET SUBMERSIBLE

Pour évaluer si la croûte océanique enregistre effective-ment les variations d'intensité du champ géomagnétique, il est nécessaire de réaliser des enregistrements magné-tiques marins de haute résolution. Dans un premier temps, ces levés doivent être effectués à l'axe des dorsales, afin de comparer le signal obtenu aux enregistrements de paléointensité issus des carottes sédimentaires pélagiques, dont la grande majorité ne dépasse pas quelques millions d'années. Un autre avantage à travailler aux dorsales consiste à pouvoir lever facilement les flancs conjugués, permettant ainsi de disposer de deux enregistrements a priori semblables ou – s'il ne l'était pas – de détecter d'é-ventuelles complexités tectoniques (saut de dorsale...). L'intensité du champ magnétique décroissant de manière inversement proportionnelle à la distance à cette source élevée au cube dans le cas de sources de forme quel-conque (tridimensionnelles), au carré dans le cas de sour-ces allongées (bidimensionnelles), il convient de placer le magnétomètre à proximité immédiate des sources aiman-tées – près du fond. Un tel objectif peut être atteint de deux manières, soit en tractant un magnétomètre au-des-sus du fond, soit en associant ce magnétomètre à un engin submersible d'exploration du fond.

## LES ENREGISTREMENTS DEEP TOW

Un magnétomètre deep tow est un magnétomètre scalai-re conventionnel qui a été marinisé pour résister aux for-tes pressions. Il est généralement associé à un lest et trac-té à petite vitesse pour lui permettre de s'approcher du fond. Différents types de système sont rencontrés. Les sys-tèmes autonomes, qui disposent d'énergie et de mémoi-re, sont mis en marche avant immersion et fournissent les données au retour. Ils n'imposent aucune exigence autre que mécanique quant au câble qui les tracte. Leur pilo-tage requiert néanmoins l'adjonction d'un système de positionnement indépendant, acoustique ou autre, et leur autonomie est limitée. Les systèmes reliés par câble électroporteur sont moins contraignants, au-delà de la nécessité de disposer d'un tel câble : l'énergie est fournie par le navire, les données sont envoyées en temps réel (ce qui permet un contrôle de leur qualité et une réaction rapide en cas de besoin), et leur pilotage utilise l'informa-tion de profondeur fournie par l'instrument en sus des éventuelles données de positionnement acoustique. Les opérations s'effectuent entre 1,5 et 2,5 nœuds, pour une altitude variant entre 200 et 1000 m au-dessus du fond. Des profils magnétiques deep tow ont été réalisés à travers différents types de dorsales. Ainsi, une série de 8 profils de fond ont été acquis sur l'anomalie axiale (période magné-tique de Brunhes) de la dorsale est pacifique à 19°S, dor-sale active la plus rapide de notre planète (taux double de 140 km/Ma) (Gee et al., 2000). L'addition de ces profils conduit à un signal quasi identique à la courbe de paléointensité de Guyodo et Valet (1999), courbe qui combine de nombreux enregistrements continus de

paléointensité relative mesurés sur carottes sédimentaires calés sur des valeurs discrètes de paléointensité absolue mesurées sur des laves. Un résultat semblable est obtenu sur la même dorsale à 18°S à l'aide d'un magnétomètre deep tow trois composantes (Yamamoto, 2000) et des tra-tements sophistiqués (Yamamoto & Seama, Geophys. J. Int., sous presse). Ces résultats montrent clairement que la croûte créée à l'axe d'une dorsale ultra-rapide enregistre très fidèlement les variations de paléointensité. Une étude semblable a été menée sur une dorsale beau-coup plus lente (45 km/Ma taux double), la dorsale cen-trale indienne à 19°S. Trois profils magnétiques de fond s'étendant entre les anomalies 2A de part et d'autre de l'axe ont été réalisés, offrant donc six enregistrements des périodes de Brunhes et de Matuyama. De nouveau, l'ad-dition de ces six profils montre que la croûte océanique de cette région (qui pourrait être marquée par un manteau chaud et une production magmatique plus abondante que la plupart des autres dorsales lentes) restitue convenable-ment les variations de paléointensité (Pouliquen et al., 2001 a & b). Pour pallier le faible nombre de profils magnétiques de fond, longs et difficiles à acquérir, et ren-dre statistiquement plus significative les variations obser-vées, les données de surface de bonne qualité sont pro-longées vers le bas, de manière à en amplifier la composante de plus courte longueur d'onde et se rame-ner dans des conditions proches de celles d'un profil de fond. La difficulté de l'opérateur de prolongement est l'amplification du bruit haute fréquence qui altère tout enregistrement physique, ou plutôt le choix des fréquen-ces de coupure du filtre qui permet d'éviter cet effet indé-sirable. Nous utilisons les profils pour lesquels des don-nées de surface et de fond ont été acquises simultanément pour prolonger les données de surface à l'altitude des données de fond en ajustant le filtre passe-bas de maniè-re à ce que le signal de surface prolongé reflète au mieux celui de fond. Une fois le filtre optimal calibré dans les conditions d'une expérience, il est aisé de l'appliquer à toutes les données de surface acquises lors de cette expé-rience ou d'expériences analogues dans la même région. Cette méthode permet d'augmenter la quantité de don-nées disponibles. Les fluctuations obtenues par cette méthode sur 14 profils de surface de la dorsale centrale indienne sont en accord avec les trois profils de fond réali-sés (Pouliquen et al., 2001 a & b). Sur la dorsale centrale indienne à 19°S, la croûte restitue donc assez fidèlement les variations de paléointensité.

## LES ENREGISTREMENTS PAR SUBMERSIBLE

Les magnétomètres deep tow ne peuvent pas être pilotés avec suffisamment de précision pour envisager de s'aprocher sans risque à une altitude moindre que 200 m du fond, sauf à pénaliser considérablement la vitesse d'ac-quisition du profil. Pour se rapprocher des sources aiman-tées et obtenir une résolution plus grande encore, il est nécessaire d'utiliser les véhicules prévus pour cet usage: ainsi, des magnétomètres de fond ont été installés avec succès sur des submersibles grands fonds habités (notam-ment l'Alvin américain, le Nautile français, le Shinkai
japonais), sur des ROV (Remotely Operated Vehicle, ou
véhicule piloté à distance, notamment le Victor français),
et sur des AUV (Autonomous Underwater Vehicle, ou
véhicules sous-marins autonomes, notamment l'ABE amé-
ricain). Si le véhicule porte lui-même une aimantation
induite et rémanente non négligeable, le magnétomètre
utilisé est un magnétomètre vectoriel qui permet d'estimer
les effets de ces aimantations parasites et de les corriger.
Ainsi, les "boucles" effectuées par le Nautile lors de sa
descente sont utilisées comme les "figures huit" des navi-
res pour déterminer les coefficients correctifs à apporter
aux données acquises. Quelle que soit sa finalité premiè-
re, tout véhicule sous-marin doit disposer d'une centrale
d'attitude, qui permet sans difficulté de replacer les com-
posantes mesurées dans un repère géographique et d'en
retrancher les composantes correspondantes du champ
principal.

Les anomalies ainsi déterminées reflètent essentiellement
la topographie locale et les variations d'altitude du sub-
mersible. Seules les plus grandes longueurs d'onde de ce
signal peuvent être directement interprétées en termes
géologiques. Les courtes longueurs d'onde peuvent
cependant être utilisées pour estimer de manière absolue
l'aimantation de la partie la plus superficielle de la croû-
te. Pour cela, les composantes de l'anomalie sont repla-
cées dans un repère lié au profil (supposé linéaire), i.e. la
composante horizontale se décompose en une compo-
sante le long du profil et une composante orthogonale. Si
les sources aimantées sont bidimensionnelles, cette der-
nière composante doit être nulle; sa valeur donne donc
une estimation de l'écart à cette hypothèse. On suppose
alors une géométrie bi dimensionnelle basée sur la topo-
graphie le long de la plongée (la topographie en dehors
du trajet de la plongée est trop mal connue pour autoriser
toute autre hypothèse) et une aimantation unitaire nor-
male de 1 A/m, pour calculer les composantes verticale et
horizontale générées par cette source le long de la trajec-
toire réelle du submersible, en prenant en compte ses
variations d'altitude. Les anomalies observées et synthé-
tiques sont alors comparées le long du profil, sur une fenê-
tre glissante de quelques centaines de mètres. Si la cohé-
rence des deux signaux est bonne, cela signifie que les
hypothèses utilisées sont acceptables. Le déphasage entre
les deux signaux offre aussi un moyen d'apprécier leur
cohérence et d'appréhender la polarité de l'aimantation
rencontrée. Le facteur multiplicatif permettant de passer
des anomalies synthétiques aux anomalies observées
donne une estimation de l'aimantation de la partie super-
ficielle de la croûte océanique de manière absolue:
contrairement aux aimantations équivalentes obtenues par
inversion des anomalies (Parker et Huestis, 1974), ces
valeurs peuvent directement être comparées aux aiman-
tations déterminées sur les échantillons.

Lors de la campagne Tammar du N.O. Nadir et du sub-
mersible Nautile, trois traverses de la dorsale médio-atlan-
tique à 21°40'N ont été réalisées par la juxtaposition de
plongées du Nautile (Gente et al., 1996).

Une fois corrigées des effets du submersible et replacées
dans un référentiel géographique, les anomalies de plus
grande longueur d'onde présentent des variations d'am-

plitude cohérentes sur les trois profils suffisamment longs
pour recouper la transition de polarité Brunhes-Matuyama
(Figure 7). Ces signaux se corrèlent avec la composante
de même longueur d'onde présente dans les enregistre-
ments de paléointensités déduit des carottes sédimentai-
res pélagiques. Les plus courtes longueurs d'onde per-
mettent de déterminer des valeurs d'aimantation toutes
aussi cohérentes sur les deux traverses recoupant le cent-
re du segment (Honsho, 1999; Honsho et al., soumis).
Ces aimantations sont surtout fiables sur la moitié la plus
jeune du profil, peu couverte de sédiments. Au-delà, le
modèle direct calculé suppose que la topographie est le
toit des sources aimantées, et ne prend pas en compte l'é-
paisseur sédimentaire: la cohérence entre anomalies ob-
ervées et calculées est faible, et les aimantations qui en
découlent sont peu fiables. Le profil situé en extrémité de
segment ne présente pas d'anomalies et de distribution
d'aimantation cohérentes sur les flancs conjugués, proba-
blement parce que cette région est dominée par une tec-
tonique asymétrique liée à la présence des "coins interne
et externe" (inside and outside corners). Le profil d'ai-
mantation à l'axe déduit des trois grandes traverses et de
quelques plongées isolées souligne le caractère particu-
lier des sources aimantées en extrémité de segment, l'ai-
mantation mesurée à partir des plongées restant approxi-
mativement constante (à 13 A/m) tout le long du segment
alors que l'aimantation équivalente déduite des données
de surface, du même ordre en centre de segment, montre
une augmentation considérable vers les extrémités de
segment (Honsho, 1999; Honsho et al., soumis). Ce dés-
accord signifie que les hypothèses sous-jacentes au calcul
de l'aimantation équivalente sont erronées: les données
de fond, sensibles essentiellement à la partie superficielle
du niveau basaltique, montrent que l'aimantation de ce
niveau varie peu, et les fortes variations d'amplitude des
anomalies de surface reflètent par conséquent la présen-
ce de sources aimantées plus profondes en extrémité de
segment, probablement des péridotites serpentinisées
(Honsho, 1999; Honsho et al., soumis).

Les données magnétiques de fond montrent clairement un
signal cohérent en centre de segment, qui pourrait être
d'origine géomagnétique. Pour vérifier cette hypothèse,
nous avons utilisé les échantillons de roche prélevés par
le Nautile pour en étudier les propriétés magnétiques et
déterminer la paléointensité du champ lors de leur formac-
tion (Ravilly et al., 2001). Environ 70 échantillons ont été
considérés. Bien que très dispersées, les aimantations réma-
nentes présentent une certaine cohérence, avec des valeurs
fortes pour une croûte âgée de 0-5 ka, 25 ka et 40 ka, et des
valeurs plus faibles à 10 ka, 30 ka et 60 ka (valeurs inter-
polées entre l'axe et la transition Brunhes-Matuyama; un
seul âge, cohérent avec cette interpolation, a pu être obte-
nu par méthode K-Ar (technique Cassignol). Environ 30
déterminations acceptables de la paléointensité ont été
obtenues. Aimantations rémanentes et paléointensités se
corrèlent positivement (Figure 8a), la forte dispersion des
valeurs pouvant être attribuée aux effets de l'altération. Les
échantillons sont en effet semblables du point de vue de
la composition chimique, de la minéralogie magnétique,
et de la taille des grains aimantés.
Les paléointensités mesurées sont en accord avec celles obtenues à partir des carottes sédimentaires pélagiques (Figure 8b). Ces résultats soulignent que, malgré les incertitudes qui subsistent quant aux porteurs de l'aimantation des basaltes océaniques et aux effets de l'altération très rapides de ces basaltes, les variations d'aimantation rémanente de ces basaltes sont dominées par les variations de paléointensité du champ géomagnétique (Ravilly et al., 2001).

L'un des inconvénients majeur de la campagne Tammar était l'impossibilité de dater de manière indépendante les micro-anomalies observées et les échantillons collectés. Pour pallier ce problème, des données semblables ont été acquises sur la dorsale centrale indienne à 19°S, région où la dorsale subi l'influence du point chaud de la Réunion (Mahoney et al., 1989) et où les basaltes sont enrichis, offrant des conditions a priori plus propices à l'utilisation des méthodes de datation radiochronologiques. Le travail de datation et de mesure des paléointensités sur échantillons est en cours. À ce jour, seules les anomalies de surface (Figure 6), par deep tow et par submersible (Figure 9) ont été analysées et confirment l'excellente qualité de la croûte océanique comme enregistreur des fluctuations d'intensité géomagnétique.

<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>**Fig. 7: Anomalies magnétiques submersible Tammar**</figcaption></figure>

(haut) comparées à deux exemples de courbes de paléointensité relative du champ géomagnétique déduites des carottes sédimentaires. Les signaux originaux (traits fins) ont été filtrés (traits épais) de manière à laisser apparaître la composante de plus grande période, très semblable sur les deux types d'enregistrements.

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

<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>**Fig. 8: Aimantation rémanente et paléointensité mesurées sur les échantillons des deux traversées de l'axe de la dorsale médio-atlantique au centre du segment à 21°40'N, collectés par le submersible grands fonds Nautile lors de la campagne Tammar.**</figcaption></figure>

(Haut): aimantation en fonction de la paléointensité, montrant une nette tendance linéaire entre les deux quantités. Ce diagramme suggère que la paléointensité a un effet déterminant sur l'aimantation rémanente, la dispersion étant liée essentiellement liée aux effets de l'altération.

(Bas): valeurs de paléointensité absolues déterminées par méthode de Thellier & Thellier (1959) sur les échantillons, reportées en fonction de leur pseudo-âge (âge interpolé entre l'axe de la dorsale et la transition de polarité Brunhes-Matuyama, confirmé par la seule détermination acceptable obtenue par datation K-Ar méthode Cassignol). Ces valeurs sont cohérentes avec la courbe de paléointensité de Guyodo et Valet (1999) en supposant que la zone néovolcanique où se mettent en place les coulées de lave a une largeur de 2 km (d'après Ravilly et al., 2001).

## QUELQUES EXEMPLES DE DATATION PAR MAGNÉTISME DE HAUTE RÉSOLUTION

Les travaux de haute résolution réalisés par magnétomètre tracté deep tow ou par magnétomètre fixé à un submersible montrent donc clairement que la croûte océanique enregistre de manière excellente les variations de la paléointensité du champ géomagnétique, la restitution de ce signal dépendant essentiellement de l'altitude des mesures effectuées et du taux d'expansion.

Il est donc possible d'utiliser de tels enregistrements de haute résolution pour dater les fonds océaniques avec une résolution jusqu'alors inégalée. Cette méthode requiert que la succession des variations d'intensité soit datée a priori, soit par des points de calibration supplémentaires, soit par simple interpolation linéaire, comme cela a été réalisé pour l'échelle des inversions du champ géoma-
gnétique (LaBrecque et al., 1977; Lowrie et Alvarez, 1981; Berggren et al., 1985; Kent et Gradstein, 1985; Cande et Kent, 1992a et 1995; Channel et al., 1995). Parce que la détermination d'âges précis et fiables conditionne notre connaissance des processus de formation et d'évolution de la croûte océanique à l'axe des dorsales, une attention toute particulière doit être portée aux variations de la période de Brunhes (0-800 ka). Les datations en cours dans le cadre du projet Gimnaut participent de cet effort, qui gagnera aussi à intégrer les âges astronomiques, déduits de l'observation des cycles de Milankovitch sur les carottes sédimentaires (e.g. Langereis et al., 1997).

Sans forcement aller jusqu'à une telle précision, le magné-
tisme de haute résolution peut permettre de résoudre la
plupart des cas de séquences d'anomalies trop courtes
pour en permettre la reconnaissance univoque à partir de
la seule échelle des inversions du champ géomagnétique,
mentionnées précédemment (partie 5). Les marqueurs tem-
porels supplémentaires obtenus sur les enregistrements de
fond devraient en effet permettre de lever la plupart des
ambiguïtés. Une approche similaire pourrait également
permettre de rechercher des marqueurs temporels au sein
des zones magnétiques calmes du Crétacé (partie 4).

A titre d'exemple des avantages apportés par cette appro-
che, deux exemples de datation de dorsales fossiles sont
présentés. Dater l'arrêt de l'accrétion à l'axe d'une dorsa-
le fossile est en effet un exercice difficile : le taux d'ex-
pansion décroît progressivement, les anomalies deviennent
de plus en plus étroites et tendent à se confondre, la dis-
torsion résiduelle des anomalies augmente (Dyment et al.,
1994) et leur amplitude décroît (Dyment & Fulop, 1997).
Lors de la campagne Magofond 2 du N.O. Marion
Dufresne (Dyment et al., 1999), nous avons réalisé un
long profil deep tow (420 km, 4 jours) à travers une dor-
sale fossile au sud-est de l'île Maurice, proposée par
Patriat (1987) sur la base de deux profils bathymétriques
et magnétiques de surface. Bien que d'altitude inégale à
cause d'un dysfonctionnement du système de positionne-
ment en temps réel durant une partie de l'acquisition, ce
profil montre clairement une symétrie par rapport à l'axe
fossile, aussi marqué dans la bathymétrie, alors que cette
symétrie n'apparaît pas aussi clairement sur les anomalies
de surface, faute de détails (Figure 10). Cette symétrie
confirme l'hypothèse de la dorsale fossile. Remarquons
par ailleurs que l'anomalie 22 inverse est marquée par
une variation de relativement grandes amplitudes et lon-
gueur d'onde dans l'enregistrement de fond, qui explique
la micro-anomalie souvent observée sur les données de
surface au taux d'expansion rapide des océans Indien et
Pacifique (voir partie 5). Les anomalies magnétiques de
surface et de fond ne permettent pas de trancher définiti-
vement sur l'âge de l'arrêt de l'expansion. D'un côté,
l'amplitude des anomalies comprises entre les deux ano-
malies 21 conjuguées n'excède pas celle des micro-ano-
malies superposées à l'anomalie 22 inverse, suggérant
qu'il puisse s'agir de la seule anomalie 20 inverse. Dans
ce cas, le demi-taux d'expansion est au moins en moyen-
ne de 13 km/Ma durant l'anomalie 20r, plus faible que les
taux observés auparavant de 46 km/Ma aux anomalies 22

et 21r puis de 16 km/Ma à l'anomalie 21, mais encore
élevé par rapport au taux nul qui lui succède: l'arrêt de
l'expansion serait donc brusque. D'un autre coté, l'am-
plitude relativement faible des anomalies comprises entre
les anomalies 21 conjuguées peut aussi traduire la dimi-
nution d'amplitude avec le taux d'expansion observé glo-
balement (Fulop, 1996; Dyment et Fulop, 1997) et à l'axe
de plusieurs autres dorsales fossiles (par exemple la dor-
sale fossile des Mascareignes et son anomalie 27 d'am-
plitude réduite; la dorsale fossile du bassin de Wharton,
quasi contemporaine de celle de Maurice, et ses anoma-
lies 20 à 18 d'amplitude de plus en plus faible). Si l'on
recherche une séquence d'anomalies à taux très faible, on
peut interpréter la séquence de deux pics (dédoublée par
symétrie par rapport à l'axe fossile) comme étant les ano-
malies 20 et 18 (l'anomalie 19, trop brève, ne serait pas
visible à ce taux): le taux d'expansion décroît alors de
16 km/Ma à l'anomalie 21 à environ 4 km/Ma aux ano-
malies 20 à 18, en accord avec un arrêt plus progressif de
l'expansion.

Il manque à notre interprétation de la dorsale fossile de Maurice un élément essentiel : un profil de référence sur lequel caler notre interprétation des micro-anomalies observées. Ce profil de référence pourrait être une courbe de variation de la paléointensité déduite d'enregistrements sédimentaires, ou un autre profil deep tow réalisé sur une séquence d'anomalies 18 à 21 clairement identifiée et ne présentant aucune complication tectonique. Lors de la campagne Famex du N.O. L'Atalante (Michaud et al., 2002), nous avons réalisé plusieurs profils deep tow à travers deux dorsales fossiles présumées du Pacifique oriental au large des côtes de Basse Californie. Nous présentons ici le profil de fond acquis à travers l'axe fossile de Guadalupe, au sud de l'île éponyme (Figure 11). De nouveau on retrouve des anomalies de plus en plus étroites et d'amplitude de plus en plus faible à proximité de l'axe fossile. Dans ce cas cependant, un profil magnétique de fond a été réalisé sur une croûte d'âge semblable, dans une région tectoniquement peu perturbée située 900 km au sud de la zone d'étude. La comparaison des deux profils de fond permet de reconnaître clairement des détails de chacune des anomalies 5A à 5AD, et donc de dater sans ambiguïté l'arrêt de l'expansion de la partie la plus jeune de l'anomalie 5A (~11.935 Ma d'après Cande & Kent, 1995). Ce dernier exemple illustre clairement la nécessité de disposer de profils magnétiques de fond de référence, pour pouvoir reconnaître des "séquences de paléointensité" comme l'on reconnaît aujourd'hui des séquences de polarité. Bien que la validité globale de tels profils de référence reste à démontrer, on peut néanmoins être raisonnablement optimiste sur ce point, dans la mesure où 1) les enregistrements sédimentaires provenant de régions éloignées ( situées cependant pour la plupart dans les zones intertropicales) montrent une grande reproductibilité pour les derniers millions d'années, 2) les micro-anomalies observées à la surface des océans présentent également des variations très semblables entre bassins très éloignés (e.g., Cande & Kent, 1992b; Gee et al., 1996), et 3) les enregistrements de très haute résolution acquis sur l'anomalie 5 au large de la Californie (Bowers et al., 2001) semblent présenter les mêmes varia-
tions qu'un profil deep tow réalisé aux antipodes de cette
région, sur la dorsale centrale indienne, lors de la campa-
gne Magofond 2 (Figure 12).

L'enjeu à long terme n'est autre que l'établissement d'une
courbe des variations d'intensité du champ géomagnétique

couvrant les 160 derniers millions d'années.

Outre son intérêt pour dater les fonds océaniques avec une
précision jusqu'alors inégalée, une telle courbe serait d'un
grand intérêt pour l'étude du champ magnétique terrestre et
du fonctionnement du noyau de notre planète.

<figure><img src="image_124.png" /><figcaption>Fig. 9 : Comparaison de données magnétiques acquises à différentes altitudes lors des campagnes Magofond 2 et Gimnaut des N.O. Marion Dufresne et L'Atalante sur la dorsale centrale indienne à 19°S.</figcaption></figure>

(De haut en bas) : anomalie magnétique de surface, aimantation équivalente, anomalie magnétique deep tow à 1000 et à 500 m du fond ; anomalie magnétique scalaire observée à quelques mètres du fond, anomalie magnétique scalaire modélisée en supposant une géométrie 2D basée sur la topographie et l'altitude du submersible, et estimation de l'aimantation qui en découle ; courbe de paléointensité relative du champ géomagnétique proposée par Guyodo et Valet (1999) ; aimantation mesurée sur les échantillons à bord (mesures préliminaires) ; géométrie des différents profils réalisés.
<figure><img src="image_125.png" /><figcaption>**Fig. 10: Données magnétiques de surface et de fond à travers la dorsale fossile de Maurice, océan Indien.**</figcaption></figure>

De bas en haut, topographie et navigation du magnétomètre deep tow; intervalles de polarité reconnus, normale (noir) ou inverse (blanche); profil d'anomalies magnétiques de fond et corrélation d'anomalies conjuguées; profil d'anomalies magnétiques scalaires de surface et corrélation d'anomalies conjuguées.

<figure><img src="image_126.png" /><figcaption>**Fig. 11: Données magnétiques de fond à travers la dorsale fossile de Guadalupe, au large de la Basse Californie, dans l'océan Pacifique (trait gras, milieu).**</figcaption></figure>

Ces données sont comparées à celles acquises sur un profil de référence situé 900 km au Sud, à travers une croûte océanique normale, sans variation notable du taux d'expansion (traits fin, haut et bas), permettant ainsi de reconnaître la forme détaillée des anomalies et de dater avec précision l'âge de l'extinction de la dorsale de Guadalupe.

<figure><img src="image_127.png" /><figcaption>**Fig. 12: Comparaison des données magnétiques de surface et de fond acquises à travers l'anomalie 5 dans les océans Pacifique Nord et Sud (Bowers et al., 2001) et sur le flanc Africain de la dorsale centrale indienne (campagne Magofond 2, Dyment et al., 1999).**</figcaption></figure>

Bien qu'acquis à des altitudes et à des taux très différents (par exemple, respectivement 200 m et 30 km/Ma pour la dorsale Juan de Fuca, 800 m et 20 km/Ma pour la dorsale centrale indienne), on retrouve les mêmes fluctuations géomagnétiques de plus grande période sur les profils.

## CONCLUSIONS

En interprétant les anomalies magnétiques océaniques comme résultant de l'expansion des fonds océaniques, Vine et Matthews (1963) ont permis l'acceptation générale de la Tectonique des Plaques. Depuis, grâce à ces anomalies, la majeure partie des fonds océaniques a été datée, ce qui a permis de reconstituer son histoire et celle des continents adjacents.

Des difficultés empêchent néanmoins de compléter la carte globale de l'âge des fonds océaniques (Cande et al., 1989; Müller et al., 1997; Figure 1). En effet, pour être viable, la méthode de datation des fonds océaniques par les anomalies magnétiques scalaires enregistrées en surface requiert un vecteur aimantation d'orientation distincte de la direction d'allongement des structures, l'absence de perturbations magnétiques d'origine externe, une occurrence suffisamment fréquente des inversions pour offrir une résolution satisfaisante, et enfin une tectonique relativement régulière favorisant l'identification de séquences longues. Ces conditions ne sont pas toujours remplies, générant divers problèmes. Un problème méthodologique, qui annule ces anomalies dans le cas de linéations subméridiennes proches de l'équateur, est lié à la nature des anomalies scalaires mesurées et trouve sa solution dans la mise en œuvre de magnétomètres vectoriels. Un problème géomagnétique, l'altération des anomalies enregistrées aux hautes latitudes et dans une étroite ceinture équatoriale par les variations temporelles du champ magnétique externe, trouve sa solution dans la mise en œuvre de magnétomètres gradiométriques. Un problème paléomagnétique, l'occurrence de longues périodes de même polarité (notamment entre 83 et 118 Ma) qui limitent la résolution temporelle de la méthode, trouvera peut-être sa solution dans la découverte de nouveaux marqueurs géomagnétiques au sein de ces longues périodes. Un problème géologique enfin, celui des séquences d'anomalies trop courtes pour pouvoir être datées de manière univoque, rencontrées dans des bassins tectoniquement complexes, d'arrière arc, ou encore isolés par un saut de dorsale, trouve généralement une solution dans l'acquisition de données magnétiques de haute
résolution, par l'usage conjoint de magnétomètres de surface et deep tow. Bien que les bassins océaniques qui ne sont pas encore datés de manière satisfaisante ne représentent que 20 à 30 % de l'ensemble des fonds océaniques, ils correspondent souvent à des zones clés pour la compréhension globale de l'histoire tectonique de notre planète.

Comme on l'a vu, une partie importante des difficultés rencontrées trouve sa solution dans l'application de technologies en grande partie disponibles, mais malheureusement encore trop peu usitées. Les magnétomètres scalaires et vectoriels sont des instruments peu coûteux, et même les centrales d'attitude deviennent abordables, permettant d'envisager toute une gamme d'instruments complémentaires : magnétomètres vectoriels de bord, magnétomètres vectoriels tractés en surface ou en profondeur et couplés à une centrale d'attitude; magnétomètres vectoriels adaptés à divers véhicules sous-marins; magnétomètres scalaires de fond; combinaison de plusieurs magnétomètres scalaires de manière à mesurer les gradients horizontaux et verticaux du champ...

Une autre partie des difficultés rencontrées peut être levée en réalisant des levés magnétiques de haute résolution, à l'aide de magnétomètres de fond tractés ou installés sur un submersible. Comme l'ont montré les expériences menées dans des régions présentant des taux d'expansion très différents, la croûte océanique magmatique est un bon enregistreur des fluctuations complexes de l'intensité du champ géomagnétique. L'obtention de marqueurs temporels supplémentaires, excursions ou variations d'intensité du champ géomagnétique, permet ainsi d'allonger les séquences considérées et de diminuer la probabilité d'erreur dans la reconnaissance de ces séquences. Par ailleurs, le critère de forme détaillée de chaque anomalie permet des identifications plus fiables. La restitution de ces variations sur les profils magnétiques de fond ne dépend que du taux d'expansion et de l'altitude des levés magnétiques effectués. Ces profils magnétiques devraient donc permettre de dater les fonds océaniques avec une résolution jusqu'alors inégalée.

Le concept développé 40 ans auparavant par Vine et Matthews (1963) pour expliquer les anomalies magnétiques enregistrées à la surface des océans reste donc vali-de dans une gamme d'échelles bien plus vaste que celle initialement considérée par ces auteurs. Comme on l'a vu ci-dessus, les données magnétiques de fond, deep tow et submersible, permettent d'atteindre une résolution spatiale kilométrique, ou encore une résolution temporelle de l'ordre de 10 à 100 ka. Inversement, les anomalies liées à l'expansion des fonds océaniques apparaissent aussi sur les données magnétiques satellitaires, (LaBrecque & Raymond, 1985; Toft & Arkani-Hamed, 1992; Cohen et Achache, 1994; Fullerton et al., 1994; Dyment et Arkani-Hamed, 1998; Purucker & Dyment, 2000), à des longueurs d'onde variant de 200 à 2000 km, comme le montre l'exemple de l'océan Pacifique du sud-est représenté en Figure 13.

### Observed anomalies

<figure><img src="image_128.png" /></figure>

### Modelled anomalies

<figure><img src="image_129.png" /><figcaption>Fig. 13: (Haut) Anomalies magnétiques observées par le satellite Magsat à 400 km d'altitude dans le sud-ouest de l'océan Pacifique après réduction. (Bas) Anomalies modélisées à la même altitude.</figcaption></figure>

Les intensités d'aimantation sont contraintes par la carte des âges des fonds océaniques (Müller et al., 1997) et l'échelle des inversions géomagnétiques (Cande & Kent, 1995), les directions par les mouvements relatifs des plaques (Royer et al., 1992) et les pôles paléomagnétiques de l'Afrique (extraits des cartes globales de Dyment et Arkani-Hamed, 1998).

## REMERCIEMENTS

Ce travail représente le résultat de nombreux projets menés au cours de huit années passées dans l'Unité de Recherche Associée puis l'Unité Mixte de Recherche "Domaines Océaniques" du CNRS et de l'Université de Bretagne Occidentale à Brest. Je remercie les équipes scientifiques des campagnes Tammar, Magofond 1, Magofond 2, Gimnaut et Famex ainsi que les équipages du N.O. Nadir, N.O. Marion Dufresne et N.O. L'Atalante qui ont permis d'acquérir une grande partie des données présentées ici. Ces travaux n'auraient pas été possibles sans la collaboration établie depuis 1995 avec Kensaku Tamaki et son équipe de l'Ocean Research Institute de Tokyo, dont Chiori Tamura, Keizo Sayanagi, et Michiko Yamamoto. La collaboration fructueuse développée avec nos collègues G.C. Bhattacharya et A.K. Chaubey du National Institute of Oceanography indien sous l'égide du CEFIPRA a permis de présenter l'exemple des bassins d'Arabie et de Somalie oriental. Je tiens à saluer mes étudiants, Chie Honsho, Morgane Ravilly, Anna Fulop,
Sébastien Gac, Vincent Drévillon, Mitsuko Kitazawa et Claire Bouligand, auxquels sont dus certains des résultats présentés ici. Un grand merci enfin à mes collègues Yves Gallet, Christophe Hémond, Pascal Gente, Philippe Patriat, Marcia Maia, Chantal Tisseau, Jean Goslin, Pascal Tarits, Jean-Yves Royer, François Michaud et Nobukazu Seama pour les discussions sur divers aspects présentés ici. Les gouvernements de l'Ile Maurice et du Mexique ont permis d'effectuer des travaux dans leurs zone économique exclusive durant les campagnes Magofond 2, Gimnaut, et Famex.

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Theseo,
troisieme campagne européenne
sur l'ozone stratosphérique

THESEO, THIRD EUROPEAN STRATOSHERIC EXPERIMENT ON OZONE

J-P. POMMEREAU, Service d'Aéronomie,
BP3, Verrières le Buisson, 91371
Pommereau@aerov.jussieu.fr

ABSTRACT

Ozone loss has been observed over high and mid-
latitudes. The largest losses occur in polar regions
due to the low temperatures there. These losses
were first observed over Antarctica. The Antarctic
ozone hole now forms every September and in 2000
there was a worrying development as the ozone loss
occurred earlier than ever before. In recent years
rapid losses have occurred also in the Arctic. In the
warmer mid-latitudes ozone loss is slower, but can
occur continuously during the colder winter
months and so contribute to the smaller but still sig-
nificant long-term declines of ozone that have been
observed.

An international treaty, the 1987 Montreal Protocol and its updates, has resulted in greatly reduced emissions of ozone depleting substances. In the stratosphere the maximum concentration of ozone depleting gases is occurring around now, with a subsequent slow decline predicted over the next 50-100 years. Ozone amounts are expected to recover assuming no other changes in the atmosphere.

Global environmental problems are most effectively
investigated with international research pro-
grammes. Accordingly, over the past decade, the EC
and national European programmes have been inte-
grated into a coordinated European programme for
stratospheric research. The EC and national agencies
and the scientists have participated enthusiastically
in this. Cooperation between programmes and an
effective method of coordination of scientific
research is essential for successful European stratos-
pheric research. Scientists working on stratospheric
ozone and related issues are members of a truly
European research community and programme.

One important aspect of this European programme
has been the series of three large European cam-
paigns on stratospheric ozone with balloon and air-
craft campaigns as a central component. The Third
European Stratospheric Experiment on Ozone
(THESEO) took place during 1998-2000, and fol-
lowed on from the European Arctic Stratospheric
Ozone Experiment (EASOE) in 1991-92 and the
Second European Stratospheric Arctic and

Mid-latitude Experiment (SESAME) in 1994-95.
They have all been part of a wider European pro-
gramme on stratospheric ozone and UV radiation
which includes laboratory-based research, instru-
ment development, atmospheric model develop-
ment and field measurements. The objective of this
paper is to describe the scientific and technical
aspects of THESEO and briefly discuss some of the
key results.

THESEO was a coordinated pan-European field
campaign supported by the EC and many national
agencies. It investigated the causes of ozone deple-
tion over Europe and the northern mid-latitudes
where the ozone layer has been progressively
depleted for the last 20-30 years. During THESEO,
studies were made under a wide range of stratos-
pheric conditions which are helping to answer ques-
tions such as:

■ will there be an Arctic ozone hole ?

- how will climate change affect the recovery of
  the ozone layer as the atmospheric concentra-
  tions of ozone depleting gases fall ?

Indeed ozone depletion over mid-latitudes is
caused by a number of processes, which occur over
mid-latitudes and in the surrounding atmosphere.
Accordingly, the four regions of scientific enquiry in
THESEO were: mid-latitude lower stratosphere,
links between the mid-latitude lower stratosphere
and surrounding atmosphere, Arctic vortex, and
Tropics and sub-tropics.

The main phase of the THESEO campaign was in
1998/99 and concentrated on the mid-latitudes.
THESEO 2000 was an extension of THESEO which
investigated the 1999/2000 Arctic winter in collab-
oration with the US SOLVE (SAGE III Ozone Loss
and validation Experiment) campaign. The com-
bined SOLVE-THESEO 2000 campaign was the
largest campaign yet mounted to investigate ozone
depletion. It was a truly international study involv-
ing more than 400 scientists and technical person-
nel from the European Union, Canada, Iceland,
Japan, Norway, Poland, Russia, Switzerland and the
United States.
## INTRODUCTION

Une destruction de l'ozone stratosphérique est observée aux hautes et moyennes latitudes. Cependant, son amplitude est particulièrement importante au-dessus des régions polaires à cause des très basses températures qui y règnent en hiver. Observée tout d'abord en Antarctique où un trou d'ozone se forme chaque année au mois de septembre, plus tôt que jamais en 2000, la destruction printanière de l'ozone s'étend maintenant à l'Arctique. Bien que plus faible, elle s'observe également durant les mois d'hiver aux latitudes moyennes où elle contribue à la progressive réduction de la couche d'ozone à l'échelle de la planète sur le long terme.

Le protocole international de Montréal signé en 1987 et ses amendements ultérieurs ont abouti à une réduction sensible des émissions de gaz destructeurs d'ozone dont la teneur dans la stratosphère passée par un pic à la fin des années 90, devrait maintenant peu à peu diminuer. En l'absence de tout autre changement, la couche d'ozone devrait donc retrouver son état antérieur au cours des prochaines décennies.

## DIX ANS DE CAMPAGNES EUROPEENNES

La façon la plus efficace d'aborder l'étude de ce type de problèmes environnementaux globaux est à l'échelle internationale. C'est dans ce sens qu'a été mis sur pied depuis une dizaine d'années un programme de recherche européen intégré associant la Commission et les agences de recherche des états membres dans lesquels les chercheurs européens se sont lancés avec enthousiasme. La coopération entre les programmes et la mise en place de procédures de coordination sont apparues comme un des éléments essentiels de la réussite des recherches européennes sur la stratosphère. Mais l'un de ses aspects les plus marquants de cette construction a été la naissance d'une communauté scientifique européenne réelle dans le domaine de la stratosphère.

Le programme de recherche lancé il y a maintenant dix ans a comporté trois campagnes de terrain successives dont les vols en ballons et en avion ont été une composante centrale. Ainsi, THESEO (Third European Stratospheric Experiment on Ozone) qui s'est déroulée en 1998-2000, fait-elle suite à EASOE (European Arctic Stratospheric Ozone Experiment) en 1991-1992 et à SESAME (Second European Stratospheric Arctic and Midlatitude Experiment) en 1994-95. Toutes s'intègrent dans un programme plus vaste d'étude de l'ozone stratosphérique et du rayonnement UV qui inclut également des recherches en laboratoire, des développements instrumentaux, des mesures continues depuis de nombreuses stations au sol ainsi que le développement de modèles de simulation.

L'objectif de cet article est de donner un aperçu des aspects techniques et scientifiques de THESEO ainsi que de ses résultats les plus marquants et en particulier ceux des équipes françaises.

## LA CAMPAGNE THESEO

THESEO est une campagne de terrain européenne soute-nue par la CE et de nombreuses agences nationales dont le but était l'étude des causes de la réduction d'ozone observée au-dessus de l'Europe et des régions nordiques au cours des 20-30 dernières années. Les observations ont été conduites dans une gamme étendue de conditions stratosphériques, dans le but ultime de répondre aux questions les plus actuelles comme :

* un trou d'ozone peut-il se former en Arctique au cours de prochaines années?

* dans quelle mesure les changements climatiques peuvent-ils affecter le retour de la couche d'ozone à l'état antérieur alors que la teneur en gaz destructeurs de l'ozone diminue?

En effet, la réduction de l'ozone aux latitudes moyennes est le résultat d'une combinaison de mécanismes qui se produisent aux latitudes moyennes mais aussi dans les régions environnantes qui a amené à définir quatre domaines d'étude pour THESEO :

* la basse stratosphère des latitudes moyennes

* les échanges entre cette région et les latitudes environnantes

* le vortex Arctique

* les tropiques et sub-tropiques

La phase principale de THESEO s'est concentrée sur l'étude des latitudes moyennes en 1998-99. THESEO 2000 qui a suivi est une extension de THESEO destinée plus particulièrement à l'étude de l'hiver Arctique en collaboration avec une campagne américaine SOLVE (SAGE III Ozone Loss and Validation Experiment). La campagne résultante, SOLVE-THESEO 2000, la plus importante jamais organisée pour l'étude de la destruction de l'ozone, a vu l'intervention de plus de 400 chercheurs et techniciens de l'Union Européenne, du Canada, d'Islande, du Japon, de Norvège, de Pologne, de Russie, de Suisse et des Etats-Unis. Elle a fait appel à une panoplie de mesures avec des instruments variés en de nombreuses stations et embarquées sur plates-formes les plus diverses, ainsi qu'à une large gamme de modèles de simulation (Newman et al. 2002).

## LES INSTRUMENTS EN JEU

### LES BALLONS

Plus de 45 ballons stratosphériques de tous types et volumes, y compris des ballons de longue durée, ont été lancés par le CNES depuis Aire sur l'Adour et Gap en France, la base du Swedish Space Corporation (SSC) de l'ESRANGE à Kiruna dans le nord de la Suède ou encore celle de INTA à Leon en Espagne, et du Norwegian Space Center à Andoya en Norvège.

Quatre gros ballons stratosphériques ont également été lancés par la NASA-NSBF depuis l'ESRANGE au cours de l'hiver 2000.
Parmi les expériences en ballon particulièrement fructueuses fondées sur le savoir faire des équipes du CNES et du SSC acquis au cours de 10 dernières années, on citera :

* la mesure in-situ de la composition des cristaux des nuages stratosphériques à l'aide d'une nacelle inter-nationale construite autour d'un spectromètre de masse du Max Planck Institute de Heidelberg

* les vols de longue durée de Montgolfière Infra-Rouge de 2 à 3 semaines dans le vortex polaire au profit du Service d'Aéronomie et du Laboratoire de Météorologie Dynamique permettant la première évaluation directe de la précision des températures et des vents des analyses météorologiques (Pommereau et al., 2002, Knudsen et al. 2002, Hertzog et al., 2002)

## LES AVIONS

Une flotte d'avions six avions européens de différentes capacités et instrumentation a également été mise en œuvre en complément de l'avion stratosphérique de recherche ER-2 et du DC-8 de la NASA en 2000: le M-55 Geophysika Russe pour l'étude de tropiques à haute altitude, le Falcon du DLR Allemand, le Cessna Citation Hollandais, un Lear Jet de l'Armée de l'Air Suisse et enfin les avions Mystère 20 et Fokker-ARAT de l'INSU (Heese et al., 2002).

## LE RÉSEAU DE STATIONS D'OBSERVATION

L'un des autres aspects originaux sur lequel sont fondées les recherches européennes est aussi l'existence d'un réseau de stations d'observation et de sondage de la stratosphère lié au NDSC (Network for Detection of Stratospheric Change) et au Global Atmospheric Watch programme de l'OMM. Les observations pratiquées tout au long de l'année en ces stations dont celle de l'Observatoire de Haute Provence (Godin et al., 2002), ont largement contribué à l'étude de la variabilité inter-annuelle de la destruction de l'ozone, une caractéristique spécifique à l'Arctique, comme à la validation des mesures satellitaires.

## LES SATELLITES

Enfin, la campagne THESEO a fait également largement usage des données de deux instruments satellitaires en opération durant toute la période : l'instrument POAM III (Polar Ozone and Aerosol Monitoring) du Naval Research Laboratory à bord du satellite SPOT IV du CNES (Hoppel et al. 2002, Randall et al. 2002) et GOME (Global Ozone Monitoring Experiment) à bord de ERS-2 de l'ESA. Sur le plan européen, THESEO était organisé en 13 projets du Programme Environnement et Climat de la Direction Générale Recherche de la Commission Européenne, coordonnés entre eux et avec les programmes nationaux par l'European Ozone Research Coordinating Unit et un groupe opérationnel spécifique : le THESEO core group.

<figure><img src="image_130.png" /></figure>

Fig. n°1 : Différence entre les températures mesurées par une Montgolfière Infra-Rouge au cours de 18 jours de vol dans le vortex polaire en Février 1999 et les analyses des modèles météorologiques les plus utilisés dans les études de la stratosphère.

Le modèle opérationnel à 31 niveaux (ECMWF31) du Centre Européen disponible en 1999 était particulièrement mauvais au voisinage de 10 hPa, son altitude maximale. Les premières simulations de la nouvelle version à 50 niveaux (ECMWF 50) disponible par la suite s'avèrent plus performantes que tous les autres modèles. Son biais est inférieur à tous les niveaux à l'incertitude de 0.5K des mesures et la dispersion n'excède pas ± 1K en 1999 aussi bien qu'en 2000 (Pommereau et al., 2002, Knudsen et la., 2002).
RESULTATS DE THESEO

Les résultats ont fait l’objet de deux éditions spéciales du Journal Geophysical Research, ainsi que de nombreuses présentations dans différentes réunions scientifiques récentes, dont en particulier :

■ le 5ᵉme Symposium Européen sur l'Ozone Stratosphérique qui s'est tenu à St Jean-de Luz, France, au mois de septembre 1999, puis

■ le SOLVE-THESEO Science meeting à Palerme en Italie en septembre 2000.

Différences entre les trois derniers hivers

Par leurs différences sur le plan de la météorologie de la stratosphère, les trois hivers successifs étudiés au cours du programme THESEO, ont permis des avancés significatives dans la compréhension des causes de la destruction de l'ozone. En effet si les hivers 1997/98 et 1998/99 relativement chauds, ont été marqués par des échanges rapiides entre les hautes et les moyennes latitudes, la stratosphère particulièrement froide en 1999/2000 a favorisé la formation d'un vortex polaire isolé et froid favorable à la formation de nuages stratosphériques (PSC) et à la destruction de l'ozone tard dans la saison (Figure n° 3).

LA COMPOSITION DES PSC

En ce qui concerne les PSC, deux éléments nouveaux méritent d'être signalés :

■ les premières mesures in situ en ballon de la composition des particules démontrant de façon définitive

la coexistence dans des proportions rapidement changeantes en fonction de la température de cristaux de NAT (acide nitrique tri-hydraté) et de gouttelettes liquides surfondues de solution ternaire ($H_2O/H_2SO_4/HNO_3$)

■ l'observation in situ tout à fait nouvelle depuis l'ER-2 de l'existence de particules de NAT de grande dimension (10µm de diamètre) qui précipitent et peuvent ainsi dénitrifier la stratosphère (sans pour autant la déshydrater comme le font les petits cristaux de glace en Antarctique). Cependant un point reste encore à éclaircir : le mécanisme de nucléation de ces particules de NAT à haute altitude au début de l'hiver.

DES AVANCÉES EN CHIMIE

Sur le plan de la chimie, si les mécanismes d'activation et de désactivation des chlores sont confirmés les deux éléments nouveaux portent sur :

■ les mesures de BrO qui démontrent que les bromes se trouvent pour 50 % - 60 % sous cette forme active et donc capable de détruire l'ozone à toutes les latitudes et pas seulement à basse température en hiver Arctique (Sinnhuber et al., 2002, Pundt et al., 2003);

■ les mesures de $NO_x$ montrant un redistribution des oxydes d'azote dans la basse stratosphère cohérente avec à la sédimentation des grosses particules évoquées plus haut, qui a pour effet de désactiver immédiatement les chlores et donc d'inhiber toute destruction ultérieure d'ozone dans les basses couches (Figure n° 2) (Koike et al., 2002, Rivière et al., 2003, Denis et al., 2003).

<figure><img src="image_131.png" /><figcaption>Fig. n° 2 - Evolution de la distribution verticale de la concentration de $NO_2$ et de $OCIO$ dans le vortex polaire au cours de l'hiver 2000.</figcaption></figure>

Panneaux supérieurs : observée par les instruments SAOZ embarqués sous ballons de courte et de longue durées. Panneaux inférieurs : simulée par le modèle REPROBUS. (bleu ciel : novembre ; bleu foncé : 28 janvier ; vert et jaune : février ; rouge : début avril). C'est seulement dans la tranche d'altitude 14-20 km "dénoxifiée" par suite de la conversion hétérogène des $NO_x$ en acide nitrique par les nuages stratosphériques, que le chlore est activé et donc que l'ozone peut être détruit. Le chlore n'est jamais activé en dessous de 14 km par suite de la ré-augmentation de la concentration de $NO_x$ déposé par sédimentation des particules d'acide nitrique trihydraté (NAT) dans lesquelles l'acide nitrique des altitudes supérieures a été piégé. Le modèle sous-estime ce mécanisme le "re-nitrification" et sursuite donc l'activation de chlores et la destruction de l'ozone dans la basse stratosphère. (Denis et al. 2003).
LA DESTRUCTION DE LA COUCHE D'OZONE EN HIVER FROID

En terme de destruction d'ozone, la situation est en
apparence paradoxale. En effet si les basses températures
record de l'hiver 1999/2000 ont entraîné une destruction
locale massive de l'ozone (jusqu'à 70 % vers 17-18 km,
(Figure n° 4), celle-ci a été relativement limitée en colon-
ne totale (environ 22 %, Figure n° 3), c'est-à-dire de l'or-
dre de grandeur de celle d'une année plus chaude comme
1997/98 (Goutail et al., 2003) L'explication de ce
paradoxe, tient à l'extension verticale limitée de la
tranche d'altitude dans laquelle l'ozone est détruit au
cours d'une année froide qui se traduit par une forte déni-
trification entre 15 et 20 km mais une re-nitrification en
dessous qui ne s'observe pas au cours d'une année plus
chaude.

<figure><img src="image_132.png" /><figcaption>Fig. n° 3</figcaption></figure>

**Gauche:** température minimale à 475 K (environ 19 km) au nord de 60°N rapportée chaque hiver (modèle ECMWF) depuis 1994 comparée au seuil de formation des nuages stratosphériques polaires de NAT (Trihydrate d'acide nitrique) et de glace (Ice).

**Droite:** réduction de la colonne totale d'ozone dans le vortex polaire dérivée des mesures du réseau de spectromètres UV-visible SAOZ en Arctique (grisé) et simulée par les modèles de Chimie-Transport REPROBUS du Service d'Aéronomie (trait plein) et SLIMCAT de l'Université de Leeds (pointillés). Bien que très froid, l'hiver 2000 ne s'est pas traduit par une destruction record d'ozone par rapport aux années précédentes. (Goutail et al., 2003)

LES MODÈLES PHOTOCHIMIQUES

Bien que qualitativement en accord avec ceci, les modè-
les photochimiques peinent à rendre compte quantitati-
vement de tous les aspects de la destruction de l'ozone et
en particulier du mécanisme de nucléation inconnu des
grosses particules, suivi de leur sédimentation dépendan-
te de leur taille et de leur ré-évaporation à plus basse alti-
tude, clef de la re-nitrification et donc de l'amplitude de
la destruction de l'ozone (Greenblatt et al., 2002). La pré-
vision de l'impact possible des changements climatiques
sur l'ozone comme la formation éventuelle d'un trou d'o-
zone en Arctique au cours des prochaines années dépend
étroitement de ces mécanismes qui demandent a encore
à être élucidés en détail avant de pouvoir être incorporés
dans les modèles de chimie-climat.

<figure><img src="image_133.png" /><figcaption>Fig. n° 4</figcaption></figure>

**Gauche:** destruction de l'ozone en % en 1995, 1996, 1999 et 2000 en fonction de l'altitude exprimée en température potentielle, dérivée des observations des instruments POAM II et POAM III à bord des satélites SPOT III et SPOT IV du CNES.

**Droite:** simulations du modèle REPROBUS. Bien qu'en accord avec les observations en colonne totale, les modèles photochimiques peinent à reproduire les détails du mécanisme, notamment, le maximum de perte d'ozone à plus basse altitude dans le modèle. (Goutail et al., 2003)
La diffusion du déficit d'ozone en région polaire vers les latitudes moyennes a été étudiée à l'aide d'un modèle original d'advection de contour à haute résolution MIMOSA développé par Hauchecorne et al., (2002). La technique a permis de mesurer l'influence de l'érosion du vortex sur l'ozone mesuré par lidar à l'Observatoire de Haute Provence (Godin et al., 2002), comme son impact à l'échelle globale (Marchand et al., 2003). Le mérite de ces études est de montrer que si comme on pouvait s'y attendre le transport du déficit d'ozone des régions polaires contribue pour une part significative à la réduction d'ozone observée aux latitudes moyennes, il n'est pas suffisant pour l'expliquer en totalité. Une destruction chienne locale est encore nécessaire, mais dont le mécanisme complet n'est pas encore identifié en totalité.

## REMERCIEMENTS

Les contributions françaises liées au projet THESEO ont été soutenues financièrement par le CNES, le Programme National de Chimie Atmosphérique (PNCA) de l'INSU) et le Programme Environnement de la Direction Générale Recherche de la Commission Européenne (Projets METRO, OzoneLoss, Stratospheric BrO, Lagrangian Experiment).

## REFERENCES

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# Observation, modélisation et interprétation du champ géomagnétique à l'ère spatiale

OBSERVING, MODELLING AND INTERPRETING THE GEOMAGNETIC FIELD AT THE SPATIAL ERA

G. HULOT et M. MANDEA

Institut de Physique du Globe de Paris,
B.P. 89, 4 place Jussieu, 75252 Paris cedex 5, France

e.mail : gh@ipgp.jussieu.fr, mioara@ipgp.jussieu.fr

## ABSTRACT

The Russian Sputnik 3 (1958) was the first satellite to carry a magnetometer in orbit around the Earth. But it was not before the launch of the American satellite MAGSAT (1979) that space magnetometry revealed its full potential for understanding the origin and dynamics of the geomagnetic field, and especially of its component of internal origin. MAGSAT mapped this field from its largest (dipolar) scale down to the 1000 km scale and revealed that it was made of two very different fields. A main field, produced within the core and dominating the signal from the dipole to the degree 13 scale (in a spherical harmonic representation), and a crustal field, produced in the crust and dominating all smaller scales. Unfortunately, no other MAGSAT-class missions flew during the next 20 years. This situation changed in February 1999, when the Danish Ørsted mission was launched, soon followed by the German CHAMP mission (July 2000), and the less successful Argentinean SAC-C mission (November 2000). This series of launches initiated an area of continuous monitoring of the planetary field from space which, it is hoped, could last until the end of the decade, as recommended by IUGG (International Decade of Geopotential Research). This could be achieved if two missions currently in phase A study, the single satellite CNES mission Ampère, and the multi-satellite ESA mission SWARM, are successfully launched in time.

This review reports on work either motivated by, or directly related to the advent of space magnetometry, and illustrates how our way of observing, modelling and interpreting the Earth's magnetic field of internal origin has changed in the recent years. Issues related to the field of external field, to which the satellites are equally sensitive, are discussed but only to the extent that specific procedures have to be implemented to avoid mapping spurious signal of external origin in models of the internal field. This internal field is now very well known for the 1980 and 2000 epochs, for which high precision maps of both the main field and the crustal field are available, revealing the changes the main field has experienced in 20 years time. But the dynamics of the main field can also be probed with the help of long

observatory series, and of new historical models built from very large data basis of ground measurements. This review therefore also reports recent work dealing with the main field and its dynamics over the past centuries. The main conclusions drawn are that :

* At least over the recent historical period, the main field sometimes experienced "geomagnetic jerks" (with type of signals), which apparently occurred in alternate directions, every ten to twenty years or so, the nature and origin of which remains unclear.

* Core flows computed from historical field models reveal the existence of torsional oscillations in the core, and of core-mantle mechanical coupling on the decade time scale. This coupling could be of electromagnetic, topographic or gravitational origin. Few attempts have yet been made to make connections between geomagnetic jerks, torsional oscillations and/or core-mantle coupling, but we note that all those phenomena must somehow be connected to each other.

* The comparison of the 2000 (Ørsted) and 1980 (MAGSAT) main fields shows that the smaller the length scales, the faster the main field changes (up to 50 % changes in the degree 13, in 20 years time) and that those changes have mainly occurred at high latitude and below the Atlantic hemisphere. This asymmetry can be related to a similar asymmetry seen in both the main field and the core surface flows accounting for those changes. This global asymmetry may then be related to the gradual growth over the past centuries, of a distinctive area of "reversed polarity" at the core surface below the Southern Atlantic and to the concomitant fast decrease of the axial dipole of the field. This suggests that the geodynamo could currently be in a state reminiscent of those through which it may go at times of geomagnetic reversals (which however does not imply that the field is about to reverse).

* Both Ørsted and CHAMP confirm the nature of the large to medium scales of the crustal field revealed by MAGSAT. This field is mainly due to magnetisation induced by the main field in the
heterogeneous crust and lithosphere, and only to
a lesser extent to permanent magnetisation.

We finally report on the latest results (2002, 2003) of the Ørsted and CHAMP missions and conclude that continuous observation of the geomagnetic field from a near-Earth satellite or, even better, a swarm of such satellites, combined with advanced modelling techniques, are indeed ideally suited for: separating the signal of internal origin from that of external origin; better resolving the crustal field; deciphering the complex behaviour of the core dynamics on the decade time scale; identifying weak signals from induced currents and carrying on electromagnetic tomography; and possibly identifying the field induced by ocean water circulation.

INTRODUCTION

Le champ magnétique terrestre est observé scientifiquement
depuis longtemps. En certains lieux, comme Paris ou
Londres, l'évolution de la déclinaison et de l'inclinaison du
champ local a été enregistrée sur plusieurs siècles
(Alexandrescu et al., 1996a ; Alexandrescu et al., 1997).
Depuis le milieu du xixᵉ siècle, ces observations ont été
généralisées à l'ensemble des composantes du champ, et
de nombreux "observatoires" magnétiques ont été mis en
place à travers le monde. On compte ainsi aujourd'hui
environ 150 observatoires en activité (Bitterly et al., 1999;
Figure n° 1). Ces observatoires ont rendu et continuent de
rendre de grands services à la communauté scientifique
ainsi qu'à la société civile. C'est grâce à eux que l'on a pu
déterminer que le champ magnétique terrestre résultait de
la superposition de signaux d'origine interne (dont les sour-
ces sont situées sous nos pieds) et de signaux d'origine
externe (dont les sources sont au-dessus de l'atmosphère
neutre, dans l'ionosphère et dans la magnétosphère) pos-
sédant des caractéristiques spatio-temporelles très distinc-
tes. Le signal d'origine interne, qualifié de "champ magné-
tique interne", de l'ordre de 50000 nT, domine en effet le
champ magnétique mesuré à chaque instant et varie len-
tement (avec des constantes de temps annuelles à séculai-
res). C'est pourquoi sa variation est souvent qualifiée de
"variation séculaire". À l'inverse, le "champ magnétique
externe", généralement faible (de quelques nT à parfois
quelques milliers de nT, mais à haute latitude et en des cir-
constances exceptionnelles) est beaucoup plus agité. Ses
constantes de temps sont le plus souvent très inférieures à
l'année. Depuis plusieurs siècles, les observatoires ont
ainsi permis de suivre l'évolution de ces champs. Ceci a
fourni de précieuses indications sur les mécanismes qui
les produisent, a permis d'actualiser régulièrement les car-
tes de déclinaison utiles pour l'orientation, et permet
encore aujourd'hui de surveiller l'agitation magnétique
dont l'impact sur les réseaux électriques, par exemple,
peut être important aux hautes latitudes.

La distribution de ces observatoires, tous installés sur la
terre ferme, est cependant irrégulière, reflétant largement
la distribution des continents. Au début des années 1960,
l'avènement de l'ère spatiale a fourni l'occasion de remé-

dier à cet inconvénient en permettant l'acquisition rapide
à basse altitude de données couvrant l'ensemble du globe.
Les premières mesures ainsi effectuées ne concernaient
que l'intensité du champ magnétique. Il s'est cependant
rapidement avéré que ce choix n'était pas optimal. La
connaissance même parfaite sur l'ensemble du globe de la
seule intensité du champ magnétique terrestre ne caracté-
rise en effet pas suffisamment sa géométrie. Il a donc fallu
concevoir des missions satellitaires capables d'effectuer
des mesures complètes (vectorielles) du champ magné-
tique, mais également et surtout capables de restituer l'o-
rientation de la mesure dans un référentiel géocentrique
avec une très grande précision. Le premier satellite magné-
tique "vectoriel" capable de cette performance, baptisé
MAGSAT, a été lancé par la NASA en octobre 1979.

<figure><img src="image_134.png" /><figcaption>Fig. n° 1. Distribution des observatoires participant au programme INTERMAGNET en 2000 ( cercles) et des GINS (triangles);</figcaption></figure>

les observatoires français (carrés), les observatoires maintenus par la France en coopération (losanges) et les futures stations du programme "Observatoire Magnétique Planétaire" (OMP) (étoiles) sont aussi indiqués (voir http://www.intermagnet.org).

En mesurant le champ vectoriel à basse altitude sur une
période d'environ 6 mois, il a notamment permis de réali-
ser la première carte mondiale du champ magnétique ter-
restre interne en 1980, jusqu'à des échelles de l'ordre du
millier de kilomètres, ce que le réseau d'observatoires ne
permettait pas de faire. Ceci révéla le fait que le champ
interne était en fait la superposition d'un champ produit
par le noyau (le "champ principal"), largement prépondé-
rant pour les grandes échelles spatiales, et d'un champ
d'origine crustale (le "champ crustal", dû à l'aimantation
des roches à la surface de la Terre), dominant les petites
échelles spatiales.

Malgré ce remarquable résultat, ce n’est qu’en février
1999, après 20 ans d’efforts, qu’un deuxième satellite
magnétique vectoriel était enfin lancé. Premier satellite
scientifique jamais réalisé par le Danemark, fruit d’une
excellente collaboration entre le Danemark, la France (qui
fournissait notamment au travers du CNES un magnéto-
mètre réalisé par le CEA/LETI) et les USA (qui ont entre
autres assuré le lancement), cette mission s’est également
avéré un succès. Elle a déjà permis de réaliser une deuxiè-
me carte mondiale très précise du champ magnétique ter-
restre d’origine interne pour l’époque 2000, fournissant
ainsi la première occasion de mesurer l'évolution de ce champ en 20 ans (Langlais et al., 2003). Mais surtout, la longévité exceptionnelle de cette mission, toujours opérationnelle à ce jour (janvier 2003) alors que sa durée nominale était de 14 mois, a permis de montrer qu'en exploitant conjointement les mesures réalisées dans les observatoires et à bord d'un satellite vectoriel volant au moins deux ans, il était désormais possible de suivre l'évolution de cette carte à l'échelle de quelques années, avec une bien meilleure résolution spatiale que celle que les seules données d'observatoires permettaient d'obtenir jusqu'alors.

L'intérêt de disposer d'une capacité d'observation continue du champ magnétique depuis l'espace a ainsi été démontré de manière opérationnelle. Soulignons d'ailleurs que cet intérêt ne se limite pas au suivi et à l'étude du champ magnétique interne. Il concerne aussi l'étude du champ magnétique externe, auquel ces satellites sont, bien entendu, également sensibles. Dans ce rapport, cependant, il sera principalement question des travaux menés ces dernières années, stimulés par l'arrivée de ces nouvelles données spatiales, et concernant le champ magnétique interne. Bien entendu, nous évoquerons également les perspectives qu'offre le fait que le satellite Ørsted soit encore opérationnel, le fait que d'autres satellites aient été lancés plus récemment (CHAMP, juillet 2000; SAC-C, novembre 2000), le fait enfin, que d'autres projets soient actuellement en phase A (Ampère, au CNES; SWARM, à l'ESA). Ces missions devraient garantir l'observation continue du champ magnétique depuis l'espace jusqu'à au moins la fin de la présente décennie ("International Decade of Geopotential Research"), conformément à l'une des recommandations de l'UGGI (1999).

## DE LA MESURE MAGNETIQUE AU MODELE GEOMAGNETIQUE

Disposer d'un grand nombre d'observations réalisées un peu partout à la surface du globe est la première des étapes à franchir pour reconstituer la morphologie globale du champ magnétique terrestre. La seconde étape, dite de modélisation, consiste à rechercher une interpolation mathématique rendant compte des observations et permettant de prédire la valeur du champ en tout point de l'espace où l'extrapolation est physiquement légitime.

## PRINCIPE DE LA MODELISATION

Parce que l'atmosphère est électriquement neutre jusqu'à l'ionosphère, on a coutume de modéliser le champ à la surface de la Terre en remarquant que ce dernier dérive alors d'un potentiel harmonique, lui-même somme de deux termes, l'un décrivant le champ interne, l'autre, le champ externe. Parce que la Terre est sphérique, chacun de ces potentiels est ensuite développé en harmoniques sphériques. De sorte que l'on écrira, pour tout point situé dans l'atmosphère neutre :

$$ \vec{B}(\vec{r}, t) = \vec{B}_i(\vec{r}, t) + \vec{B}_e(r, t) = -\vec{\nabla} V_i(\vec{r}, t) - \vec{\nabla} V_e(\vec{r}, t) \quad (1) $$

$$ V_i(\vec{r}, t) = a \sum_{n=1}^{\infty} \sum_{m=0}^{n} (g_n^m(t) Y_n^{mc}(\theta, \phi) + h_n^m(t) Y_n^{ms}(\theta, \phi)) \left(\frac{a}{r}\right)^{n+1} \quad (2a) $$

$$ V_e(\vec{r}, t) = a \sum_{n=1}^{\infty} \sum_{m=0}^{n} (q_n^m(t) Y_n^{mc}(\theta, \phi) + s_n^m(t) Y_n^{ms}(\theta, \phi)) \left(\frac{r}{a}\right)^n \quad (2b) $$

où a est le rayon moyen de la Terre, choisi comme référence, r, θ, φ sont les coordonnées sphériques, et $Y_n^{mc}(\theta, \phi)$ sont les harmoniques sphériques de degré n et d'ordre m. Un jeu de "coefficients de Gauss" ($g_n^m(t)$, $h_n^m(t)$, $q_n^m(t)$, $s_n^m(t)$) pour une époque donnée t constitue un "modèle géomagnétique" pour l'époque en question (e.g., Langel, 1987). Construire un modèle géomagnétique consiste alors à rechercher le jeu de coefficients de Gauss rendant compte au mieux des observations dont on peut disposer autour d'une époque donnée. L'exercice est facilité par le fait que le champ dérive d'un potentiel harmonique. En effet, on peut montrer que dans la situation idéale où l'on connaît parfaitement $\vec{B}$ en tout point d'une sphère de rayon $r_o$ incluse dans l'atmosphère neutre, l'ensemble des coefficients de Gauss pourrait alors être déterminé. En corollaire important, il apparaît qu'alors on serait également en mesure de distinguer parfaitement le champ externe décrit par (2b), du champ interne décrit par (2a).

## SELECTION DES DONNEES, APPROCHE HISTORIQUE

Le nombre des observations dont on dispose en pratique reste cependant toujours limité. La détermination de tous les coefficients de Gauss n'est alors pas possible. En utilisant des méthodes classiques d'inversion mathématique (Cain et al., 1967), il reste néanmoins possible de déterminer ceux des coefficients de Gauss qui sont de degré n suffisamment petit pour décrire des échelles spatiales bien échantillonnées par les données disponibles (plus n est grand, plus les échelles spatiales décrites par sont petites). C'est ainsi que lorsque l'on ne dispose que de données d'observatoires, les possibilités de modélisation restent généralement limitées aux degrés inférieurs à 8 (Alexandrescu et al., 1994). C'est faible, mais a été suffisant pour bien identifier les signaux internes et externes de grande échelle, d'autant plus aisément que la permanence des observatoires a permis de combiner cette analyse spatiale avec une analyse temporelle. On peut ainsi très bien constater que les signaux externes sont, comme nous l'avons déjà dit, généralement faibles et rapidement variables. Ces études ont plus précièrement permis de déterminer que le signal d'origine externe est le plus faible les jours magnétiquement calmes, car alors la faible agitation du champ témoigne d'une faible intensité globale de l'ensemble du champ d'origine magnétosphérique, et la nuit, car c'est alors que le champ d'origine ionosphérique est le plus faible. Dans ces circonstances, la contribution du champ externe peut se réduire à une ou deux dizaines de nT au sol. Enfin, il est apparu que, sauf dans les régions très proches de l'équateur ou de très hautes latitudes, le signal d'origine externe vu au sol est de grande échelle spatiale.
On a ainsi pu tirer une règle pratique pour sélectionner les données les plus faiblement affectées par le champ externe. À partir des données d'observatoires, on peut quantifier l'agitation magnétique mondiale aux moyens d'indices (en pratique, il existe plusieurs types d'indices, mais il n'est pas utile ici d'être plus précis, voir e.g., Menvielle et Berthelier, 1991). On peut alors d'une part, à partir d'un mois de données d'observatoires, sélectionner un jeu de données de nuits "calmes" et construire ainsi des moyennes mensuelles d'observatoires pratiquement dépourvues de signal d'origine externe, et d'autre part, à partir de jeux de mesures effectuées ponctuellement en dehors des observatoires, sélectionner celles qui sont le moins affectées par le signal externe. De manière plus générale, il apparaît qu'en effectuant des moyennes temporelles sur un mois ou plus, on élimine l'essentiel du signal externe.
C'est à partir de ce principe de base qu'ont été construits la plupart des modèles ayant eu vocation à décrire de manière systématique l'évolution du champ magnétique interne pour l'époque historique. Quelques modèles mèrent qu'on les décrive plus en détail.

## LES MODELES IGRF

C'est en particulier dans les années 1960, avec l'avènement de l'ère spatiale que la modélisation du champ géomagnétique a pris un nouvel élan. La morphologie globale du champ magnétique d'origine interne joue en effet un rôle important dans les processus physiques qui intervient dans la magnétosphère à l'intérieur de laquelle les premiers satellites allaient évoluer. Il devenait donc particulièrement important de disposer d'une bonne description de ce champ. En outre, la nécessité de disposer d'un modèle de référence au sol demeurait pour des besoins très variés, dont la navigation ou la prospection géophysique (Campbell 1997; Mandea, 2003). Suivant donc une recommandation de l'UGGI (initialement formulée en 1954, au congrès de Toronto, Langel, 1992), il fut décidé d'une part qu'un effort international serait fait pour rapidement réaliser un levé magnétique mondial (le WMS, finalement réalisé de 1957 à 1969), et d'autre part qu'un modèle de champ géomagnétique d'origine interne serait produit régulièrement, afin de permettre une estimation du champ d'origine interne en tout lieu et toute époque pour les années à suivre. C'est ainsi que naquit le concept de "Champ Géomagnétique de Référence International" (IGRF, en anglais), dont le premier exemplaire fut publié pour l'époque 1965.0 (IAGA, 1969). Ce modèle était défini par la donnée d'un jeu de coefficients de Gauss décrivant le champ d'origine interne (dans (2a)) jusqu'au degré 8 à l'époque 1965.0, et ne cherchait pas à décrire le champ externe, dont la contribution était supposée réduite par des procédés de sélection comme ceux décrits ci-dessus. La variation temporelle séculaire du champ interne était par ailleurs prise en compte sous la forme d'une variation linéaire de chaque coefficient de Gauss, dont la dérivée temporelle première était aussi estimée.

De nombreuses générations de modèles IGRF ont suivi depuis, s'étendant également à des époques plus anciennes pour lesquelles ces modèles trouvaient une utilité. La

dernière "mise à jour" date de 2000 et a été réalisée par le groupe de travail (WG) 8, de la division V de l'Association Internationale de Géomagnétisme et Aéronomie (IAGA, en anglais) (Mandea et Macmillan, 2000), auquel la France contribue activement (Langlais et Mandea, 2000; Mandea et Langlais, 2000). L'IGRF se présente ainsi aujourd'hui sous la forme d'une suite de modèles décrivant le champ d'origine interne jusqu'au degré 10, tous les 5 ans, de 1900 à 2000, auquel s'ajoute un modèle de variation séculaire prédictif (jusqu'au degré 8) permettant d'estimer le champ futur jusqu'à la prochaine mise à jour. Il continue de jouer son rôle de champ géomagnétique de référence. Au sol, le champ en tout lieu peut ainsi être estimé à quelques centaines de nT près, cette erreur étant due au fait que ces modèles ne sont pas capables de représenter les variations régionales du champ (Cohen et al., 1997; Lowes et al., 2000). La philosophie générale qui a présidé à la construction de l'IGRF depuis les années 1960 est cependant plus pragmatique que scientifique. Elle privilégie la constance du format du modèle (ce qui permet de garantir la souplesse d'utilisation requise pour un modèle de référence). Or ce format impose une description linéaire de la variation du champ entre deux modèles de référence successifs (par exemple 1970 et 1975) ce qui se traduit par un changement de valeur soudain et artificiel de la variation séculaire (par exemple en 1975) pour permettre au modèle de décrire convenablement l'époque de référence suivante (1980). Cet "à-coup" n'est pas gênant lorsqu'il s'agit de restituer la valeur du champ à une époque donnée (ce qui est le rôle de l'IGRF), mais il rend impossible l'interprétation géophysique de la variation séculaire. Or cette dernière contient de précieuses informations.

## LES MODELES HISTORIQUES CONTINUS

Des modèles rendant mieux compte de la variation séculaire ont donc été développés, notamment dans les années 1980, après le lancement de MAGSAT dont les résultats confirmaient que la variation séculaire que l'on pouvait détecter avec les données historiques n'était autre que la manifestation de la dynamique du noyau de la Terre. Plusieurs équipes se sont attelées à la tâche (pour une revue des premiers travaux, cf. Langel, 1987). Les modèles les plus complets réalisés à ce jour restent cependant ceux développés successivement par D. Gubbins, J. Bloxham et A. Jackson qui sont parvenus à compiler, puis à exploiter, une remarquable base de données historiques. Le modèle de Bloxham et Jackson (1992) couvre ainsi les époques de 1690 à 1990, et le tout dernier modèle de Jackson et al. (2000) parvient à décrire le champ de 1590 à 1990. Ces modèles (particulièrement celui de Bloxham et Jackson, 1992) ont été largement exploités ces dernières années pour obtenir certains des résultats dont il sera question plus loin. Aussi rappelons-nous ici la façon dont ils ont été obtenus.

Fort des résultats de MAGSAT qui démontraient, comme nous le verrons plus bas, que le champ d'origine interne est dominé par le "champ principal" jusqu'au degré 13, constatant qu'à toute époque historique, les données n'étaient jamais si nombreuses que l'on puisse construire un
modèle jusqu'à un degré aussi élevé, le modèle a été limité au degré 14 (13+1, pour des raisons techniques) pour le champ interne. Il s'agit donc d'un modèle de champ principal. La contribution du champ de degré plus élevé, dominé par le champ crustal, a alors été traitée comme une source d'erreur, dont l'amplitude pouvait être estimée statistiquement (grâce aux résultats de MAGSAT). Aucune tentative n'a été faite pour décrire le champ d'origine externe. Pour les données d'observatoires, ce signal est supposé "lissé" par le fait que les données utilisées sont des moyennes annuelles, ce qui est raisonnable. Pour les observations ponctuelles réalisées lors de campagnes de mesures sur terre ou en mer (de nombreuses mesures magnétiques étaient réalisées par les navigateurs, pour des besoins de cartographie, ou lors de voyages lointains), l'hypothèse est faite que la contribution du champ externe est de toute façon faible comparée aux autres sources d'erreurs, notamment l'erreur due à la non-modélisation du champ crustal. Enfin, les données spatiales (postérieures à 1960 et incorporant MAGSAT) sont utilisées après avoir été sélectionnées (jours calmes, et, pour MAGSAT, en ne retenant que des composantes peu affectées par le signal externe aux hautes latitudes où le champ externe est particulièrement fort, comme nous le verrons plus tard). Ces données ont ensuite été décimées, pour obtenir une distribution géographique compatible avec le choix de traiter le champ crustal comme une source de bruit, et de limiter le modèle au degré 14.

Les seuls paramètres du modèle sont donc les coefficients de Gauss internes (2a), jusqu'au degré 14. Chacun est alors décrit comme une fonction continue du temps, en l'occurrence (pour Bloxham et Jackson, 1992) sous la forme d'une superposition linéaire de fonctions B-spline. Pour chaque coefficient de Gauss, les coefficients intervenant dans cette superposition linéaire sont les paramètres à déterminer à partir des données qui se répartissent à la fois dans l'espace et le temps. Ces coefficients sont déterminés numériquement par une méthode inverse. Un compromis est recherché entre une prédiction des observations par le modèle compatible avec les erreurs attenues pour cette prédiction, et un modèle décrit par le plus petit nombre de paramètres effectifs. Cette méthode conduit à minimiser les valeurs des coefficients de Gauss de plus petite échelle pour les époques où ces derniers ne sont pas contraints par les données. Le modèle obtenu est ainsi non seulement continu dans le temps, mais aussi à résolution évolutive, compatible avec le nombre de données disponibles à chaque époque. De ce fait, le modèle est d'autant plus résolu que l'on progresse vers l'époque contemporaine. En simplifiant à l'extrême, on pourra considérer que le modèle est "effectivement" de degré 7 ou 8 pour les époques anciennes, et de degré 13 pour les époques proches de 1980. Mais pour ces époques récentes, MAGSAT demeure la seule source de données contraignant les plus petits degrés du modèle, et la durée de la mission n'a pas été suffisante pour contraindre autant la variation séculaire. Même pour cette époque, la variation séculaire reste donc moins bien décrite que le champ lui-même (jusqu'au degré 9).

Tout comme les modèles IGRF, ces modèles ne sont

capables de prédire la valeur du champ en tout point du sol qu'à quelques centaines de nT. Dans la mesure où ces erreurs sont principalement dues au champ régional crustal, lequel ne varie pratiquement pas au cours du temps, cette erreur n'affecte cependant pas trop l'estimation de la variation séculaire, principalement contrainte par les "points fixes" que constituent les observatoires. L'inadéquation de la prédiction du modèle à la variation temporelle effectivement observée dans ces observatoires, de l'ordre de 10 nT/an, reste cependant importante, de l'ordre de 20 % du signal. À cela deux raisons, la mauvaise modélisation de la variation séculaire au-delà du degré 8 (typiquement), mais aussi le fait qu'une partie de la variation observée au sol est due à des signaux d'origine externe mal éliminés par les procédures de lissage temporel.

Le modèle de Bloxham et Jackson (1992) a récemment été repris et étendu à quatre siècles pour couvrir la période 1590 à 1990 par Jackson et al. (2000), grâce à un important effort de compilation de données historiques fournies par les navires français dès le xve siècle (Jackson et al., 2003). La méthode employée diffère un peu de celle de Bloxham et Jackson (1992), afin de prendre en compte les erreurs possibles de navigation (induisant une erreur de localisation), mais aboutit à un modèle de même nature. Un dernier point important à signaler à propos de ces modèles historiques concerne le fait qu'avant 1832, et les travaux de Gauss, on était dans l'incapacité de mesurer l'intensité du champ. Toutes les observations réalisées jusqu'alors concernaient seulement la direction du champ, à savoir, sa déclinaison D (angle entre le méridien magnétique et le méridien géographique, compté positivement vers l'est) et son inclinaison I (angle entre le vecteur champ et le plan horizontal, compté positivement vers le bas). Il va donc de soi, que si l'on est en mesure de construire un modèle rendant compte de ces observations, le même modèle amplifié (ou atténué) d'un facteur global positif, rendra également compte de ces observations. C'est une première difficulté, mais pas la seule. Car, comme l'ont montré Proctor et Gubbins (1990), il peut se produire que deux champs internes globalement différents dans l'espace (i.e., non partout proportionnels l'un à l'autre) puissent avoir exactement la même direction partout à la surface de la Terre! En d'autres termes, connaître même parfaitement la direction du champ interne en tout lieu à la surface de la Terre, ne suffit pas en général à déterminer les coefficients de Gauss du champ, même à un facteur global près. Heureusement, ce problème de théorie du potentiel n'est pas sans issue pour le cas concret de la Terre. On peut en effet montrer que la situation décrite par Proctor et Gubbins (1990) ne peut pas se rencontrer pour le cas terrestre où le champ principal ne comporte que deux pôles magnétiques (Hulot et al., 1997). Seule donc demeure en pratique la difficulté liée au facteur global positif, qui reste non contraint par les données. Cette difficulté est finalement contournée en prolongeant pour les époques antérieures à 1832, le comportement temporel quasi-linéaire du coefficient décrivant la composante axiale dipolaire du champ principal. Cette hypothèse est raisonnable car cette composante du champ a en effet décru de manière assez
linéaire de 1840 à nos jours (Figure n° 2). Par ailleurs, elle est compatible avec les données archéomagnétiques qui offrent la possibilité de déterminer de nouveau ce coefficient (mais il est vrai avec une moindre précision) pour les époques antérieures à 1500 (Hongre et al., 1998).

Il n'en reste pas moins nécessaire de garder à l'esprit qu'il s'agit là d'une hypothèse dont il faut tenir compte lorsque l'on entreprend d'interpréter le comportement du champ principal et de sa variation séculaire pour les époques antérieures à 1832 (Jackson, 2000 ; Le Huy et al., 2000b).

## LES PREMIERS SATELLITES MAGNETIQUES

Le premier satellite ayant embarqué un magnétomètre est Spoutnik 3, qui a volé de mai à juin 1958, moins d'un an après le lancement du premier satellite, Spoutnik 1, le 4 octobre 1957 (Dolginov et al., 1962). Le magnétomètre embarqué était un fluxgate de faible précision (100 nT) qui permettait de mesurer le champ vectoriel. Mais l'orientation du satellite n'était pas connue, de sorte que seule l'intensité pouvait être exploitée scientifiquement (notons que l'orientation du champ par rapport au satellite servait cependant pour grossièrement orienter le satellite comme s'il s'était agi d'une boussole; ce mode d'orientation a souvent été employé par la suite pour de nombreuses applications spatiales ne nécessitant qu'une orientation peu précise). Lancé à basse altitude (440 - 600 km) sur une orbite inclinée à 65°, ce qui ne permettait pas une couverture de l'ensemble de la surface du globe, ce satellite a principalement acquis des données au-dessus de l'URSS (à l'époque en effet, il n'était pas possible de stocker de données en vol, et celles-ci étaient transmises pour ainsi dire en "direct" lorsqu'une station de réception était en vue). Par la suite de nombreux satellites ont embarqué des magnétomètres, mais le plus souvent pour étudier la magnétosphère, le champ interplanétaire ou les magnétosphères des planètes voisines.

Les premiers satellites qui ont fourni des mesures magnétiques sur des orbites complètes à basse altitude permettant une cartographie mondiale du champ interne, ont été les satellites soviétiques Cosmos 26 et Cosmos 49 (en 1964), et la série de satellites américains OGO (Orbiting Geophysical Observatory). C'était à l'époque de la guerre froide, mais ces satellites étaient lancés dans le contexte du WMS et faisaient partie du programme "Peaceful Uses of the Outer Space", décidé en 1962 par les Nations-Unies. Six satellites OGO ont ainsi été lancés, trois sur des orbites très excentriques, pour étudier la magnétosphère, et trois sur des orbites polaires (collectivement désignés sous le vocable P(olar)OGO). Ils ont volé de 1965 à 1971, à des altitudes comprises entre 400 et 1500 km environ. D'autres missions ont fourni quelques données complémentaires (pour plus de détails, on pourra consulter Langel et Hinze, 1998).

Toutes ces missions (il y en a eu 12 entre 1958 et 1978) ne permettaient cependant pas de restituer le champ complet (vectoriel) dans un référentiel géocentrique, soit que les magnétomètres aient été purement scalaires, soit que l'attitude du satellite fût trop mal connue. Seules donc étaient accessibles des mesures de l'intensité du champ,

ou des mesures médiocrement orientées localement. Malgré la précision de mesure atteinte (de 22 à 6 nT), ceci devait malheureusement soulever une difficulté inattendue, révélée en particulier par l'analyse des données des missions POGO par Cain et Langel (1968).

<figure><img src="image_135.png" /><figcaption>Fig. n° 2. Evolution du premier coefficient de Gauss $g_i^n$
Pour les époques antérieures à 1832, on postule une décroissance linéaire extrapolée du comportement observé de 1840 à nos jours (Jackson et al., 2000).</figcaption></figure>

Ces derniers ont alors constaté que si deux modèles calculés avec deux jeux indépendants de données d'intensité (en divisant la base de données en deux, par exemple) prêdisaient bien, aux erreurs attendues près, la même valeur de l'intensité du champ en tout lieu, ces deux modèles pouvaient présenter des désaccords jusqu'à dix fois plus importants, lorsqu'il s'agissait de prédire le champ vectoriel. Au sol, l'erreur de prédiction d'un modèle uniquement basé sur de telles données peut ainsi atteindre plusieurs centaines de nT, surtout au voisinage de l'équateur (Figure n° 3a), ce qui n'est guère mieux que ce que pouvaient déjà faire les modèles entièrement basés sur les données sol. C'est à Backus (1970) que l'on doit l'explication théorique de l'origine de cette erreur, désormais connue sous le nom d' "effet Backus". Ce dernier montra que la difficulté provenait de ce que la seule connaissance, même supposée parfaite, de l'intensité d'un champ d'origine interne en tout point d'une surface sphérique (la surface de la Terre) ne suffisait pas à complétement caractériser ce champ. Ce problème "d'intensité" est le miroir de celui "de direction" que nous évoquions à propos des modèles historiques, pour lequel, à l'inverse, on supposait seule la direction du champ parfaitement connue. Contrairement au problème de direction, hélas, cette difficulté ne se limite pas à des configurations "pathologiques" du champ, et concerne bien le champ géomagnétique contemporain.
<figure><img src="image_136.png" /><figcaption>**Fig. n° 3.** a) Effet Backus typique : différence constatée au sol entre la composante verticale prédite par un modèle dérivé des seules données d'intensité et celle prédite à partir d'un modèle de référence ; b) Réduction de l'effet par ajout de l'information sur la position de l'équateur (Ultré-Guérard et al., 1998).</figcaption></figure>

En complétant les données d'intensité mesurées par les satellites par des mesures vectorielles réalisées à Terre à proximité de l'équateur, là où l'effet Backus est le plus important, on devait cependant pouvoir réduire ce dernier. C'est ce qu'ont constaté Hurwitz et Knapp (1974). Des travaux récents ont permis de préciser le "remède". Il a d'abord été montré théoriquement que si, à la connaissance parfaite de l'intensité d'un champ d'origine interne sur une surface sphérique, on ajoute la connaissance parfaite de la localisation de son équateur magnétique sur cette surface, alors le champ est entièrement déterminé (Khokhlov et al., 1997). Bien entendu, en pratique, les données d'intensité ne sont jamais parfaites, ni l'équateur magnétique parfaitement localisé. Mais on peut apprécier l'impact de ces erreurs (Khokhlov et al., 1999). Des tests effectués sur des données réelles montrent que cette approche peut être très efficace (Ultré-Guérard et al., 1998) (Figure n° 3b). Ainsi apparaît-il qu'un suivi de la localisation de l'équateur magnétique pourrait offrir une façon sûre de garantir une exploitation bien meilleure des données spatiales d'intensité.

Notons toutefois, pour nuancer notre propos, que les données spatiales d'intensité, ou celles vectorielles dans le référentiel du satellite (et donc non ou mal restitué), ont malgré tout trouvé une grande utilité pour l'étude de phénomènes dont le signal se distingue facilement de celui, artificiel, produit par l'effet Backus. C'est le cas lorsque par exemple on cherche à reconstituer le champ loin de l'équateur magnétique (cas de l'étude des premières données de Spoutnik 3 au-dessus de l'URSS). C'est aussi le cas lorsque l'on étudie les signaux très locaux produits par des sources externes

(c'est ainsi que les "courants alignés" dont il sera question plus loin, ont été mis en évidence pour la première fois dans les zones aurorales; lijima et Potemra, 1976). C'est enfin le cas lorsque l'on considère le signal interne de petite échelle spatiale. Ce dernier point est important, car c'est ainsi que l'on a en effet pu mettre en évidence le fait qu'il était possible de détecter le signal produit par les sources crustales depuis l'espace (Zietz et al., 1970). Il reste cependant que le plus simple est encore de pouvoir disposer directement de données spatiales vectorielles orientées.

<figure><img src="image_137.png" /><figcaption>**Fig. n° 4.** Les satellites MAGSAT (vue partielle) et Ørsted (en haut), CHAMP et SAC-C (en bas).</figcaption></figure>

# LA REVOLUTION DES SATELLITES VECTORIELS

## LA MISSION MAGSAT

À la fin des années 1970, la motivation était donc grande de voir se concrétiser une mission spatiale "vectorielle" capable de tirer le meilleur parti des progrès réalisés en magnétométrie. Ceci fut enfin le cas, en octobre 1979, avec le lancement de la mission américaine MAGSAT. MAGSAT (Figure n° 4) a été placé sur une orbite quasi-polaire, avec une inclinaison de 96,76°, un périgée et un apogée de respectivement 352,4 et 561,2 km, ce qui devait assurer une très bonne couverture géographique à basse altitude (descendre plus bas aurait compromis la durée, déjà courte, de la mission). Cette orbite était hélio-synchrone dans le plan perpendiculaire à l'axe Terre-Soleil, de manière à être toujours éclairée par le Soleil. Ceci était requis pour permettre une alimentation continue en énergie (grâce à des cellules photo-électriques). Ce satellite embarquait à son bord deux magnétomètres : un magnétomètre scalaire absolu à pompage optique et un instrument vectoriel, de type fluxgate. Le magnétomètre scalaire fournissait une mesure absolue de l'intensité du champ avec une précision de 1 nT. Ceci permettait de calibrer les mesures de l'instrument vectoriel (relatif et susceptible de dériver), et d'atteindre une précision effective de la mesure du champ magnétique de 3 nT sur chaque composante. Afin de minimiser le champ magnétique produit au niveau des magnétomètres par le satellite, dont la "propreté magnétique" était par ailleurs très soignée, ces derniers ont été placés à l'extrémité d'un bras déployable
de 6 mètres. Mais le défi technologique le plus considérable de la mission restait celui posé par la restitution d'attitude du champ vectoriel, afin d'en exprimer les composantes dans un référentiel géocentrique (nord, est, verticale). Ceci fut réalisé grâce à un dispositif incluant un détecteur solaire et deux caméras stellaires solidaires du corps du satellite, ce qui permettait de déterminer l'attitude de ce dernier, et d'un système optique (un faisceau réfléchi par un jeu de miroirs) qui permettait de restituer l'attitude du magnétomètre vectoriel par rapport au corps du satellite. En deux étapes, donc, l'attitude de la mesure vectorielle était restituée dans le référentiel géocentrique, résultant en une erreur de l'ordre de 5 nT sur chaque composante. Restait enfin le problème de la détermination précise de la position du satellite. Avec des moyens classiques de poursuite, elle fut réalisée avec une précision de 60 mètres en altitude, et 300 mètres le long de l'orbite, ce qui se traduisit par une incertitude supplémentaire d'environ 2 nT sur chaque composante du champ restitué. MAGSAT produisit ainsi des données utiles de novembre 1979 à mai 1980, à raison de 16 mesures par seconde, avec une précision finale d'environ 6 nT sur chaque composante. C'était un progrès spectaculaire.

## PREMIERES CARTOGRAPHIES HAUTE RESOLUTION

Dès les premières analyses des données de MAGSAT, Langel et Estes (1982) révélèrent ce qui devait être le résultat le plus important de la mission pour ce qui concerne l'étude du champ interne. En prenant quelques précautions élémentaires pour minimiser la contribution possible du champ magnétique externe (jours magnétiquement calmes, etc.), ils construisirent un premier modèle de champ magnétique interne jusqu'au degré 23 afin d'en analyser le "spectre spatial", c'est-à-dire la contribution $W_i(a,n)$ de chaque degré n à la moyenne quadratique totale $W_i(a)$ du champ interne $B_i$ à la surface de la Terre ($r=a$). On sait en effet, que cette moyenne quadratique est la somme de ces contributions :

$$W_i(a) = (4\pi a^2)^{-1} \iint_{r=a} \vec{B}_i \, dS = \sum_{n=1}^{\infty} W_n(a,n) \quad (3)$$

La Figure n° 5 (Langlais et al., 2003) illustre l'allure de ce spectre et fait apparaître très clairement une décroissance exponentielle de ces contributions jusqu'au degré 13 environ, suivi d'une tendance "plate" témoignant d'une contribution à peu près égale des différents termes de degré plus élevé. Ceci fut immédiatement interprété comme le témoignage de ce que le champ interne était en fait la superposition d'un champ principal provenant de la surface du noyau et dominant le champ jusqu'au degré 13 (la décroissance exponentielle pouvant être attribuée à l'atténuation géométrique liée au fait que l'on observe ce champ à distance lorsque l'on est à la surface de la Terre), et d'un champ crustal produit par des sources toutes proches et dominant le champ au-delà du degré 13. Soyons honnêtes, l'existence d'une telle rupture de pente était attendue. On connaissait l'amplitude du signal pro-

duit régionalement par le sous-sol à partir de levés, notamment aéromagnétiques. Lors du WMS, un effort particulier avait notamment été fait dans le cadre de la contribution américaine, "Project Magnet", de cartographie aéromagnétique. Ceci avait permis à Alldredge et al. (1963) de reconstruire un profil aéromagnétique circumterrestre, dont l'analyse statistique permit à Lowes (1974) d'estimer ce que pouvait être le spectre du champ magnétique interne. Par ailleurs, en dépit des difficultés associées à l'effet Backus, il avait déjà été possible d'estimer grossièrement ce spectre à partir des données POGO (Cain et al., 1974). L'allure prédite était très proche de celle que l'on voit sur la Figure n° 5. Cependant, pour la première fois, MAGSAT permettait de calculer (et non plus d'estimer) ce spectre avec précision. De plus, la démonstration était faite que MAGSAT avait enfin atteint le niveau de précision requis pour permettre la cartographie précise du champ magnétique d'origine interne jusqu'à des échelles spatiales de l'ordre du millier de kilomètres.

<figure><img src="image_138.png" /><figcaption>Fig. n° 5. Spectre du champ magnétique interne à l'époque 1980 (Langlais et al., 2003).</figcaption></figure>

MAGSAT fut donc d'abord l'occasion de déterminer pour la première fois la structure du champ magnétique principal jusqu'au plus haut degré accessible à l'observation, le degré 13, ce qui démontrait l'utilité des telles missions pour l'étude de la dynamique du noyau. Mais MAGSAT démontrait aussi qu'il était désormais possible d'étudier le champ crustal depuis l'espace, malgré la petitesse du signal (typiquement de l'ordre de 10 nT, à l'altitude du satellite). Ceci suscita un engouement considérable. Pour preuve, signalons que dans leur livre paru en 1998, Langel et Hinze ne recensent pas moins de 167 cartes de champ crustal, publiées entre 1982 et 1995 et construites à partir de données MAGSAT ! Ce livre donne d'ailleurs un tour d'horizon très complet des travaux publiés jusqu'en 1995 à propos du champ magnétique d'origine crustal (rappe-lons qu'en 1995, aucune autre mission de même type n'avait encore été concrétisée). Aussi nous contenterons-nous ici de décrire brièvement (et de manière non exhaustive, il existe de nombreuses "variantes") la démarche générale suivie par les auteurs de ces travaux. Après avoir soignneusement sélectionné les données pour éviter une
contamination par le champ externe, complété ces données par d'éventuelles observations au sol (levés divers), et employé des méthodes appropriées pour s'affranchir des signaux externes résiduels (comme nous le verrons dans un instant, il y en a), on construit des modèles géomagnétiques du champ interne. Alors, afin de s'affranchir du champ principal, soit on étudie le champ prédit par les degrés supérieurs à 13 du modèle en question, ce que l'on fait généralement pour étudier le champ crustal de grande échelle, soit on reprend les données d'origine auxquelles on soustrait la prédiction de la partie champ principal $n \le 13$ du modèle, afin d'obtenir des données "d'anomalies" du champ magnétique. Ces anomalies peuvent alors être soit directement cartographiées, soit utilisées à leur tour comme entrée pour construire un modèle régional du champ d'anomalie. Le plus souvent, ces modèles régionaux interprètent le champ d'anomalie comme étant le résultat d'une aimantation équivalente du sous-sol (représentation en "source équivalente"), ce qui permet de faire des comparaisons avec des structures géologiques connues (ou à rechercher !), ainsi qu'avec d'autres types de cartes (gravimétriques, etc.). Nous aurons l'occasion de rapporter plus loin les résultats de quelques études de ce type menées encore récemment.

MAGSAT était donc un énorme progrès, mais MAGSAT avait deux principaux défauts. Sa durée de vie fut brève, ce qui n'a pas permis de faire de progrès significatif en matière de modélisation de la variation séculaire et MAGSAT était héliosynchrone, ce qui limita la qualité des modèles de champ magnétique interne, contaminés en partie par du signal d'origine externe.

## LES SOURCES DU CHAMP EXTERNE

Pour comprendre en quoi cette orbite n'était pas optimale, il importe maintenant de préciser la nature des sources du champ externe. Du point de vue des satellites magnétiques à basse altitude du type de MAGSAT (et de ceux dont il sera question par la suite), on peut résumer la situation en classant ces sources en trois grandes catégories (pour une description plus exhaustive, on pourra consulter Langel et Hinze, 1998 ; Campbell, 1997).

Les sources les plus basses sont celles du champ ionosphérique. Il s'agit de courants électriques circulant principalement dans la région E de l'ionosphère, située à la base de l'ionosphère entre typiquement 100 et 140 km d'altitude. C'est la région la plus conductrice de l'ionosphère (plus bas, l'atmosphère n'est plus ionisée par les ultraviolets et les rayons X "mous" en provenance du Soleil qui ont alors déjà été interceptés à plus haute altitude ; plus haut, l'atmosphère est moins dense).

L'ionisation de l'ionosphère disparaît presque entièrement la nuit (car en l'absence de source d'ionisation, les ions redeviennent très rapidement neutres). Les courants proprement dits sont alors dus à un mouvement vertical d'ensemble de l'atmosphère provoqué par l'alternance du jour (qui chauffe l'atmosphère, ce qui provoque une dilatation d'ensemble) et de la nuit (qui provoque une contraction d'ensemble). Le matin, en même temps que se reconstitue la région E très conductrice, celle-ci se déplace donc

verticalement, à l'intérieur des lignes de champ du champ principal, ce qui induit une force électromotrice. L'après-midi, un mouvement contraire se produit, avec une force électromotrice opposée. C'est ainsi que du côté jour de l'ionosphère, deux grandes boucles de courant opèrent en permanence dans la région E, l'une dans l'hémisphère nord, l'autre dans l'hémisphère sud (Figure n° 6). La couche E étant mince, il s'agit de courants quasi-horizontaux. Ces courants réguliers produisent ce qu'il est convenu d'appler le champ ionosphérique "Sq" (pour "Solar quiet"). C'est en effet le seul champ externe significatif, les "jours calmes". On en connaît assez bien la géométrie grâce aux données d'observatoires. Dans l'ensemble, ce champ externe est caractérisé par de très grandes échelles horizontales. Mais il importe de souligner l'existence d'une bande où les courants sont particulièrement intenses. Cette bande suit l'équateur magnétique (du côté jour), c'est l'"électrojet équatorial". Son existence est due à l'anisotropie du tenseur de conductivité du plasma de l'ionosphère, dont la composante perpendiculaire au champ principal (et donc ici le long de l'équateur) est renforcée. Ce champ Sq est évidemment héliosynchrone. Il est faible la nuit, ce qui motive la règle déjà évoquée qui veut que pour l'éviter, on préférera les données de nuit. Remarquons également tout de suite que les sources de ce champ sont au-dessous des satellites.

<figure><img src="image_139.png" /><figcaption>Fig. n° 6. Schéma simplifié des sources ionosphériques.</figcaption></figure>

Au-delà de l'ionosphère, et bien au-dessus des orbites des satellites qui nous intéressent, on trouve la magnétosphère (qui s'étend jusqu'à plusieurs rayons terrestres). La dynamique de cette magnétosphère est très complexe, mais pour nos besoins, et compte tenu de ce que les satellites à basse altitude ne "voient" essentiellement que les sources les plus proches, lesquelles sont déjà lointaines, il est suffisant de considérer que les sources "magnétosphériques" se concentrent dans un "anneau de courants" équivalent. Cet anneau est dû à des particules piégées dont le mouvement principal est celui d'aller et retour nord-sud le long des lignes de champ du champ magné-