of 100 and 20 nT for the low- and the
high-altitude datasets, respectively; these
are to compare to rms measurements of the

order of 400 and 50 nT. Similar
conclusions can be drawn over the other
two areas.

### III.2 Equivalent Sources

These relatively large residuals are due to
the implicit simplicity of the model. Only
three sources are used to predict magnetic
field measurements over an area that is
1300x1000 km2 wide. In order to decrease
the residuals, one can use more sources
(thus increasing the complexity of the
inversion scheme), or one can use a
localized version of the ESD approach.
The latter was applied by [Langlais and
Purucker, 2007], above Apollinaris Patera,
a Martian shield volcano associated with a
magnetic anomaly. This volcanic edifice is
located in (9.3°S, 174.4°E), slightly North
of the Martian dichotomy. It extends over
near 200 km, with a 75-km wide caldera.
Recent crater counts showed that this
edifice was completed 3.74 Gyr ago
[Werner, 2005]. Its oldest visible surface is
3.98 Gyr old, but it is very likely that its
initial activity is older.

The volcano is associated with a
strong magnetic anomaly, reaching 200 nT
at 100-km altitude. MGS provided a few
passes at low-altitude above this area. The
comparison with high-altitude data is
essential, as it confirms the correlation
between the magnetic anomaly and the
volcanic edifice. The radial component

changes its polarity above the volcano at
both altitude, while the Bθ component
presents a local maximum. This is typical
of a horizontally magnetized body that
would be located below the volcano
[Telford et al., 1976].

This magnetic anomaly was studied
using a localized ESD method. A caveat of
this method is that it relies on sources a
priori located on a regular grid. Since the
dipoles have to be as equidistant as
possible, it is not possible to choose the
location of a particular dipole. In
counterpart, it is relatively easy to increase
the number of sources, keeping in mind
that the most remote ones will be affected
by edge effects. The anomaly was studied
using three assumptions. First, a single
source was located in the vicinity of the
volcano. Several locations were tested,
allowing the dependence of the source
parameters to be evaluated. Very stable
inclinations and declinations were found.
The exact location of the dipole source had
little influence on the field predictions.
Then, more sources were used. Dipoles
were placed on a hexagonal mesh. A non-
uniform magnetization case was studied,
in which no constraints were imposed on
the magnetization. Second, the directions
of the magnetization were set with respect
to the mean magnetic paleopole computed

in the one-dipole case, leading to the
uniform magnetization case.

<figure><img src="image_96.png" /><figcaption>**Figure 2** : Location of magnetic paleopoles as computed in several studies: △ Hood and Zakharian, 2001; ◆ Frawley and Taylor, 2004; ⚪ Arkani-Hamed, 2001; ♩ Sprenke, 2005; ■ Boutin and Arkani-Hamed, 2006; ▼ Quesnel, 2006; ★ Langlais and Purucker, 2007; ▲ Quesnel *et al.*, 2007.</figcaption></figure>

Up to seven concentric hexagons
were used for the sources. The mean
distance between adjacent sources is 1.9°,
or 100 km, corresponding to the minimum
altitude of the measurements. The optimal
number was *a posteriori* evaluated, by
comparing rms differences between
different configurations in a small area

around the volcano. Only the innermost
sources were used to infer magnetic
paleopole locations, the other one being
corrupted by other, more distant, magnetic
anomalies. Rms residuals were as low as 3
nT for the mapping orbit data. The
uniform and the non-uniform
magnetization cases allowed the coherency
of the magnetization directions to be
evaluated. First, the magnetization remains
positive around the volcano for the
uniform magnetization case (a negative
magnetization would correspond to a
magnetization acquired in a reversed
direction magnetic field dynamo). More
interestingly, the directions computed in
the non-uniform magnetization model are
very consistent. Magnetic paleopole

locations were evaluated: the seven closest
sources are associated with paleopoles that
cluster around (87.8°S, 99.2°E), with a
corresponding α₉₅ equal to 18°. This value
would be large for a terrestrial analysis,
but the equivalent sources are located on a
very large area. Typical dispersion
associated with equatorial sources is of the
order of 13° [Merril *et al.*, 1996], which is
comparable with this study.

IV. IMPLICATIONS FOR EARLY MARS

In this section, we discuss the previous
modeling results in terms of constraints for

early Mars’ evolution.

IV.1 Polar wander

Many studies with regards to magnetic
paleopoles have been conducted [Arkani-
Hamed, 2001; Hood and Zakharian, 2001;
Frawley and Taylor, 2004; Hood et al.,
2005; Boutin and Arkani-Hamed, 2006].
All these studies rely on the assumption
that the paleomagnetic field was centered,
axial and dipolar, as it is the case on the
Earth [Tauxe, 2005]. Most of these studies
were done using relatively simple forward
approaches (surface disks, vertical prisms),
on isolated or dipolar magnetic anomalies.
While some did not found any paleopole
clustering [Frawley and Taylor, 2004],
some others observed that about half of the
paleopoles cluster around the Tharsis
bulge (see Figure 2 for a summary).

Because some magnetic paleopoles were
South and North, Boutin and Arkani-
Hamed [2006] concluded that the martian
paleodynamo also experienced field
reversals. Sprenke [2005] used a statistical
approach to infer the most likely location
of the Martian paleopole, assuming that no
polar wander occurred before the dynamo
cessation. Resulting paleopole is more
likely located around (230°E, 50°N), very
close from Tharsis.

The three paleopoles associated
with the three magnetized bodies in Terra
Sirenum [Quesnel *et al.*, 2007] are located
in (310°E, 26°N), (299°E, 46°N) and
(221°E, 44°N), respectively (green
triangles on Figure 2). The mean location
would be close to (270°E, 40°N), slightly north-east of the Tharsis bulge. This indicates that relatively close magnetized bodies may have different magnetization components, however consistent with a stable magnetic pole, close to the previously inferred locations. These studies confirm previous hypothesis: the magnetic paleopole was not located at the nowadays rotation pole at the time when the lithosphere became magnetic.

On the contrary, the paleopole deduced from the magnetic anomaly associated with Apollinaris Patera is very close to the current pole (green star on

Figure 2). Although this is an unique result, it may be seen as a robust one, as it is (so far) the only example of a magnetic anomaly associated with a geological structure. This new result does not challenge the previously estimated paleopole locations. It however brings a new and important constraint, as it means that this polar wander took place before the magnetic dynamo shutdown. Moreover, the proximity of the paleomagnetic pole to the present-day rotation pole of Mars also implies that the axis of rotation of Mars has been stable for about 4 Gyr.

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

**Figure 3:** Schematic view of the deep serpentinization processes. A local warm plume heats the base of, and the lithosphere. The ultrabasic and/or basic rocks react with the crustal water: this may produce large amounts of magnetite, which is magnetized in the presence of global magnetic field due to a core dynamo (chemical remanent magnetization).
This new constraint has to be introduced in models of Mars' evolution. Based on these results, and keeping in mind the centerd axial dipole hypothesis, we can propose a possible scenario for Mars' evolution: 1 – Mars forms and differentiates. A magnetic dynamo starts in the core, and the largest parts of the cooling lithosphere acquires a remanent magnetization. 2 – The Tharsis volcanic complex starts to grow, at a medium- to high-latitude location; the dynamo is still active. 3 – The Tharsis complex becomes

larger, altering the equilibrium mass distribution of Mars. This induces a major polar reorientation. Tharsis apparently moves southward. 4 – Tharsis is in its current location. Apollinaris Patera is set into place. 5 – The dynamo shut down. Large impacts take place, modifying the magnetic properties of the lithosphere. Of course, this appealing scenario would have to be confirmed, by looking for other correlations between geological structures and magnetic signatures.

## IV.2 Magnetic mineralogy and geological processes

Another interesting results comes from the very intense magnetization that is required by different models. Assuming a 50-km thick layer, the magnetization capable of producing the observed magnetic anomalies has to be larger than 4.76 A/m [Parker, 2003]. But this is a minimum value. ESD models predict magnetization components to range between +- 12 A/m, for a 40-km thick layer [Langlais et al., 2004]. Others suggested even larger values, up to 60 A/m [Connerney et al., 1999].

Quesnel et al. [2007] computed very intense magnetizations that are not commonly met on the Earth. Such intensely magnetized bodies may however be found near the mid-ocean ridge. Fresh

basalts may indeed carry remanent magnetization up to 20 A/m [Bleil and Petersen, 1983]. But these basalts are rapidly altered, reducing the magnetization to ~1 to 5 A/m. In addition, this magnetization is confined to a thin, ~ half a kilometer layer.

Single-domain magnetite and pyrrhotite, as well as multidomain (>15 µm) hematite are the best candidate Martian magnetic minerals. Pyrrhotite is not a common mineral on the Earth, but it has been identified as the main magnetic carrier in numerous Martian meteorites [Rochette et al., 2001]. However, pyrrhotite has a relatively low Curie temperature (320°C), and as a consequence, the depth at which pyrrhotite
would be magnetized is relatively limited. On the contrary, MD hematite has a high 675°C Curie temperature, which would be compatible with a thick magnetized layer. The relatively weak saturation magnetization (~2 kA/m), and the low coercivity, are drawbacks to MD hematite as a good candidate for the main magnetic carrier. In addition, while coarse grain hematite deposits have been detected above Terra Meridiani [Christensen et al., 2001; Squyres et al., 2006; Bibring et al., 2006], their origin is very likely of sedimentary origin [Arvidson et al., 2006], which again disfavor hematite. The other alternative is SD magnetite, which has a high Curie temperature (580°C) and a large saturation magnetization (480 kA/m). Magnetite is one end-member of the titanomagnetite series, the most common magnetic mineral on the Earth. Magnetite can form by oxyexsolution of titanomagnetite, which may occur in the

parent magma if the oxygen fugacity is high enough (high temperature oxidation). It can also exsolve from iron-bearing silicates, such as plagioclase or pyroxene in plutonic rocks. Another possibility for magnetite to form is linked to hydrothermalism, as explained by Figure 3. Secondary magnetite can form at relatively low temperature, resulting from serpentinization processes [Nazarova, 1994]. For instance, an 8% hydration of a basaltic crust (enstatite) would lead to a 10% volume fraction of magnetite, which is large enough to explain the required magnetization values [Quesnel et al., 2007]. A relative abundance of water, coupled with a vigorous mantle convection to produce small-scale hot plumes, in a basaltic lithosphere are then key elements required by this scenario during the earliest stages of Mars' history [Solomon et al., 2005].

## V. CONCLUSIONS – THE CASE FOR LOWER ALTITUDE MEASUREMENTS

In this paper, we review some recent improvements of our understanding of Mars in terms of its magnetic field history. Despite the relatively high-altitude of the unique areographical coverage of Mars, it is possible to establish some properties of the magnetic field. It has a remanent

origin. It is not homogeneously distributed over the whole surface of Mars. Lithospheric magnetization is one to two orders of magnitude larger than what is commonly observed on the Earth. This implies larger amounts of coherently magnetized magnetic minerals, as well as
deep Curie isotherms. Such amounts may
imply both primary and secondary
magnetic minerals. The later may relate to
hydrothermal alteration, producing large
amounts of magnetite.

Magnetization directions can also
be investigated. A study over Apollinaris
Patera showed a paleopole located near the
rotation pole. Some of the previous studies
on isolated magnetic anomalies indicated a
possible paeopole location close to Tharsis
bulge. This new result is very important, as
it confirms the major polar wander that
occurred on Mars. Moreover, it gives
timing constraints on this polar wander: it
occurred prior to the disappearance of the
magnetic field.

Mars has currently no global,
planetary scale, magnetic field, but it
possessed one during its early history.
What is still measured today is a
combination of very ancient magnetization
processes, and younger demagnetization
processes. The fact that Hellas and Argyre
are not associated with magnetic fields
argues for a dynamo shutdown prior to
their emplacement, around 4.0 Gyr ago
[Frey, 2006]. A more accurate timing for
the dynamo will rely on (1) absolute age
determination, and (2) more detailed
characterization of the magnetization
contracts between impacted and non-
impacted areas. Such detailed mapping
relies strongly on the altitude at which the

magnetic field is measured. [Langlais et
al., in prep] predicted magnetic field
signatures associated with very large (> 100 km in diameter) demagnetized impact
craters. A 150-km wide crater
 corresp onding to a fresh 100-km diameter
transient crater) will be associated with a 1
nT signal at 200 km altitude.
Unfortunately, present measurements at
such middle altitudes are too sparse to
allow such signatures to be seen. New,
lower altitude measurements, are eagerly
awaited.

During the past years, magnetic
measurements on board MGS have
revolutionized the way Mars and other
planets were understood. It was not
thought that lithospheric magnetic field
could be that intense. Interestingly, ancient
measurements of the Hermean magnetic
field by Mariner 10 have been re-analyzed.
New models, based on large lithospheric
fields have been proposed [Aharonson et
al., 2004]. There are many other puzzling
questions on Mars' magnetic field to
which we can not yet answer. These are
the period of activity of the Martian
dynamo; the depth of Curie isotherm at the
time when magnetization was acquired;
the nature and the abundance of the
magnetic minerals. Not only new
measurements will help to answer these
questions, but they will also bring new
constraints on the internal structure of
Mars, its thermal evolution, as well as its atmospheric escape history and the past

existence of liquid water at the surface of Mars [Chassefière *et al.*, 2007].

## VI. ACKNOWLEDGEMENTS

This work has benefited from the support of the INSU/CNES Programme National de Planétologie and from the European

Community's Improving Human Potential Program under contract RTN2-2001-00414 /IMAGE.

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A. MARCHAUDON<fnref n="1" />, J.-C. CERISIER<fnref n="2" />, J.-M. BOSQUED<fnref n="3" />, Y. V. BOGDANOVA<fnref n="4" />
& C. J. OWEN<fnref n="4" />

**Abstract** Through conjugate observations between satellites or between satellites and ground-based facilities, an improved picture of the magnetopause reconnection process and its effects on the dayside electrodynamics of the magnetosphere-ionosphere system emerges. In this paper, we present results based on multi-instrumental studies obtained by French teams and their main collaborators during the past four years. In all these studies, the coupling between the solar wind, the magnetosphere and the ionosphere, has been investigated, revealing its complexity and its variability. The most striking results are the following: (1) the magnetopause reconnection rate may or may not be triggered by external parameters; (2) the mapping between the magnetosphere and the ionosphere is not always perfectly equipotential in the dayside as often postulated; (3) the orientation of the pair of field-aligned currents of reconnected flux tubes does not always follow the interplanetary magnetic field conditions. From these results, it is clear that further multi-instrumental studies will help to answer critical questions about the magnetosphere-ionosphere coupling and its variability. The next challenge will be to identify the sources of this variability by a systematic analysis of the solar wind, magnetospheric and ionospheric conditions prevailing in each case.

<footnote n="1">¹LPCE/CNRS, Orléans, France
aurelie.marchaudon@cnrs-orleans.fr</footnote>

<footnote n="2">²CETP/IPSL/UPMC, Saint-Maur-des-Fossés, France</footnote>

<footnote n="3">³CESR/CNRS, Toulouse, France</footnote>

<footnote n="4">⁴MSSL/UCL, Holmbury St Mary, UK</footnote>
**Key words** Reconnection, magnetopause, cusp, and boundary layers, solar wind-magnetosphere-ionosphere interactions, current systems

## Reconnexion Magnétique Côté Jour : Propriétés et Impact sur le Système Magnétosphère-Ionosphère

**Résumé** Des observations simultanées par plusieurs satellites ou des observations conjuguées entre des satellites et des instruments au sol ont permis d'étudier la nature du processus de reconnexion à la magnétopause et de ses implications sur l'électrodynamique du système magnétosphère-ionosphère côté jour. Dans cette revue, nous présentons des résultats obtenus par des équipes françaises ou par leurs proches collaborateurs durant les quatre dernières années. Ces études révèlent la complexité et la variabilité du couplage entre le vent solaire, la magnétosphère et l'ionosphère. Les instruments utilisés dans ces études sont : (1) le satellite ACE dans le vent solaire en amont de la magnétosphère, (2) la mission 4-satellites Cluster et la mission Double Star fournissant un diagnostic complet du plasma magnétosphérique, (3) le satellite basse altitude Ørsted, le satellite imageur IMAGE et les radars SuperDARN donnant accès aux propriétés électrodynamiques de l'ionosphère à travers respectivement les courants alignés au champ magnétique, les précipitations aurorales et la convection du plasma ionosphérique.

Dans un premier temps, la structure à petite et grande échelle de la reconnexion à la magnétopause est étudiée. Ainsi la comparaison entre deux événements présentant les mêmes conditions de champ magnétique interplanétaire, dominées par la composante est-ouest du champ interplanétaire, montre la complexité du processus de la reconnexion. Ces deux événements montrent que l'angle horaire entre les composantes est-ouest et nord-sud du champ magnétique interplanétaire est l'un des facteurs principaux contrôlant la reconnexion sur la magnétopause. La reconnexion reste active, même lorsque la composante nord-sud du champ interplanétaire n'est pas dirigée vers le Sud (c'est-à-dire n'est pas favorable à la reconnexion sur la face avant de la magnétopause), à la condition que l'angle horaire du champ interplanétaire reste supérieur à 70°. Ces deux événements présentent cependant une importante différence. Dans un cas, le taux de répétition de la reconnexion à la magnétopause est contrôlé par les variations de la pression dynamique du vent solaire, alors que dans l'autre cas, le taux de répétition ne semble commandé par aucun facteur (interne ou externe) et pourrait donc résulter d'une propriété intrinsèque à la reconnexion. La
formation et la structure du cornet polaire extérieur stagnant ont également été décrites dans cette partie et un mécanisme de formation basé sur une double reconnexion agissant successivement dans chacun des deux lobes magnétosphériques, lieu favorable à la reconnexion pour un champ interplanétaire dirigé vers le Nord, a été proposé. Cette double reconnexion produirait de nouvelles lignes de champ fermées sur la face avant, déconnectées du milieu interplanétaire et ne subissant plus l'entraînement du vent solaire, expliquant ainsi la stagnation du plasma dans le cornet polaire extérieur.

Une seconde partie est consacrée à l'étude de la dynamique du système magnétosphère-ionosphère côté jour durant des événements de reconnexion. Pour deux cas d'étude, les vitesses de plasma et les vitesses de déplacement de tubes de flux reconnectés ont été mesurées dans la magnétosphère puis projetées le long du champ magnétique dans l'ionosphère et comparées à des mesures ionosphériques directes de ces mêmes vitesses. Il a ainsi été montré que cette projection entre la magnétosphère et l'ionosphère n'était pas toujours parfaite et que par conséquent l'équipotentialité des lignes de champ magnétique dans la magnétosphère côté jour n'était pas toujours vérifiée, comme souvent supposé. Le délai de propagation des effets de la reconnexion entre la magnétosphère et l'ionosphère est d'environ 2-3 min, en accord avec le temps de propagation d'Alfvén. De plus, la réponse du système magnétosphère-ionosphère à la reconnexion côté jour se décompose en deux phases successives, commençant par une précipitation de particules injectées depuis le vent solaire le long des lignes de champ nouvellement reconnectées et suivie par une forte convection vers le pôle des tubes de flux reconnectés, sous l'action conjuguée de la tension magnétique au site de reconnexion et de l'écoulement du vent solaire autour de la magnétosphère.

Une dernière partie traite de l'électrodynamique de tubes de flux reconnectés, à travers la distribution des courants alignés avec le champ magnétique et le courant de fermeture dans l'ionosphère. Les résultats montrent en général un bon accord avec un des modèles théoriques proposés, selon lequel deux courants alignés avec le champ et de signe opposé circulent sur chaque flanc du tube du flux et se ferment au travers du tube par un courant ionosphérique de Pedersen. Par contre, l'orientation de cette paire de courants alignés avec le champ ne suit pas systématiquement les conditions du champ magnétique interplanétaire, comme le supposait ce même modèle théorique.
Les résultats présentés ci-dessus nécessitent d'être étendus et confirmés par des études
multi-instrumentales plus systématiques afin de mieux comprendre les mécanismes de couplage entre le vent solaire, la magnétosphère et l'ionosphère et surtout les sources de la variabilité observée.

*Mots clefs reconnexion, magnétopause, cornet polaire, couches frontières, interactions vent solaire-magnétosphère-ionosphère, systèmes de courant*

# I. INTRODUCTION

The dayside magnetosphere is coupled to the solar wind and magnetosheath across its outer boundary - the magnetopause - and to the Earth's ionosphere and thermosphere via particles, currents and waves flowing /propagating along magnetic field lines. Key processes at work at the magnetopause are magnetic reconnection, particle diffusion and waves that arise at and in the vicinity of this boundary. Three main regions just inside the dayside magnetopause with different plasma characteristics are formed by the solar wind-magnetosphere interaction: the low-latitude boundary layer (LLBL), the high-altitude cusp and the plasma mantle. The LLBL adjacent to the dayside magnetopause is populated by a mixture of plasmas of magnetosheath and magnetospheric origin and is at least partly located on closed field lines (e.g., Eastman et al., 1976; Newell and Meng, 1988). The LLBL is magnetically connected to the ionospheric cleft (Newell and Meng, 1988) at lower altitudes, where particle fluxes are lower in intensity but extend to higher

energies than in the “cusp proper” located just poleward of it (Aparicio et al., 1991). The high-altitude cusps (Paschmann et al., 1976) are located on open field lines at the interface between dayside closed field lines and nightside open field lines (lobe regions), where magnetosheath plasma entry is more direct, as indicated by the particle spectra which are close to those observed in the magnetosheath (Newell and Meng, 1988). The high-altitude cusp is magnetically connected to the “cusp proper” at ionospheric altitudes, where plasma with magnetosheath characteristics is also observed. Poleward of the high-altitude cusp is the plasma mantle (Rosenbauer et al., 1975; Crooker, 1977), consisting of magnetosheath-like plasma with a tailward-directed bulk flow and mapping downward to the dayside polar cap.

Magnetic reconnection between the anti-parallel magnetospheric and interplanetary magnetic fields (IMF) is generally recognized as the dominant mechanism for transfer of energy,
momentum and plasma from the solar wind to the magnetosphere. Many models and observations have described different possible topologies for this process. Reconnection can occur between strictly anti-parallel field lines, at the nose of the magnetopause during dominant southward IMF (Dungey, 1961; Crooker, 1979). In addition, as a consequence of the IMF draping around the magnetosphere, reconnection may also occur on the lobes during dominant northward IMF (Dungey, 1963; Gosling et al., 1991) or on the flanks during periods of dominant azimuthal IMF component (Phan et al., 2001; Marcucci et al., 2000). "Component reconnection" with a low shear between the IMF and the magnetospheric fields can occur almost everywhere on the dayside magnetopause (Sonnerup, 1974; Chandler et al., 1999). Indeed, observations of component reconnection equatorward of the cusp have been reported during periods of northward IMF (Fuselier et al., 2000). Moreover, the co-existence of high-latitude (lobe) and low-latitude reconnection sites has been reported (Sandholt et al., 1998; Pitout et al., 2002). Finally, simulations by Berchem et al. (1995) and recent observations by Vaisberg et al. (2004) suggest the possible existence of multiple X-lines forming isolated magnetic flux ropes on the dayside and on the flanks of the magnetopause, for various IMF

conditions, supporting the multiple reconnection lines model of Lee and Fu (1985).

The large-scale spatial and temporal nature of reconnection remains poorly understood. Various observations from satellites and/or ground-based stations have shown that a reconnection line extending by up to 40 RE along the magnetopause, can be stable (e.g., Milan et al., 2000; Phan et al., 2001), during stable IMF conditions. Initially considered as a steady process by Dungey (1961), intermittent and spatially limited reconnection was independently discovered by Haerendel et al. (1978) and Russell and Elphic (1978). Under the name of Flux Transfer Events (FTEs), Russell and Elphic (1978) first recognised the bipolar signature in the magnetic field component normal to the magnetopause as the main observational characteristic of bursts of magnetic reconnection. Later studies allowed refined descriptions of FTEs, namely the plasma signature inside the reconnected flux tube, consisting of a mixture of magnetosheath and magnetospheric plasma (e.g., Farrugia et al., 1988; Owen et al., 2001), the accelerated ion flows (e.g., Paschmann et al., 1982; Bosqued et al., 2001) and their larger occurrence rate ~5-10 min during periods of southward IMF (e.g., Berchem and Russell, 1984; Lockwood and Smith,
1992). The question of whether reconnection has an intrinsic sporadic nature, or whether it is controlled by internal magnetospheric conditions (Russell et al., 1997) or by variable IMF conditions (Lockwood and Wild, 1993), remains open. Several authors have argued that during very steady IMF conditions, reconnection can occur continuously, but at a variable rate (e.g., Gosling et al., 1982; Phan et al., 2001, 2004).

Reconnected flux tubes map into the ionosphere along magnetic field lines through particle fluxes, field-aligned currents and Alfvén waves. The first observation of the ionospheric signature of an FTE was made by Goertz et al. (1985) with the STARE VHF coherent radar: sporadic and spatially limited flow bursts moving in the northwest direction were attributed to magnetic reconnection, as indicated by the simultaneous observation of a satellite signature at the magnetopause. Several studies with the PACE HF radar followed; Pinnock et al. (1995) presented a case of enhanced convection channels superimposed on the continuous cusp radar echoes. More recent statistical and case studies of convection flow bursts by SuperDARN HF radars and cusp particle precipitation observed by all-sky cameras, and photometers have confirmed that these sporadic convection/precipitation signatures were

the ionospheric signatures of FTEs (e. g. Sandholt et al., 1990; Provan and Yeoman, 1999; Provan et al., 1999; Milan et al., 2000; Thorolfsson et al., 2000). They showed that the longitudinal extent of these ionospheric convection/precipitation signatures is generally larger than their latitudinal extent and that their average repetition rate was ~7 min. Moreover, inside these flow channels, the velocity is found to be larger than in the ambient plasma and directed mainly northward. Most of these convection channels are also characterized by an azimuthal velocity component, the sign of which depends upon the sign of the IMF-By component (westward for positive IMF-By and eastward for negative IMF-By in the northern hemisphere, and reversed in the south), in agreement with the standard convection models (Reiff and Burch, 1985; Crooker, 1979; Cowley et al., 1991), which assume that the convection is driven by the magnetic tension associated with newly-reconnected magnetic flux tubes.

Thus, FTEs have been extensively studied during the last twenty years, both in the magnetosphere by satellites and in the ionosphere by radars or imagers. However, simultaneous observations in the high-altitude magnetosphere and in the ionosphere were less numerous, limiting our understanding of the coupling between the two regions. Elphic et al. (1990)
showed a clear association between an FTE, identified near the magnetopause by its magnetic bipolar signature, and poleward-moving ionospheric flow bursts and auroral forms observed by the EISCAT radar and photometers. Ten years later, Neudegg et al. (2000) associated the signatures of FTEs at the magnetopause, and poleward moving flow bursts observed in the ionosphere by SuperDARN radars. More recently, clear FTE signatures have been observed simultaneously by ground-based instruments and the four-spacecraft Cluster mission (e.g., Wild et al., 2003).

In this paper, we present a review of recent multi-instrumental studies of the

magnetopause reconnection process and its electrodynamics effects in the magnetosphere and in the conjugate ionosphere. The instruments used in these studies are presented in section II. The investigation of the small-scale and large-scale properties of magnetopause reconnection with respect to solar wind conditions is presented in section III. Quantitative studies of the magnetosphere-ionosphere coupling during reconnection events are presented in section IV. The closure of reconnection current in the ionosphere is presented in section V. Finally, a summary of these results is presented in section VI.

## II. INSTRUMENTATION

In the results presented in the next three sections, different combinations of satellites and ground-based facilities have been used. Only a concise description of these instruments is given below, and readers are referred to the papers for more detailed information.

To monitor the upstream IMF and solar wind plasma parameters (density and velocity), the magnetic field (MFI) and particle (SWEPAM) experiments of the ACE spacecraft, located near the Lagrangian L1 point at about 226 Earth Radii ($R_E$) upstream of the Earth, are used. The data are lagged in time to take into

account the solar wind propagation delay from ACE to Earth (Stone et al., 1998).

The external magnetosphere is studied using data from the ESA Cluster mission and the ESA/China Double Star-1 satellite. Cluster is composed of four identical spacecraft, generally in tetrahedron formation, and has an elliptical polar orbit with a perigee of ~4 $R_E$, an apogee of ~19 $R_E$. Data from several plasma and field experiments are used: the Plasma Electron and Current Experiment (PEACE) measures the electron velocity distribution from which density and velocity moments are deduced (Johnstone
et al., 1997); the Cluster Ion Spectrometry
(CIS) experiment is composed of two
different instruments, the COmposition
and DIstribution Function analyser
(CODIF) and the Hot Ion Analyser (HIA),
measuring the major ion velocity
distributions from which ion moments are
deduced (Rème et al., 2001); the Electron
Drift Instrument (EDI) measures the drift
velocity of artificially-injected electron
beams from which the perpendicular
electric field is deduced (Paschmann et al.,
2001); the Electric Field and Wave (EFW)
instrument measures the electric field and
the spacecraft potential (Gustafsson et al.,
2001); the WHISPER waves instrument
yields the electron density determined via
the passive mode of the relaxatation
sounder (Décréau et al., 2001); and finally
the Fluxgate Magnetometer (FGM)
instruments measure the magnetic field
(Balogh et al., 2001) at each spacecraft.
Double Star-1 has an elliptical equatorial
orbit at altitudes of ~0.1-12 R<sub>E</sub>. Double
Star-1 records data from PEACE, CIS and
FGM experiments similar to the Cluster
experiments presented above.

Two-dimensional images of the

auroral oval are obtained with the
Wideband Imaging Camera (WIC) and the
Spectrographic Imager (SI) instruments of
the Far Ultra-Violet (FUV) imager
onboard the NASA IMAGE satellite
(Mende et al., 2000). The IMAGE satellite
has an elliptical orbit at altitudes of ~0.1-7
R<sub>E</sub>.

Field-aligned currents at auroral latitudes are deduced from the magnetic field data of the Danish Ørsted satellite. Located on a quasi-circular polar orbit at about 800 km altitude, with a ~90 min period, Ørsted is dedicated to measurements of the Earth's magnetic field (Stauning et al., 2001).

Finally, the ionospheric convection
velocity is measured by coherent HF
radars of the SuperDARN chain
(Greenwald et al., 1995). These radars are
located in the auroral zones and measure
the line-of-sight plasma velocity in the
ionosphere in 16 adjacent beam directions,
covering 53° in azimuth. In the common
fields-of-view of pairs of radars,
convection velocity vectors can be
reconstructed from the two independent
components.

### III. MAGNETOPAUSE RECONNECTION

To quantify the coupling between the solar
wind and the magnetosphere, it is
necessary to understand how variations of

the IMF, the solar wind plasma parameters
and/or the magnetospheric conditions can
change the topology and the efficiency of
magnetopause reconnection. Through the
events presented below, the detailed
properties of the reconnection process
have been investigated, by virtue of the
simultaneous coverage of the

magnetosphere-ionosphere system by
conjunctions between satellites at the
magnetopause, or in the cusp, and
associated ground-based observations.

<figure><img src="image_98.png" /></figure>

**Figure 1:** *Left* - Zoom in of the Double Star-1/TC-1 (four top panels) and Cluster (sc1 and sc4) (four bottom panels) data, for the 1210-1240 UT, on 8 May 2004. Panels (a and e) show the PEACE electron density, panels (b and f) and (c and g) show respectively the $B_N$ normal component to the magnetopause and the magnitude of the FGM magnetic field and panels (d and h) show the 3 components of the CIS-HIA ion velocity, in Geocentric Solar Magnetospheric (GSM) coordinates. *Right* - Sketch in the noon-midnight meridian plane of the magnetosphere (Sun to the right). The reconnection site at low-latitude (X-site) is represented by a blue cross. The approximate positions at ~1000 UT of Cluster-1 and Double Star-1/TC-1 are also indicated by pink and green dots. After Marchaudon et al., (2005).

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

### III.1 IMF Clock-Angle And Solar Wind Pressure Effects On Magnetopause Reconnection

In the first two events, favourable
magnetic conjunctions between several
instruments allowed to infer the location of
the reconnection site on the magnetopause

and the influences of the solar wind
pressure on the reconnection rate, for
similar IMF conditions (dominating IMF-$B_y$).
On 8 May 2004, Cluster at high latitude in the southern hemisphere, and Double Star-1 near the equatorial plane were in close magnetic conjunction on the dawnside flank of the magnetosphere (Marchaudon et al., 2005). For almost 8h (0800-1600 UT), Double Star-1 skimmed across the magnetopause and observed a series of FTEs. On the other hand, Cluster moving on a dawn-dusk trajectory crossed the magnetopause in the same magnetic local time (MLT) sector as Double Star-1 and also observed FTEs both on the magnetospheric and on the magnetosheath sides of the magnetopause over a period of ~6.5h (0730-1400 UT). Figure 1 (left) presents the plasma and magnetic field properties of FTEs signatures observed both by Cluster and Double Star-1. The FTEs were characterised by a clear mixture of magnetosheath and magnetospheric plasma and density enhancements, and showed “reverse” bipolar signatures in the magnetic field normal component (Rijnbeek et al., 1982), as presented on Figure 1 (left, panels a, b, e, f). The drift velocity of the FTEs (also called phase velocity) deduced from the four-point measurements of Cluster was mainly tailward and the plasma acceleration inside the FTEs seen by Double Star-1 was mainly southward and tailward. The FTEs were thus moving southward and tailward, implying that the

reconnection site was located northward of both Cluster and Double Star-1 and remained relatively stable in position throughout the period. The reconnection site was most probably the preferential anti-parallel merging site, on distorted magnetic field lines on the dawn flank of the magnetosphere, as illustrated by the schematics of Figure 1 (right). During this event, the solar wind pressure remained weak and stable, with strong negative IMF-B<sub>y</sub> and variable IMF-B<sub>z</sub>. The IMF “clock-angle”, defined by arctan(|IMF-B<sub>y</sub>|/IMF-B<sub>z</sub>), remained continuously above 70°. This result confirms previous studies (e.g. Senior et al., 2002) showing that a reconnection site on the dayside magnetopause can be maintained, even for positive IMF-B<sub>z</sub>, as long as the IMF clock-angle remains larger than 70°. Using the four-point measurements of Cluster, the transverse size of the FTEs was ~1-4 R<sub>E</sub> and reconnection was sporadic during this event. No IMF or solar wind plasma variation could be found to trigger the reconnection, suggesting that the bursty reconnection rate was probably due to intrinsic properties of the magnetosphere or self-varying.

On 14 July 2001, Bosqued et al. (2005) and Cerisier et al. (2005) studied another conjunction between the Cluster spacecraft, the IMAGE satellite and two SuperDARN radars. Cluster crossed the
northern mid-altitude cusp (4-5 R<sub>E</sub>), with the four spacecraft along a line (three of them being close together and the last one lagging with a delay of ~40-50 min) and observed intense cusp activity, characterised by multiple, impulsive energy-dispersed ion injections with a recurrence time of 8-10 min. These injections were correlated with ionospheric observations of intense Lyman-alpha brightenings by IMAGE and high-speed poleward propagating flow bursts by SuperDARN. During this event, IMF conditions were comparable to 8 May 2004: strong but positive *IMF*-B<sub>y</sub>, and variable *IMF*-B<sub>z</sub>. Again, the IMF clock-angle remained consistently above 70°. From Cluster observations, Bosqued et al. (2005) inferred a stable reconnection site

located at a distance of 10-12 R<sub>E</sub> from Cluster, on the dusk flank of the magnetosphere, and centred on the preferential anti-parallel merging site. However, contrary to 8 May 2004, the solar wind pressure was high and variable, exhibiting three successive pressure pulses. Discriminating between temporal and spatial effects, the authors proved that each particle precipitation event and the consecutive convection flow burst were triggered by the arrival of a pressure pulse on the magnetopause. The results unambiguously revealed that the reconnection rate was, in this case, not spontaneously self-varying, but directly driven by the upstream solar wind dynamic pressure.

### III.2 Formation of the stagnant exterior cusp during northward IMF

Using Cluster statistical and multi-events studies, Lavraud et al. (e.g., 2005a) described the exterior cusp, at the interface between the polar cusp and the magnetosheath. The plasmas of the exterior cusp and magnetosheath are similar, with a well-defined velocity boundary. The exterior cusp (Lavraud et al., 2005a) and the mid-altitude cusp (Pitout et al., 2006a) are highly dependent of magnetopause reconnection and of the location of the reconnection site. In consequence, the bulk flow is also strongly

modulated by the IMF: convective during southward IMF and stagnant during northward IMF. This last property had already been observed by Haerendel et al. (1978). During northward IMF, this region is now called the Stagnant Exterior Cusp (SEC) but the process by which it is formed remains unclear. Finally, studying the magnetosheath electron boundary layer, just outside the magnetopause under northward IMF, Lavraud et al. (2005b) detected frequently bidirectional fluxes of heated electrons. They suggested that
magnetosheath field lines could frequently reconnect twice, successively in the lobes

of each hemisphere due to the northward IMF (Song and Russell, 1992).

<figure><img src="image_100.png" /></figure>

**Figure 2:** Magnetic field configuration of the Earth's magnetosphere on 16 March 2002. Left – Noon-midnight meridian plane (from the duskside) with Cluster crossing successively the high-altitude cusp (Region 1), the stagnant exterior cusp (Region 2) and the electron boundary layer (Region 3). Right – View from the dayside with two North and South Reconnection Lines (NXL and SXL) forming newly closed field lines. After Bogdanova et al., (2005).

Thanks to these observations of bidirectional electron beams during northward IMF, Bogdanova et al. (2005) have used a conjunction in the polar cusp between Cluster and SuperDARN to suggest that the SEC could form as a result of a “double reconnection” mechanism. On 16 March 2002, during northward IMF, Cluster crossed successively the high-altitude cusp, the SEC and the

magnetosheath. Figure 2 presents the geometry of the dayside magnetosphere from the duskside (panel a) and from the dayside (panel b) and the Cluster trajectory. In the cusp (Region 1, Figure 2a), Cluster detected strong magnetosheath precipitation associated with dawnward convection, suggesting an anti-parallel dusk-lobe reconnection site in the northern hemisphere.
Cluster & SuperDARN convection velocity

<figure><img src="image_101.png" /></figure>

**Figure 3:** Convection velocity measured by SuperDARN and Cluster, on 17 March 2001. (a) Cluster-1 CIS ion perpendicular velocity vectors. Each vector represents the perpendicular-to-B component of the plasma velocity projected onto the *XY* plane of the Geocentric Solar Ecliptic (GSE) reference frame. (b) Projection into the ionosphere of the CIS velocity vectors, where *V*<sub>west</sub> and *V*<sub>north</sub> are components in the magnetic west and north directions. (c) Range-time plot of line-of-sight velocity for the SuperDARN radar with the Cluster footprint superimposed (black line). (d) Comparison of velocity measured by Cluster (solid black line) and at the Cluster footprint by SuperDARN (red segments). After Marchaudon et al., (2004a).
Subsequently, Cluster crossed a region of highly-isotropic, stagnant plasma with an associated magnetic field depression, typical of the SEC (Region 2, Figure 2a). Finally, before entering the magnetosheath, Cluster crossed a narrow region (Region 3, Figure 2a), in which bidirectional field-aligned beams of electrons and ions were observed, with a net flow dominated by particle fluxes away from the northern ionosphere. In the underlying ionosphere, the SuperDARN radars observed two distinct convection regions. Near the Cluster footprint, a strong dawnward convection was detected, in agreement with Cluster observations of plasma injections in the polar cusp from a dusk-lobe reconnection site. Moreover, in the dawn sector, SuperDARN observed periodic convection flow bursts moving poleward/duskward, which were probably associated with reconnection on the closed field lines of the dawnside magnetopause. These observations suggested the simulta-

neous existence of two reconnection sites on the magnetopause: one on lobe field-line on the duskside northern hemisphere and one extending across the interface between closed dayside and open lobe field lines on the dawnside southern hemisphere (Figure 2, panel b). This second reconnection site, at the interface between IMF and closed dayside magnetospheric field lines site was required to explain the SuperDARN convection flow bursts. The SEC is then formed on field lines that have undergone “double reconnection”, initially re-connected in the lobe of the northern hemisphere (field line A on Figure 2b) and subsequently re-closed by reconnection in the lobe of the southern hemisphere (field line B on Figure 2b). The re-closing of these field lines decouples the SEC region from the influence of the solar wind flow and thus explains the lack of significant convection and of particle injections, and the quasi-isotropic nature of the plasma.

## IV. MAGNETOSPHERE-IONOSPHERE COUPLING DURING RECONNECTION EVENTS

Dayside magnetic reconnection can generate small- or meso-scale open magnetic flux tubes (such as FTEs) which are responsible for a large part of the dayside magnetospheric dynamics. The quantification of the coupling efficiency

and time-scale of momentum and energy transfer from the solar wind to the magnetosphere and from the magnetosphere down to the ionosphere during reconnection events is described below.
<figure><img src="image_102.png" /></figure>

**Figure 4:** Time variation of the convection velocity, auroral emissions and particle injections, on 14 July 2001. (a and b) Range-time plots of the radial velocity and backscattered power for the SuperDARN radar. The ionospheric footprint of Cluster-1 is indicated on panel (a). (c) SuperDARN radial velocity between 74.5 and 76.5° magnetic latitude. (d) IMAGE keogram at 13.8 MLT. (e) Cluster-1 CIS spectrogram of downgoing protons. The grey zones in panels (a, c, d e) indicate the periods of magnetospheric compression. After Cerisier et al. (2005).
IV.1 Efficiency And Time Scales

The motion of the mid- and high-altitude cusp, as well as the cusp plasma convection and the drift velocities of reconnected flux tubes have been studied for various IMF conditions, thanks to Cluster four-point measurements. Pitout et al. (2006b), on 12 August 2003, showed that the position of the mid-altitude cusp (4-5 R<sub>E</sub>) reacted extremely fast to IMF rotation, indicating also a very fast re-organisation of the magnetopause re-connection. Vontrat-Reberac et al. (2003), on 17 March 2001, showed that the dayside convection pattern in the high-altitude cusp (7-8 R<sub>E</sub>) responded in ~3-5 min to abrupt changes in the IMF orientation. They demonstrated that the drift velocity of reconnected flux tubes was in good agreement in direction and in amplitude with the inferred convective patterns.

Marchaudon et al. (2004a) also studied the 17 March 2001 event, adding ionospheric SuperDARN data to complete the cusp coverage. For the first time, they compared quantitatively the plasma velocity and the drift velocity of reconnected flux tubes simultaneously in the magnetosphere and in the ionosphere. Figure 3 presents the results of the SuperDARN/Cluster-CIS velocity comparison. During this event, the IMF was

mainly northward and duskward but turned southward and dawnward for a short period. Coincident changes in the convection (from dawnward to duskward and back to dawnward) were observed by the CIS instrument onboard Cluster in the magnetosphere (Figure 3a) and with a 2-3 min delay by SuperDARN radars in the ionosphere (Figure 3c). For quantitative comparison, the CIS convection velocities were mapped into the ionosphere along magnetic field lines assumed to be equipotential (Figure 3b) and then directly compared to the SuperDARN ionospheric convection velocities. The two data sets showed similar directions, but the mapped CIS velocities remained 1.5 times larger than the SuperDARN velocities (Figure 3d). This discrepancy was explained by the different smoothing of the instruments (spatial for SuperDARN, temporal for Cluster). Furthermore, during the southward/dawnward IMF interval, three bipolar signatures in the perpendicular magnetic field component at the four Cluster spacecraft were recognized as plasma injections and FTEs (Russell and Elphic, 1978) while in the conjugate ionosphere, three embedded duskward-moving flow bursts were simultaneously observed, allowing the first one-to-one correlation between FTE signatures in the
magnetosphere and in the ionosphere. The drift velocity in the ionosphere of these plasma structures could also be deduced from Cluster after mapping (by the method described above) and from SuperDARN, leading to an excellent agreement. These results demonstrated that during a brief interval of southward/dawnward pointing IMF, the sporadic particle injections at Cluster and transient flow bursts in the ionosphere were both the signatures of the same pulsed reconnection events at the dawn flank of the magnetopause. The propagation delay of the reconnection effects from the magnetosphere to the ionosphere was ~2-3 min, in agreement with the Alfvén propagation time. Finally, the good mapping between the magnetosphere and the ionosphere validated the concept of equipotential magnetic field lines.

The same mapping method

between conjugate Cluster and SuperDARN velocity measurements was used by Cerisier et al. (2005) (already presented on section III.1) in the polar cusp on 14 July 2001, during intense solar wind activity. However, the results were quite different: a good agreement between the Cluster mapped velocities and the SuperDARN velocities was obtained outside the cusp particle injections, but strong discrepancies in sign and in amplitude were observed inside the cusp injections. Thus, the bursts of Cluster-CIS velocity moment and related EFW electric field were not measured by SuperDARN. The authors explained these mapping discrepancies by the reflection in the upper ionosphere of the Alfvén waves responsible of the transmission of the magnetic stress from the reconnection site to the ionosphere and by the possible existence of parallel potential drops.

## IV.2 Spatio-Temporal Dynamics

Also with the Cluster-IMAGE-SuperDARN conjunction on 14 July 2001, Bosqued et al. (2005) and Cerisier et al. (2005) have described the dayside magnetosphere-ionosphere response following reconnection pulses caused by solar wind pressure enhancements. For each pressure pulse, Bosqued et al. (2005) compared quantitatively the Lyman-alpha brightness measured remotely by IMAGE-

SI-12 and the expected count rate deduced from the total ion ($H^+$) energy flux measured by the Cluster-CIS instrument on the same field line during the injection. The method used to convert CIS ion energy flux into auroral brightness in the ionosphere is described in Frey et al. (2003). The two results were similar within a factor of 2, with discrepancies being explained by different temporal and
spatial resolutions between instruments, and auroral spreading in the UV proton aurora of IMAGE due to the charge exchange process. These results demonstrated that the bursts of Lyman-alpha brightness measured by the IMAGE-SI-12 instrument is definitely related to incoming magnetosheath ion fluxes and represents the ionospheric signature of the polar cusp during reconnection events.

For the same event, Cerisier et al. (2005) described the spatio-temporal dynamics of the dayside magnetosphere-ionosphere response during the solar wind pressure enhancements (Figure 4). The strong precipitation observed by Cluster (Figure 4d) and IMAGE (Figure 4c) after each solar wind pressure pulse lasted ~4-6 min. This precipitation was immediately followed by a strong enhancement of the

ionospheric poleward convection lasting ~10 min (Figures 4a and 4b) initiated just poleward of the precipitation and propagating northward. This IMAGE-SuperDARN correlation showed that the reconnection process was acting in two successive steps: with an initial precipitation of magnetosheath plasma along newly-reconnected field lines, followed by the convection of the reconnected flux tube in the poleward direction under the action of magnetic tension and solar wind flow. These observations have confirmed that the poleward convection flow burst associated with reconnection is a fossil signature (Davies et al., 2002), since the cessation of the magnetosheath precipitation indicates that reconnection is no longer active.

## V. ELECTRODYNAMICS OF RECONNECTED FLUX TUBES

Various models (Lee, 1986; Southwood, 1987) of the electrodynamics of FTEs have been proposed which describe the distribution of parallel currents inside a reconnected flux tube and their closure by Pedersen currents in the ionosphere. In the Lee (1986) model, a downward current flows all around the tube with an upward return current at the centre. In the Southwood (1987) model, parallel currents of opposite sign flow on the flanks of the

flux tube, closed in the ionosphere by a Pedersen current across the tube flowing perpendicular to the convection velocity (Figure 5, left). Only few experimental studies of the electrodynamics of FTEs have been performed (e.g., Escoubet et al., 1992; Milan et al., 2000; Lockwood et al., 2001). In this section, the fine structure of field-aligned currents and the geometry of the electric circuit of FTEs are investigated experimentally.
<figure><img src="image_103.png" /></figure>

**Figure 5:** *Left* – Schematics of the electrodynamics of a FTE, after Southwood (1987). Parallel currents of opposite signs flow on the flanks of the flux tube and are closed by a Pedersen current across the tube. *Right* – Line-of-sight velocity map (magnetic coordinates) of the SuperDARN radar at 1726 UT, on 12 September 1999. The Ørsted orbit is superimposed on the map with the field-aligned currents intensity plotted perpendicular to the orbit (upward current on the left hand-side). Labels (1) to (4) correspond to the four small-scale current sheets. After Marchaudon et al., (2004b).

## V.1 Field-Aligned Currents Distribution

From one single spacecraft, field-aligned currents can be calculated either from particle measurements, by summing ion and electron parallel currents (this method requires access to full particle moments: density and velocity) or from magnetic field measurements, using Ampere's law and assuming infinite, static plane current sheets. This last method will give incorrect results if the field-aligned current distribution is not sheet-like and/or is driven by convective motion (Lockwood et al., 2001).

For two mid-altitude cusp crossings of individual Cluster spacecraft,

Marchaudon et al. (2006) studied the structure of field-aligned currents during magnetosheath particle injections. The current density was deduced independently from FGM magnetic field measurements and from PEACE and CIS particle flux measurements and in both cases the data were carefully tested. In particular, magnetic fluctuations were analysed in order to discriminate between plane current sheets for which the current density can be calculated safely and filamentary current structures. The authors noted that each injection was associated with a pair of field-aligned currents, in
agreement with the Southwood (1987) model. However, they also showed that the field-aligned current structure and orientation were very variable. At medium transverse scales (~80 km), the structure of the currents was more often tube-like than sheet-like and, in case of sheet-like structure, the sheets were not systematically elongated in the east-west direction, as proposed by Southwood (1987), but displayed a random polarisation. In the 14 July 2001 case, Bosqued et al. (2005) and Cerisier et al. (2005) also found that each cusp precipitation was associated with a pair of field-aligned currents. However, in this case, the east-west orientation and the polarity (upward at high latitude and downward at low latitude) of the currents were in perfect agreement with the Southwood (1987) model for positive *IMF*-*B*<sub>y</sub>.

Marchaudon et al. (2006) also studied the particle carriers of field-aligned

currents using data from the CIS and PEACE particle experiments. They found that parallel currents during cusp injections events were mainly carried by electrons, with ions contributing only for ~20%. Downward electrons in the 50-300 eV energy range carry the upward current while upward electrons in the 10-40 eV energy range carry the downward current. Finally, in case of plane current sheets, the ratio between the magnetic and particle currents showed large variations between 0.4 and 1.1. These fluctuations were explained by the variable convective motion of the current sheets in the dynamic polar cusp region, as already postulated by Lockwood et al. (2001). Using the same method, Bosqued et al. (2005) found a strong westward convective motion of the current sheets of one cusp injection explained by magnetic tension at the reconnection site for positive *IMF*-*B*<sub>y</sub>.

## V.2 Ionospheric Current Closure

On 12 September 1999, a conjunction between SuperDARN radars and the Ørsted satellite gave, for the first time, simultaneous access to the ionospheric convection enhancement and the field-aligned currents associated with a FTE (Marchaudon et al., 2004b). The radars observed an azimuthally-elongated

convection flow burst, while Ørsted observed four successive small-scale field-aligned currents sheets alternatively downward and upward (Figure 5, right). The most poleward pair of currents, whose directions where in agreement with the Southwood (1987) model, was observed when Ørsted crossed the front edge of the
flow burst and was consequently related to
it. The Pedersen current inside the flow
burst was deduced from the convection
electric field measured by SuperDARN
and from the ionospheric Pedersen
conductivity model of Senior (1991). The
quantitative comparison between the
intensity of the Pedersen current and the
intensity of the two field-aligned currents
was fairly good and indicated that the

closure current for this pair of field-
aligned currents occurred inside the flow
burst (Figure 5, left). This study represents
a clear experimental verification of the
Southwood (1987) model in which the flux
tube's parallel current sheets and the
associated Pedersen current constitute an
autonomous electric circuit independent of
any large-scale magnetospheric currents.

VI. SUMMARY AND CONCLUSION

In this paper, we have presented studies
based on conjunctions between several
instruments and/or using the four-point
Cluster measurements, which have led to
an improved understanding of the
magnetopause reconnection process and of
its effects on the electrodynamics of the
magnetosphere and its conjugate
ionosphere. In section III.1, two events
occurring during dominant IMF-B<sub>y</sub> show
clearly the complexity of the reconnection
process. Both events show that the IMF
clock-angle is the controlling factor of
dayside reconnection, the process
remaining active even for positive IMF-B<sub>z</sub>,
as long as the IMF clock-angle remains
above 70°. However, the comparison of
these two events shows that the repetition
rate of reconnection is not always
triggered by external parameters. In
section III.2, the properties of the SEC are

described and a Cluster/SuperDARN
conjunction shows that the “double
reconnection” process acting successively
in the two magnetospheric lobes could
explain the formation of the SEC region
during northward IMF. In section IV, new
insights into dayside magnetospheric
dynamics during reconnection events have
been reviewed. In the dayside
magnetosphere during relatively quiet IMF
conditions, the magnetic field lines are
generally equipotential, and the
propagation delay between the
magnetosphere and the ionosphere is
typically 2-3 min. However, during high
solar wind activity such as strong pressure
enhancement, Alfvén wave reflection
and/or parallel potential drops can occur,
and cause an imperfect mapping from the
magnetosphere to the ionosphere.
Moreover, the magnetospheric response to
dayside reconnection is divided in two phases, first magnetosheath precipitation along newly reconnected field lines, followed by convection of the reconnected flux tube caused by magnetic tension at the reconnection site and solar wind flow. The results of section V relating to the parallel current distribution and the ionospheric current closure of reconnected flux tubes give a lot of support to the Southwood (1987) model. However, the field-aligned current geometry (structure and orientation) of FTEs can be more complex than suggested by this model.

Additional aspects of the magnetopause reconnection process which have not been developed here, have been investigated in recent Cluster studies. Analysing multiple magnetopause encounters, Louarn et al. (2004) found a complex three-dimensional magnetic field topology, consistent with the interlinking of flux tubes resulting from reconnections occurring at different sites. Also, Cluster

wave measurements have allowed Grison et al. (2005) to show that kinetic Alfvén waves dominate the electromagnetic wave spectrum in the polar cusp. The role of magnetic turbulence in the magnetosheath in explaining the microphysics of reconnection has also been studied (Belmont et al., 2006).

In the above studies, the coupling between the different regions (solar wind, magnetosphere and ionosphere) caused by dayside magnetic reconnection has been examined in detail. After this obviously limited amount of results, it is clear that further multi-instrumental studies are necessary which will help answer critical questions about the magnetosphere-ionosphere coupling and its variability. The next challenge will be to identify the sources of this variability by systematic analysis of the solar wind, magnetospheric, and ionospheric conditions prevailing in each case.

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MÉTÉOROLOGIE ET PHYSIQUE
DE L'ATMOSPHÈRE
SCIENCES HYDROLOGIQUES
# Télédétection et Etats de Surface

CATHERINE OTTLE<fnref n="1" />, SYLVIE LEHEGARAT<fnref n="2" /> & MEHREZ ZRIBI<fnref n="3" />

catherine.ottle@lsce.ipsl.fr

**Résumé** Les récentes avancées dans le domaine de la télédétection permettent d'accéder à de nouveaux paramètres utiles pour l'hydrologie. L'objectif de cet article est de donner un aperçu des variables accessibles à partir de l'espace, comme l'occupation des sols, les variations saisonnières des couvertures végétales, le contenu en eau des sols ou la cartographie des zones inondées.

**Mots clefs** Télédétection, interfaces continentales, états de surface

## Remote Sensing and Surface States

**Abstract** Recent advanced researches in the remote sensing domain allow to map new variables useful for hydrological studies. The objective of this paper is to present a short outline of the variables which may be assessed from space, like land use, seasonal variations of vegetation, soil water content or flooded areas mapping.

**Key words** Remote sensing, land surface, surface states

# I. INTRODUCTION

L'hydrologie de surface et plus précisément la partition de la pluie entre le stockage dans le sol superficiel, l'infiltration souterraine, le ruissellement et le retour vers l'atmosphère (c'est à dire l'évapotranspiration) est essentiellement

contrôlée par les états de la surface. En effet, la couverture végétale, les caractéristiques hydrodynamiques des sols, la rugosité des sols, vont déterminer l'eau interceptée et reévaporée, le ruissellement et l'infiltration profonde. La

<footnote n="1">¹ Laboratoire des Sciences du Climat et de l'Environnement, Centre d'Etudes de Saclay, Orme des Merisiers, Bâtiment 701 - 91191 Gif-sur-Yvette, France</footnote>

<footnote n="2">² Laboratoire IEF, Université Paris-Sud- Batiment 220 - 91405 ORSAY cedex</footnote>

<footnote n="3">³Centre d'étude des Environnements Terrestre et Planétaires, 10 Avenue de l'Europe, 78140 Vélizy, France</footnote>
compréhension des différents processus
mis en jeu et la prévision de leur évolution
nécessitent l'utilisation de modèles
mathématiques représentant les
interactions et permettant de caractériser
les différents états du système et de
quantifier les flux d'eau qui transitent entre
les différentes composantes. La
modélisation hydrologique est caractérisée
par un certain nombre de difficultés liées à
la physique du milieu. Ce milieu est
caractérisé par une forte variabilité
spatiale, les processus physiques sont non
linéaires et caractérisés par des effets de
seuils (par exemple la partition
ruissellement/ infiltration va dépendre du
seuil d'infiltration de l'eau dans le sol). Ils
vont être contrôlés par les caractéristiques
physiques du système (le sol, la
végétation), les conditions initiales (états
du système au début de la simulation) et
aux limites (les conditions atmosphériques
en particulier). D'autre part, la
modélisation mathématique nécessite de
définir une échelle de calcul dans l'espace
et le temps : les processus vont être
représentés sur une grille de calcul et avec
un certain pas de temps. Par conséquent,
les phénomènes d'échelles inférieures ne
seront pas décrits explicitement mais
représentés ou paramétrisés à l'aide de
représentations ajustées expérimentalement. Toutes ces difficultés entraînent
un certain nombre d'incertitudes et

d'erreurs dans les modèles qu'il convient
d'estimer et de corriger régulièrement à
l'aide d'observations.

De quel type de mesures disposons-
nous en hydrologie pour recaler les
modèles? Jusqu'à ces dernières années, les
seules observations disponibles étaient les
mesures locales réalisées aux points des
réseaux météorologiques et hydrologiques
: mesures des pluies, des caractéristiques
de l'air (rayonnements, température,
humidité, vitesse du vent, qui déterminent
le pouvoir évaporant de l'air, c'est à dire
l'évaporation potentielle), des débits et des
hauteurs d'eau dans les différents
réservoirs des bassins hydrologiques. Ces
mesures directes sont essentielles mais
posent le problème de leur représentativité
du fait de la grande variabilité spatiale des
états de surface déjà mentionnée. Grâce à
la télédétection spatiale, nous disposons
depuis une vingtaine d'années
d'observations spatialisées offrant une
couverture spatio-temporelle de plus en
plus fine qui permettent d'accéder à des
variables de la surface importantes pour
l'hydrologie. Ces mesures sont
malheureusement indirectes : en effet, la
télédétection spatiale permet de mesurer
dans différents domaines spectraux, de
l'Ultra-Violet aux hyperfréquences, les
signaux réfléchis ou émis par le système
Terre-Atmosphère qu'il faut ensuite
interpréter pour accéder aux états de
surface. Par exemple, dans le domaine solaire, un radiomètre au dessus de l'atmosphère va mesurer le rayonnement solaire réfléchi par la Terre. Ce signal une fois corrigé des effets perturbateurs de l'atmosphère, est lié aux propriétés optiques de la surface, elles mêmes liées aux propriétés du couvert végétal, à son état hydrique ainsi qu'aux propriétés du sol sous-jacent. Par conséquent, l'estimation des caractéristiques physiques de la surface requière l'utilisation de modélisations des interactions des ondes électromagnétiques avec les différents éléments de la surface et

au sein de l'atmosphère appelés modèles de transfert radiatif. Ces modélisations sont extrêmement complexes si l'on choisit de décrire tous les processus physiques qui interagissent. Pour une utilisation plus opérationnelle, on développe des modèles simplifiés ajustés de façon empirique.

Nous présentons dans la partie suivante, de façon non exhaustive, quelques exemples de variables et paramètres de surface observables par télédétection spatiale, et utiles pour l'hydrologie, en nous limitant aux applications régionales.

## II. OBSERVATIONS UTILES POUR L'HYDROLOGIE

### II.1 Occupation Des Sols / Végétation

L'occupation des sols est une information capitale pour l'hydrologie. En effet, la présence ou non de végétation va influencer le bilan hydrique de surface en déterminant les quantités d'eau qui seront interceptées et transpirées par la végétation. Elle influencera aussi la rugosité de la surface et donc le ruissellement. L'estimation et le suivi de l'occupation des sols à partir de l'espace a été une des premières applications de la télédétection optique à haute résolution spatiale. Elle a démarré avec les satellites américains Landsat au début des années 1970 suivi par la série des satellites SPOT

à partir de 1986. L'arrivée des radars imageurs à haute résolution spatiale comme les radars à synthèse d'ouverture, RSO ou SAR (Synthetic Aperture Radar en anglais) insensibles à la couverture nuageuse a permis de progresser encore dans le domaine. La cartographie de l'occupation des sols est obtenue à partir de techniques de classification des images optiques et/ou radar. Le principe consiste à regrouper en classes en utilisant des méthodes statistiques, les pixels de l'image ayant les mêmes propriétés spectrales et/ou le même comportement temporel lorsqu'il s'agit de classifications d'images
multidates.

<figure><img src="image_104.png" /><figcaption>**Figure 1:** Occupation des sols estimée à partir d'images SPOT-HRV sur la région des Alpilles (Bouches du Rhône).</figcaption></figure>

La détermination et l'identification des classes sont réalisées à l'aide de vérités

terrain. Un exemple est donné par la figure 1 qui présente une classification de
l'occupation des sols sur la région des Alpilles (Bouches du Rhône) à partir d'une série de 3 images de l'instrument HRV/SPOT2 acquises en 1997 les 25/03, 02/05 et 30/08. Dans ce cas, l'algorithme utilisé est une classification bayésienne classique (LeHégarat-Mascle et al., 1997) en mode non supervisé, c'est à dire en interprétant les classes a posteriori. Ainsi, 11 classes ont pu être identifiées sur la région avec des taux d'identification supérieurs à 90%.

Après avoir identifié tous les types d'occupation des sols présents sur la région d'étude, les capteurs optiques à plus forte répétitivité permettent d'obtenir un certain nombre d'informations sur l'état phénologique de chacun des couverts, comme la densité de végétation qui est souvent paramétrée dans les modèles hydrologiques pour mieux représenter les échanges d'eau entre la végétation, le sol et

l'atmosphère. Ce paramètre peut être estimé en jouant sur les différentes propriétés spectrales de la végétation et du sol dans le domaine solaire. Ainsi, en combinant les réflectances de surface mesurées à différentes longueurs d'onde (dans le rouge et le proche-infrarouge par exemple), on obtient un indice dont les variations temporelles sont très corrélées à la densité de biomasse au sol. La figure 2 montre un exemple des cycles végétaux qui peuvent être extraits d'une analyse de signaux optiques de capteurs à haute répétitivité temporelle (après élimination des données nuageuses) sur le bassin du Rhône pour les 5 principaux types d'occupation du sol. Les périodes de croissance et de sénescence des différents biomes sont parfaitement identifiables et peuvent être utilisées ensuite en modélisation pour mieux représenter les processus liés à la végétation.

## II.2 Contenu En Eau Des Sols

L'état hydrique des surfaces est une variable importante en hydrologie car elle détermine le partage de la pluie entre ruissellement, infiltration et stockage. Cet intérêt explique les efforts consentis depuis de nombreuses années par les scientifiques pour restituer ce paramètre à partir de l'espace.

Les premiers travaux ont porté sur l'utilisation des données optiques et en

particulier des données infrarouge thermique (IRT) pour estimer ce paramètre. Le principe repose sur le fait que les bilans hydrique et énergétique des sols sont liés à la température de la surface par le biais de l'évapotranspiration. Ainsi la mesure de la température de surface par télédétection permet d'estimer la quantité d'eau stockée dans le sol disponible pour l'évapotranspiration (compte-tenu de la
demande atmosphérique). Une modél-
sation des échanges énergétique et
hydrique ainsi que la connaissance des
conditions aux limites du système sont
nécessaires pour bien représenter les
interactions et estimer l'eau du sol à partir
de la température mesurée par satellite. Ces
différentes contraintes ainsi que la faible
disponibilité des mesures IRT (liées à
l'ennuagement souvent présent) expliquent
les faibles succès obtenus par cette
méthode. L'accessibilité récente aux
données d'instruments géostationnaires
comme le radiomètre SEVIRI à bord des
satellites Météosat 8 ou 9 (MSG) avec un
pas de temps de 15mn et une résolution
spatiale kilométrique a relancé l'intérêt
pour ce domaine de longueurs d'onde.

Ainsi, différents travaux ont montré
l'apport de ces données pour suivre l'eau
du sol disponible pour la végétation avec
des méthodes basées soit sur l'assimilation
de la température dans des modèles de
surface (Coudert et al., 2006a,2006b, Ottlé
et al., 2006), soit sur des analyses spatio-
temporelles de la température et des
réflectances de surface (Kustas et al.,
2003). Ces techniques basées sur
l'exploitation de données acquises à basse
résolution spatiale, nécessitent une
connaissance de l'occupation des sols à
plus fine échelle et le développement de
méthodes de changement d'échelle pour
restituer une information pertinente pour
les modèles de fonctionnement.

<figure><img src="image_105.png" /><figcaption>**Figure 2:** Suivi temporel de la densité de végétation pour 5 principaux types d'occupation des sols sur le bassin du Rhône (année 1994).</figcaption></figure>

La forte relation entre la constante
diélectrique d'un sol et son contenu en eau

ont incité les chercheurs à explorer la voie
des hyperfréquences pour l'estimation de
l'état hydrique des sols. L'apparition des radars imageurs SAR au début des années 1990 a permis de beaucoup progresser dans ce domaine. Dans des domaines de longueurs d'ondes centimétriques, le signal radar rétrodiffusé par une surface recouverte de végétation est fonction : (i) de la constante diélectrique du sol, qui dépend de son contenu en eau, (ii) de la microtopographie de la surface du sol, et (iii) des paramètres de la couverture végétale. Par ailleurs, cette dernière induit également un effet d'atténuation sur le signal rétrodiffusé par le sol. Ainsi, pour estimer l'humidité du sol, est-il tout d'abord nécessaire de s'affranchir des effets liés à la végétation et à la rugosité (de même que dans le cas des micro-ondes passives).

Faisant suite à de nombreux travaux dans le domaine, Quesney et al. (2000) ont proposé une méthodologie pour s'affranchir de ces deux effets et retrouver l'état hydrique superficiel du sol (couche 0-5 cm) à des échelles de l'ordre de la centaine de km2 (ou supérieures) et dans le cas de bassins agricoles. Tout d'abord, on détermine une carte de l'occupation du sol, par exemple par classification d'images. Cette carte permet de ne considérer que les zones de sols nus et de végétation faiblement développée (dans le cas de zones de végétation dense, le signal rétrodiffusé par le sol est fortement atténué

et négligeable par rapport à celui rétrodiffusé par la végétation). Dans le cas de cibles avec végétation peu dense, un modèle de transfert radiatif permet d'estimer l'effet de cette végétation (en atténuation et en rétrodiffusion) et de corriger le signal mesuré pour retrouver la contribution du sol : signal « équivalent sol nu ». Il est à souligner que selon la date de la donnée ERS/SAR, les zones considérées, peuvent différer en fonction notamment de l'état d'avancement de la végétation. Ensuite, le signal radar est moyenné sur l'ensemble des zones considérées afin de filtrer les variations temporelles de l'effet de la rugosité. C'est ce signal moyenné à l'échelle du bassin versant qui va servir d'indicateur hydrique de la couche superficielle du sol. On montre en effet qu'il peut être relié empiriquement par une relation linéaire à l'humidité volumétrique des premiers centimètres.

Ces travaux ont tout d'abord été développés dans le cadre d'un petit bassin versant agricole (l'Orgeval ≈ 100 km2) puis validés sur d'autres bassins français comme le Grand Morin (1190 km2), le Serein (1120 km2) et le Petit Morin (605 km2). Les limites de la méthode sont les suivantes : (i) nécessité d'avoir des zones de l'image présentant soit du sol nu, soit des couverts végétaux d'effet (sur le signal) connu et corrigeable, (ii) hypothèse
d'un effet moyen de la rugosité constant, et
(iii) impossibilité de retrouver l'humidité
du sol durant les périodes de végétation
dense.

La figure 3 présente le suivi de
l'état hydrique de trois sous-bassins de la

Seine sur deux années à partir des données
ERS/SAR. Ce sont ces valeurs, avec leurs
barres d'erreur (ici estimées en termes
d'humidité relative), qui pourront être
assimilées par exemple, dans un modèle
hydrologique.

<figure><img src="image_106.png" /><figcaption>**Figure 3:** Suivi de l'état hydrique superficiel des sols sur trois sous-bassins de la Seine sur deux années consécutives (1999, 2000) à partir des données SAR/ERS</figcaption></figure>

II.3 Rugosité De Surface

Parmi les autres variables accessibles par
télédétection, la rugosité de surface est un
indicateur utile pour les hydrologues. La
rugosité géométrique du sol d'une part et la
couverture en cailloux d'autre part
contribuent à la détermination du partage
des pluies entre ruissellement et
infiltration : schématiquement, une
augmentation de la rugosité due à une

augmentation des hauteurs des mottes et
des sillons (par exemple) va induire une
augmentation des capacités de stockage de
l'eau sur la surface du sol et une
diminution du ruissellement, tandis qu'une
augmentation de la couverture en cailloux
va induire dans certains cas une absence
d'infiltration au niveau des cailloux et
augmenter le ruissellement.
<figure><img src="image_107.png" /><figcaption>**Figure 4:** Extension des zones inondées sur la région du Val de Saône vue par le satellite SPOT2, le 9 Mars 1994 (les régions inondées dans les zones basses de la plaine alluviale apparaissent foncées sur l'image).</figcaption></figure>

Dans le domaine de l'estimation de la rugosité à partir de données de télédétection, les travaux sont moins avancés que dans les exemples précédents : végétation et état hydrique du sol. Les

capteurs considérés sont les capteurs SAR. Les problèmes viennent alors du fait que le signal SAR est, comme on l'a vu précédemment, également sensible à l'humidité du sol. Dans les cas particuliers
où l'on peut considérer l'humidité de surface constante et négliger les effets de végétation (zones arides sèches ou zones très humides), les variations du signal SAR sont principalement dues à des variations de la rugosité. On parvient ainsi à estimer

ce paramètre avec une faible précision (on estime plutôt des classes de rugosité sur le bassin) et il peut être ensuite introduit dans la modélisation hydrologique pour améliorer la représentation du ruissellement superficiel.

## II.4 Zones Inondées Ou Enneigées

Les données spatiales peuvent permettre de cartographier l'occupation des sols comme nous l'avons déjà vu, mais aussi être utilisées pour identifier des changements. Dans ce cas, on analyse les variations temporelles des signaux télédétectés ou des classifications d'images. La cartographie des zones inondées ou enneigées est une des applications de la détection de changements. Elle peut être obtenue à partir d'images radar ou optiques, les meilleurs résultats étant obtenus par combinaison des deux types d'images. La figure 4 montre par exemple l'image acquise par l'instrument HRV/SPOT2 sur la région du Val de Saône, le 9 Mars 1994

en période de crues de la Saône. Les zones inondées ce jour là (prairies ou sols nus) sont parfaitement identifiables sur l'image. En présence de végétation, l'identification des zones inondées est plus délicate et nécessite l'utilisation combinée de différents domaines de longueur d'onde comme l'optique et les hyperfréquences. De même, en raison des variations spectrales des propriétés d'absorption, d'émission et de réflexion de la neige, l'identification des zones enneigées donne de meilleurs résultats quand elle est basée sur une exploitation de données multispectrales en synergie.

## III. CONCLUSIONS

Ainsi les capteurs satellitaires fournissent aujourd'hui des informations, en particulier sur les états de surface, d'une grande importance pour l'hydrologie. Ces informations ont l'avantage d'être spatialisées et d'offrir une couverture spatio-temporelle plus satisfaisante que les

données ponctuelles mesurées opérationnellement. Elles posent par contre le problème d'être indirectes et nécessitent d'avoir recours à des modélisations du transfert radiatif au sein de l'atmosphère et au niveau de la surface pour leur interprétation en termes de variables
physiques. De grands progrès ont été
réalisés ces dernières années dans ce
domaine et la communauté des
scientifiques dispose maintenant de
modèles performants plus ou moins
complexes pour relier les signaux
télédétectés aux états de surface. Les futurs
capteurs fonctionnant à des fréquences
mieux adaptées et offrant un meilleur
échantillonnage spatio-temporel fourniront

dans un proche avenir de nouvelles
informations du plus grand intérêt pour
l'hydrologie. Pour préparer l'utilisation de
ces prochaines données, la communauté
des hydrologues en lien avec les
spécialistes de la télédétection travaille
actuellement au développement de
modèles hydrologiques capables
d'assimiler ces nouvelles informations de
la façon la plus optimale possible.

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# Variabilité Hydroclimatique et Impacts sur les Ressources en Eau de Grands Basins Hydrographiques en Zone Soudano-Sahélienne

S. ARDOIN-BARDIN

UMR HydroSciences Montpellier - Université Montpellier II - cc MSE - place E. Bataillon - 34095 Montpellier cedex 5

ardoin@msem.univ-montp2.fr

**Résumé** Pour les pays du sous-continent ouest africain soumis depuis une trentaine d'années à un changement climatique sans précédent au XXème siècle, la modélisation de l'impact de la variabilité prévisible du climat sur les ressources en eau est fondamentale pour la planification des aménagements. L'objectif de ce travail est l'utilisation de simulation de pluies et d'évapotranspiration potentielle issues de scénarii climatiques en entrée de modèles hydrologiques, calés pour les grandes rivières d'Afrique de l'Ouest (Sénégal, Gambie, Sassandra) et Centrale (Logone-Chari), afin d'étudier la variabilité probable des ressources en eau au cours du 21ème siècle. Cette approche se fonde sur :

* la connaissance de la variabilité des régimes pluviométriques et hydrologiques. Globalement, la période 1970-1998 est déficitaire et la décennie 90 témoignent de la persistance de la sécheresse. Ces déficits peuvent s'expliquer par une variation de l'espace couvert par la mousson s'inscrivant dans une dynamique à l'échelle de la circulation atmosphérique générale;

* l'évaluation d'outils de modélisation des régimes hydrologiques des grands cours d'eau régionaux. Deux modèles de bilans hydrologiques (GR2M et WBM), fonctionnant au pas de temps mensuel sur des grilles à la résolution du demi-degré carré, ont été retenus. L'analyse de sensibilité des modèles montre l'importance des précipitations et des états de surface dans la modélisation hydrologique. Cette évaluation souligne également la performance et la robustesse du modèle GR2M;

* le développement et l'application de scénarii climatique à partir des données
issues des Modèles de Circulation Générale. Les sorties de modèles climatiques ne sont pas vraiment fiables mais les variations prévues peuvent être combinées aux observations pour générer des scénarii climatiques. L'utilisation des données de précipitations et de température du modèle HadCM3-A2, via deux scénarii climatiques, dans les modèles hydrologiques GR2M et WBM conduisent à la diminution des débits du Sénégal et de la Gambie, une augmentation suivie d'une diminution des débits du Sassandra et une augmentation des débits du Logone-Chari.

***Mots clefs*** *Variabilité climatique, variabilité hydrologique, modélisation pluie-débit, Modèles de Circulation Générale, scénarii climatiques, Afrique de l'Ouest, Afrique Centrale*

**Hydroclimatic Variability and Impacts on Water Resources of Large
Hydrological Catchments in the Sudanese-Sahelian Area**

Abstract Modelling the impact of the expected climate variability on water resources is fundamental for the planning of facilities, mainly in Western Africa subjected to an unprecedented drought since around thirty years.

The purpose of that work is to be able to use rainfall and potential evapotranspiration data from climatic scenarios as input to hydrological models; these models being previously calibrated on large catchments from western Africa (Senegal, Gambia, Sassandra) and central Africa (Logone-Chari). Thus, the main goal is to study the likely variability of water resources during the 21st century. That approach is based on:

- the knowledge of the variability of rainfall and hydrological regimes. From a general point of view, the 1970 – 1998 period is in deficit regarding rainfall and the 1990 decade demonstrates that the drought is going on. Those deficits can be explained by a modification of the area influenced by the monsoon which takes part in a more global dynamic regarding the atmospheric circulation ;

- the assessment of tools to model hydrological regimes of large rivers. Two hydrological models, based on balance equations (GR2M and WBM) have been selected. They work at a monthly time step and with data grids established at a resolution of a square half degree. The sensitivity analysis of the models underlines the significance of rainfalls, land cover and land use regarding hydrological
modelling. That assessment also emphasizes the quality of the results and the
adaptability of the GR2M model ;

* the elaboration and the use of climatic scenarios from data provided by GCM.
Outputs from climatic models are not really reliable but the foreseen variations can be
combined with observed data to generate climatic scenarios. From rainfall and
temperature data provided by the HadCM3-A2 model, two likely climatic scenarios
could be elaborated. Used with GR2M and WBM they lead to the reduction of the
Senegal and Gambia flow, to an increase followed by a decrease of the Sassandra flow
and to an increase of the Logone-Chari flow.

**Key words** Climatic variability, hydrologic variability, rainfall-runoff modelling,
General Circulation Model, climatic scenarios, West Africa, Central Africa

# I. INTRODUCTION

La question du changement climatique est
devenue à la fin du 20e siècle un enjeu
international. Sous l'impulsion des
scientifiques, les gouvernements ont pris
conscience de la réalité du réchauffement
de la planète lié à l'effet de serre, comme
l'atteste l'adoption de la Convention Cadre
des Nations Unies sur le changement
climatique en 1992. Aujourd'hui les
scientifiques s'accordent pour reconnaitre
la responsabilité des activités anthropiques
dans le réchauffement climatique. Mais si
les connaissances sur le fonctionnement du
climat et en particulier le rôle des
émissions de gaz à effet de serre ne cessent
de s'améliorer, beaucoup de questions
persistent quant aux incidences du
changement climatique sur les systèmes
anthropiques et naturels, et en particulier
dans le domaine des ressources en eau. En

ce sens, l'étude du climat et de sa
variabilité est un sujet d'actualité compte
tenu des conséquences parfois dramatiques
que celle-ci peut entraîner.

Ceci est d'autant plus vrai pour les
pays d'Afrique de l'Ouest et Centrale. Du
fait de leur structure socio-économique,
ces pays présentent une sensibilité accrue
aux situations extrêmes, comme les
sécheresses ou les inondations. L'évolution
des ressources en eau pour ces pays est par
conséquent au cœur des préoccupations,
tant pour le devenir des populations (santé,
sécurité alimentaire ou alimentation en eau
potable) que pour le développement
économique (production d'électricité,
navigation de biens et de personnes,
développement du tourisme ou exportation
des produits agricoles). Les régions
d'Afrique de l'Ouest et Centrale sont
apparues pertinentes pour évaluer les ressources en eau puisque ces régions sont fragilisées du point de vue environnemental d'une part par la forte pression anthropique sur le milieu et d'autre part par les problèmes croissants de dégradation des sols. Elles se révèlent ainsi un objet d'étude approprié pour traiter de la variabilité des ressources en eau dans la mesure où son développement économique repose largement sur leur maîtrise. Ces régions sont aussi celles pour lesquelles une importante masse de données a pu être collectées depuis de nombreuses années par l'IRD et regroupées dans le Système d'Information Environnemental SIEREM développé au laboratoire HydroSciences Montpellier mais également par l'intermédiaire du programme FRIEND-AOC de l'UNESCO pour effectuer des mises à jour. Cette information disponible constitue un support privilégié pour

travailler sur des bassins versants de plusieurs milliers à plusieurs centaines de milliers de km².

C'est donc pour des bassins versants d'Afrique de l'Ouest et Centrale que l'on cherche à :

* approfondir les connaissances de la variabilité spatio-temporelle des régimes hydrologiques et pluviométriques en s'appuyant sur des analyses climatiques diagnostiques et la mise en œuvre de tests statistiques ;

* évaluer les outils de modélisation hydrologique, le but étant de tester la performance des modèles retenus et d'évaluer leur sensibilité ;

* développer des scénarii climatiques à partir des données issues de Modèles de Circulation Générale et les appliquer aux modèles hydrologiques afin d'évaluer l'impact du changement climatique sur les écoulements.

<figure><img src="image_108.png" /><figcaption>**Figure 1:** Situation des bassins versants sur la fenêtre d'étude (20°W-32°E et 1°N-24°N).</figcaption></figure>
## II. SITUATION ET DONNEES

### II.1 Description De La Zone D'étude

Pour évaluer l'impact du changement climatique sur les écoulements, quatre grands bassins hydrographiques d'Afrique de l'Ouest et Centrale ont été choisis au regard de leurs caractéristiques climatiques et géographiques différentes (Figure 1). Il s'agit des bassins versants du Sénégal, de la Gambie, du Sassandra et du Chari.

La zone d'étude s'étend de l'Océan Atlantique au Soudan et du Golfe de Guinée à près de 24° de latitude Nord. Sur

cette zone, les formations végétales évoluent du sud vers le nord : la forêt dense équatoriale s'éclaircit et passe progressivement à la savane. Cette configuration de paysages végétaux correspond en grande partie à celles des précipitations, avec plus de 1500 mm par an au bord du Golfe de Guinée à 200 mm au nord. À l'exception du Sassandra, tous les bassins sont situés en zone de climat soudano-sahélien.

<table><caption>Tableau 1: Caractéristiques des unités hydrographiques sélectionnées.</caption><thead><tr><td>Rivière</td><td>Exutoire</td><td>Sous-bassins</td><td>Période</td><td>Surface (km²)</td></tr></thead><tbody><tr><td>Sénégal</td><td>Bakel</td><td>12</td><td>1908-1998</td><td>220 818</td></tr><tr><td>Gambie</td><td>Gouloumbo</td><td>7</td><td>1971-1996</td><td>42 642</td></tr><tr><td>Sassandra</td><td>Soubre</td><td>8</td><td>1956-1998</td><td>62 173</td></tr><tr><td>Chari</td><td>Ndjamena</td><td>15</td><td>1933-1999</td><td>601 984</td></tr></tbody></table>

### I.2 Données Utilisées

La constitution d'une banque de données la plus complète possible et sa validation par critique et élimination des erreurs sert à améliorer la performance des modèles hydrologiques. Les grands bassins que nous étudions couvrent plusieurs milliers à plusieurs centaines de milliers de kilomètres carrés et nécessitent, de ce fait, de nombreuses données de pluies, de débits, d'évapotranspiration et de capacité

en eau du sol en provenance de plusieurs états. Dans le contexte africain, il est parfois difficile d'obtenir des données inférieures au pas de temps mensuel pour les années récentes. Un long travail de collecte de données hydrologiques et pluviométriques a été mis en œuvre, et les séries ainsi complétées sont stockées au sein du Système d'Information Environnemental SIEREM développé par
HydroSciences Montpellier (Boyer, 2003)
De nombreux contacts ont été établis avec
les scientifiques des universités et/ou des
services nationaux des pays du sud mais
également avec des partenaires anglo-
saxons (CRU - Climatic Research Unit,
Université d'East Anglia).

Globalement, nous disposons de 42 séries hydrologiques sur une période s'étendant de 1950 à 1998. Les lacunes ont été réduites au plus faible pourcentage en procédant à des mises à jour et aux complètements à l'aide de techniques simples (Tableau 1).

À cela, s'ajoutent des données mensuelles spatialisées sous forme de grille à la résolution 0.5° x 0.5°, et disponibles jusqu'en 1995 (Tableau 2) :

* deux grilles de pluies obtenues à partir de méthodes de construction

différentes, à savoir par le krigeage
pour les données du CRU et par les
polygones de Thiessen pour les
données de l'IRD ;

* trois grilles d'évapotranspiration potentielle obtenues à partir de formulations différentes dérivant toutes de celle de Penman ;

* enfin cinq grilles de capacité en eau des sols fixes dans le temps, obtenues à partir des travaux du CRU et de la FAO.

Cette base de données, aussi diversifiée soit-elle, offre une couverture spatiale et temporelle homogène pour analyser et préciser la variabilité hydro-climatique sur notre zone d'étude, puis pour tester les performances des modèles hydrologiques dans différents contextes climatiques.

### III. MANIFESTATION DE LA VARIABILITE
### HYDROCLIMATIQUE

Le flux de mousson, et ses variations saisonnières qui en résultent, commande les conditions climatiques autour du Golfe de Guinée. Or, les facteurs climatiques jouent un rôle essentiel dans la genèse des précipitations, et donc, de l'écoulement fluvial. En effet, ce sont les précipitations, qui par leur abondance, leurs variations saisonnières et leur irrégularité interannuelle régissent les régimes

hydrologiques en Afrique de l'Ouest et Centrale. La connaissance des mécanismes climatiques à l'origine du flux de mousson permet de mieux appréhender les variations hydroclimatiques à l'échelle continentale avant d'améliorer les connaissances sur la variabilité des précipitations et des débits à l'échelle des bassins versants.
<table><caption>**Tableau 2:** Caractéristiques des données climatiques et des données "sols" utilisées.</caption><thead><tr><th>Type</th><th>Notation</th><th>Méthodologie</th><th>Sources</th></tr></thead><tbody><tr><td rowspan="2">Précipitations</td><td>CRU</td><td>Krigeage (Spline)</td><td>New et al., 1999, 2000</td></tr><tr><td>IRD</td><td>Thiessen</td><td>Boyer, 2003 ; Thiessen, 1911</td></tr><tr><td rowspan="3">ETP</td><td>PEN</td><td>Penman</td><td>Penman, 1956</td></tr><tr><td>FAO</td><td>Penman-Monteih</td><td>Smith, 1992</td></tr><tr><td>TO</td><td>Thom et Oliver</td><td>Thom et Oliver, 1977</td></tr><tr><td rowspan="3">Capacité en eau du sol (WHC)</td><td>CRU</td><td>Couv. végétale et prof. racinaire</td><td>Dunne & Willmott, 1996</td></tr><tr><td>FAO</td><td>Granulométrie et prof. racinaire</td><td>Dieulin, 2005</td></tr><tr><td>Saxton</td><td>Pédo-transfert</td><td>Reynolds et al., 1999</td></tr></tbody></table>

### III.1 Analyse Climatique Diagnostique

La variabilité climatique peut s'expliquer en termes de dynamique atmosphérique. Des études précédentes ont établies le lien entre la variabilité interannuelle des précipitations et les anomalies de la circulation atmosphérique régionale (Moron et al., 1995 ; Janicot, 1997 ; Fontaine et al., 1998). Il s'agit donc d'identifier les paramètres atmosphériques caractéristiques de la mousson ouest-africaine qui peuvent expliquer les anomalies observées dans les séries hydrologiques. Les outils statistiques employés en climatologie diagnostique permettent d'atteindre les objectifs suivants:

* définir les indices hydrologiques, à la fois cohérents dans l'espace (région homogène) et dans le temps (variabilité intra et interannuelle homogène) ;

* sélectionner les signaux régionaux qui renseignent sur la qualité de la

mousson ouest-africaine.

Les connexions statistiques entre les anomalies de débit et les paramètres atmosphériques sont appréhendées au moyen des tracés des champs composites d'anomalies à deux périodes : mars-avril (étiage) et août-septembre-octobre (crue), pour cinq paramètres atmosphériques, dont les données sont issues des réanalyses NCEP/NCAR (Kalnay et al., 1996), à savoir : le géopotentiel, la vitesse verticale, la quantité d'eau précipitable, la vitesse des vents et les flux de grande longueur d'onde. (Figure 2).

Ces analyses de climatologies diagnostiques ont permis de montrer qu'il existe bien une relation entre les paramètres atmosphériques et les anomalies hydrologiques.
geopotentiel 1000 hPa

<figure><img src="image_109.png" /></figure>

eau precipitable

<figure><img src="image_110.png" /></figure>

vitesse verticale 400 hPa

<figure><img src="image_111.png" /></figure>

vents 925 hPa

<figure><img src="image_112.png" /></figure>

Flux de grande longueur d'onde (OLR)

<figure><img src="image_113.png" /></figure>

**Figure 2:** Composite de champs atmosphériques NCEP de l'Afrique de l'Ouest et Centrale sur la période 1968-1998, en août-octobre (ASO) : anomalies négatives (tirets bleu) et positives (lignes continues rouge), significatives à 95 % en fonction du test de Student (plages vertes).

Ainsi, lors d'une année sèche, on observe une modification de la circulation atmosphérique, d'échelle régionale. Cette

situation conjugue différents éléments défavorables à la pluviogenèse dans la zone soudano-sahélienne, puisqu'elle
conduit à la réduction de l'espace couvert par la mousson :

* une position plus méridionale de la Zone de Convergence Inter Tropicale ;

* un affaiblissement du champ de pression sur le Golfe de Guinée et une réduction de puissance du flux de mousson ;

* un dynamisme accru de l'alizé boréal, traduit par un renforcement de l'Anticyclone des Açores.

### III.2 Approches Statistiques et Analyses des Séries Pluviométriques et Hydrologiques

L'étude de l'évolution pluviométrique et hydrologique en Afrique de l'ouest et Centrale s'est appuyée sur des méthodes statistiques et cartographiques variées. Le plus souvent, le traitement statistique concerne d'une part la tendance, et d'autre part la détection des changements brusques des caractéristiques de loi de distribution des variables. D'autres outils, non statistiques, permettent également d'analyser la variabilité hydroclimatique, comme le calcul des déficits et les tracés d'évolution des indices pluviométriques. Des études précédentes ont montré l'existence d'une rupture à la fin des années 60 dans les séries qui s'accompagnait d'une diminution brutale des régimes hydrologiques et pluviométriques (Servat et al., 1997a,b ; Paturel et al., 1997a,b). L'objectif, ici, est de caractériser cette variabilité sur la période 1950-2000 en mettant l'accent sur la décennie 90.

Les indices pluviométriques décennaux permettent de cartographier

l'évolution spatio-temporelle des précipitations. Ils sont définis à partir d'un indice annuel, calculé sur une soixantaine de postes répartis sur deux fenêtres d'étude, la première est centrée sur les bassins du Sénégal de la Gambie et du Sassandra, la seconde sur le Logone-Chari (Figure 3). La décennie 60 apparaît comme humide à l'opposé de la période 1970-1998, qui est déficitaire dans son ensemble, ponctuée de quelques zones excédentaires. Ce caractère déficitaire est très marqué sur la décennie 80. Globalement, les conditions de péjoration des pluies annuelles semblent s'être maintenues sur la période 1990-1998, en particulier sur la fenêtre Ouest, cependant les valeurs des indices sont plus faibles en valeur absolue par rapport à la décennie 80. En termes de déficit, la période 1990-1998 semble s'intercaler entre la décennie 70 et la décennie 80. Cette représentation cartographique souligne bien le fait que le caractère déficitaire apparu au début des années 70 se prolonge jusqu'en 1998. C'est,
en tout cas indiscutable en Afrique de
l'Ouest. La situation est moins tranchée sur
la fenêtre "Afrique Centrale", certaines

zones semblant revenir à des précipitations
plus abondantes.

<figure><img src="image_114.png" /><figcaption>**Figure 3:** Evolution des indices pluviométriques décennaux de 1960 à 1998 sur les deux fenêtres étudiées.</figcaption></figure>

Différentes procédures de détection de ruptures ont été appliquées sur les séries pluviométriques et hydrologiques sur la période 1950-2000. Ceci vise à confirmer les schémas déjà décrits, en particulier l'importance de la sécheresse depuis 1970 et la non stationnarité de la série avec une rupture entre 1969 et 1971. Appliquée à des séries réduites sur 1970-2000, cela permet également de préciser la position de la décennie 90 dans le contexte déficitaire, puisque les deux années humides 1994 et 1999 ont apporté un espoir de rémission de la sécheresse.

D'une manière générale, les tests
appliqués sur les séries "longues" (période
1950-2000) soulignent bien l'existence
d'une rupture entre 1967 et 1971. Les
déficits pluviométriques constatés

avoisinent les -16% à -27% et les déficits
hydrologiques varient de -21% à -67%.

Pour étudier les séries "courtes" (période)
1970-2000, seule la segmentation de
Hubert peut être appliquée. (Hubert et al.,
1989), Ce test s'appuie plus sur un schéma
descriptif que sur un vrai modèle
statistique, et permet de déceler plusieurs
ruptures, même s'il s'agit de valeurs
extrêmes (segment unitaire). Sur les 90
séries pluviométriques courtes disponibles,
la segmentation de Hubert identifie des
ruptures pour seulement 23 séries, dont les
dates se répartissent selon 4 groupes :

- entre 1972 et 1976, aussi bien en
Afrique de l'Ouest qu'en Afrique Centrale ;

- entre 1979 et 1982, surtout en Afrique de l'Ouest et correspondant à une diminution des précipitations de 20 % en
moyenne;

* entre 1986 et 1988, mais uniquement en Afrique Centrale;

* entre 1992 et 1996, identifiées pour des postes situés au nord du 10è parallèle et correspondant à une augmentation des précipitations de 30 % en moyenne.

Le même test statistique a été appliqué sur les séries hydrologiques entre 1970 et 2000. 6 séries n'ont pu être traitées car elles s'arrêtent en 1979 ou 1989 et ne permettent pas de caractériser la décennie 90. Il en ressort deux groupes de dates de rupture :

* le premier correspond à la période 1975-1978 et concernent 15 séries hydrologiques, exclusivement sur le bassin versant du Sénégal et du Chari, avec une diminution des écoulements de 38 % en moyenne;

* une seconde rupture est identifiée en 1993. Elle se produit sur 13 séries hydrologiques et concernent les bassins versants du Sénégal, du Sassandra et un bassin du Chari, où il s'agit d'une augmentation des écoulements de 60 % en moyenne.

Il est possible de regarder l'évolution des débits moyens sur les différentes périodes identifiées par la segmentation de Hubert (Figure 4). La décennie 80 est marquée par les écoulements les plus faibles, et ceci est vrai quelle que soit l'unité hydrographique considérée. On constate que les débits

moyens après la rupture de 1993 sont proches des débits moyens de la période 1970-1976, mais jamais ils n'égalent ceux d'avant la rupture de 1969-1971. On observe le même schéma avec les sous-bassins du Sassandra et du Chari

L'examen des séries hydroclimatiques annuelles montre que les trois dernières décennies sont déficitaires. Ce caractère s'observe sur l'ensemble de la zone d'étude. La variabilité des débits moyens annuels est en concordance avec celle des précipitations. La période 1970-1998 est déficitaire, bien qu'on observe une augmentation des écoulements depuis 1994. Globalement les conditions déficitaires de la période 1990-1998 se rapprochent de celles observées au cours de la décennie 70 ; la décennie 80 se distingue par des conditions extrêmes de déficits pluviométriques et hydrologiques. Malgré des années humides, il semble que la sécheresse se soit poursuivie en Afrique de l'Ouest et Centrale durant la décennie 90.

Face à cette persistance des conditions de sécheresse depuis plus de 30 ans, se pose le problème majeur de la gestion des ressources en eau, en vue de satisfaire des besoins croissants. Depuis, l'intérêt soutenu de la communauté internationale pour le développement durable, et, plus récemment encore, sur le réchauffement climatique, les données
issues des modèles climatiques pour le
siècle à venir sont à la disposition du
public. L'intégration de telles données dans
des modèles hydrologiques robustes et

correctement calés pourrait permettre
d'estimer le devenir des ressources en eau
pour les pays de la zone soudano-
sahélienne.

<figure><img src="image_115.png" /><figcaption>**Figure 4:** Évolution des débits moyens calculés de part et d'autre des différentes dates de rupture identifiées par la segmentation de Hubert, cas des bassins du Sénégal.</figcaption></figure>

IV. EVOLUTION DES RESSOURCES EN EAU POUR LE 21<sup>E</sup>
SIECLE

Les modifications climatiques ont de fortes
répercussions sur les ressources en eau,
comme l'atteste la persistance des
conditions déficitaires sur la zone soudano-
sahélienne. Comme les Modèles de

Circulation Générale génèrent des séries
temporelles de variables climatiques, il est
possible d'intégrer ces données au sein des
modèles hydrologiques, sans préjuger ici
de la qualité de ces séries.

**IV.1 Modélisation Hydrologique**

Les modèles hydrologiques à notre
disposition sont nombreux. Compte tenu
de l'échelle d'espace à laquelle nous
travaillons, notre choix s'est porté sur des

modèles conceptuels utilisés dans un cadre
global. Nous en avons retenu deux, qui
sont élaborés à partir d'équations de bilans:
le modèle GR2M du Cemagref (Edijatno et
Michel, 1989) et le Water Balance Modèle ou WBM (Conway, 1997). Peu consommateurs de données, ils sont d'une utilisation aisée et ne comportent que deux paramètres à caler. Leur fonctionnement général est le suivant :

* une fraction de la pluie participe à l'écoulement direct ;

* le niveau d'un réservoir qui représente le stock d'eau évolue en fonction de la fraction de pluie restante et de l'ETP par l'intermédiaire de l'ETR ;

* une vidange progressive de ce stock

d'eau produit l'écoulement retardé.

Le débit à l'exutoire à l'exutoire est la somme de l'écoulement directe et de l'écoulement retardé. La composante écoulement direct a été supprimé du modèle GR2M, car non reproduite par celui-ci au pas de temps mensuel. Ces modèles ont été appliqués sur les grilles mensuelles à la résolution du demi-degré carré, afin de prendre en compte les variations spatiales des caractéristiques climatiques et physiographiques de chaque bassin versant.

<figure><img src="image_116.png" /><figcaption>**Figure 5:** Comparaison des critères de Nash moyen obtenus en calage et en validation avec les quatre découpages, pour chacun des deux modèles étudiés.</figcaption></figure>

Les deux modèles hydrologiques ont subit toute une série de tests afin de choisir certaines options de modélisation et d'évaluer leur performance. La 1ère série de test concerne le choix de la période de calage et de validation à retenir. En effet, la diminution des écoulements à partir de

1969-1971 peut avoir un impact non négligeable sur la détermination des paramètres des modèles. Nous avons donc testé plusieurs périodes de calage et de validation de part et d'autres de cette rupture :

* calage sur la période humide (période
1950-1970) et validation sur la période sèche (période 1971-1995) (découpage 1) ;

* calage sur la période sèche et validation sur la période humide (découpage 2) ;

* calage-validation sur la période humide (découpage 3) ;

* calage-validation sur la période sèche (découpage 4).

En comparant les résultats, le calage sur la période 1971-1987 et la validation sur la période 1988-1995 se sont révélés les plus performants et les plus adaptés à l'objectif de simuler les écoulements dans la continuité chronologique des observations (Figure 5).

Parmi toutes les données rassemblées pour cette étude, nous avons cherché à déterminer la combinaison qui permet d'obtenir les meilleures performances des modèles. Environ 2000

calages qui correspondent aux combinaisons 2 modèles hydrologiques avec 3 ETP avec 2 pluies et avec 4 capacités en eau du sol pour les 42 bassins versants ont été effectués. Le pourcentage de cas où chaque type de données est associé au meilleur calage a été calculé (Figure 6). Il en ressort que les pluies du CRU conduisent aux meilleurs résultats dans 53.7% des cas. Pour les ETP, il s'agit de celles calculées selon la formule de Penman, cela correspond aux meilleurs résultats dans 63.1% des cas. Enfin pour les capacités en eau du sol, il s'agit des données FAOmax, présentes dans 86.6% des cas. C'est donc cette combinaison qui est retenue pour la modélisation des écoulements, puisqu'elle conduit aux meilleurs calages pour une majorité de bassins versants, et ce quel que soit le modèle hydrologique considéré.

<figure><img src="image_117.png" /><figcaption>**Figure 6:** Résultats en termes de meilleurs calages pour l'ensemble des données sur les 42 bassins pour les sous populations de pluie, d'ETP et de WHC.</figcaption></figure>
La sensibilité des deux modèles hydrologiques aux variations sur les données d'entrée a également été évaluée. Ces analyses révèlent que les deux modèles sont particulièrement sensibles aux précipitations et aux modifications des états de surface, qui interviennent dans la détermination de la capacité en eau du sol. En revanche ces deux modèles sont peu sensibles aux variations d'ETP, ceci est vrai en tout cas sur notre zone d'étude où l'ETP ne constitue pas un facteur limitant à l'évaporation au contraire des réserves d'eau disponibles dans le sol.

Les différents tests menés sur les deux modèles pluie-débit, que sont GR2M et WBM, soulignent la puissance des algorithmes utilisés. En outre, nous avons pu identifier une combinaison de données à utiliser en entrée des modèles ainsi que la période de calage et de validation à appliquer. À partir de ces considérations, nous avons choisi de caler les 42 bassins versants de manière identique. Ceci permet de conserver une certaine homogénéité quant à l'interprétation des résultats en calage et en validation. Les tests effectués

précédemment nous permettent de définir la démarche adoptée. Le calage s'effectue à partir des conditions suivantes :

* la fonction critère permet de juger de la qualité d'ajustement des modèles et facilite la comparaison entre bassins versants. Le critère utilisé ici est celui défini par Nash et Sutcliffe (1970);

* parmi toutes les données disponibles, il s'avère que la combinaison « pluie CRU x ETP PEN x WHC FAOmax » est la plus performante, puisqu'elle conduit aux valeurs du critère les plus élevées pour la majorité des cas, et ce quel que soit le modèle utilisé ;

* le découpage des périodes de calage-validation dans les proportions 2/3-1/3 améliore significativement les performances des deux modèles. Au vu des données disponibles, et en particulier pour le bassin de la Gambie, la procédure de calage sur la période 1971-1987 et de validation sur 1988-1995 semble donc la mieux adaptée ;

* le modèle GR2M est bien plus performant que le modèle WBM et est donc retenu pour la suite de cette étude.

## IV.2 GCM Et Scenarii Climatiques

Les modèles climatiques constituent les seuls outils à notre disposition pour évaluer l'impact des changements climatiques futurs. Ces modèles climatiques sont une représentation mathématique simplifiée du

système climatique, fondée sur des lois physiques. Actuellement, il existe une quinzaine de modèles climatiques développés par différents centres de recherches. Sept de ces modèles sont
recommandés par l'IPCC pour étudier l'impact du changement climatique (IPCC, 2001), mais seulement 4 d'entre eux ont été étudiés ici (Tableau 3).

<table><caption>**Tableau 3:** Caractéristiques principales des quatre GCM retenus.</caption><thead><tr><td>GCM</td><td>Résolution spatiale</td><td>Scénario d'émission</td><td>Données disponibles</td></tr></thead><tbody><tr><td>CSIRO-Mk2</td><td>3.2° × 5.6°</td><td>A1,A2,B1,B2</td><td>1961-2100</td></tr><tr><td>ECHAM4</td><td>2.8° × 2.8°</td><td>A2,B2</td><td>1990-2100</td></tr><tr><td>HadCM3</td><td>2.5° × 3.75°</td><td>A2,B2</td><td>1950-2099</td></tr><tr><td>NCAR-PCM</td><td>2.8° × 2.8°</td><td>A1b,A2</td><td>1981-2099</td></tr></tbody></table>

Casenave (2004) a comparé les précipitations issues de ces 4 GCM sur la période 1990-1998 sur l'Afrique de l'Ouest et Centrale. Les comparaisons établies au niveau des précipitations mensuelles (et même annuelles) soulignent bien les différences qui existent (i) entre les modèles climatiques entre eux et (ii) entre données simulées et observées. Les modèles climatiques semblent atteindre les limites de leurs performances là où les précipitations sont faibles (zone sahélienne) et là où se produisent deux saisons des pluies (zone guinéenne). Par ailleurs, s'ils s'avèrent relativement performants dans la zone soudano-sahélienne en termes de dynamique saisonnière, ils sont en revanche incapables de reproduire les cumuls pluviométriques ainsi que la variabilité interannuelle des précipitations. À l'heure actuelle, ces GCM ne sont pas vraiment en mesure de reproduire les précipitations observées avec un niveau de fiabilité suffisant.

Ces résultats ne permettent pas d'utiliser directement les sorties des modèles climatiques dans les études d'impacts et, *a fortiori*, dans les modèles hydrologiques. L'IPCC recommande, de ce fait, d'établir des scénarii climatiques en utilisant les champs de variations entre le climat futur et une période de référence.

De nombreuses études d'impact du changement climatique sur les ressources en eau sont basées sur le développement de scénarii climatiques hypothétiques, combinant les changements de température (exprimés en degré Celsius) à ceux des précipitations (exprimés en pourcentage) et les appliquant aux séries observées pour produire des séries perturbées (Chiew *et al.*, 1995; Mkankam Kamga, 2001; Guo *et al.*, 2002; Arnell, 2003). Nous proposons deux méthodes d'exploitation des données climatiques produites par les GCM. Les différences entre les précipitations représentatives de la période de référence et du climat futur sont
calculées pour chaque cellule du GCM et à chaque pas de temps (mois *i*, année *j* de la période de référence, année *k* de la période 2006-2095). Elles sont alors exprimées en anomalies standardisées (scénario *Anomalies*) ou en taux de variations (scénario *Horizons*) en fonction d'une climatologie moyenne tirée des simulations du GCM sur la période de référence 1969-1998:

Scénario *Anomalies*:

$$Ano_{GCM,i,k} = (X_{GCM,i,k} - \bar{X}_{GCM,i})/\sigma_{GCM,i} \quad (1)$$

où $X_{GCM}$ est la valeur mensuelle simulée par le GCM, $\bar{X}_{GCM}$ est la moyenne de la série simulée sur la période de référence, $\sigma_{GCM}$ est l'écart-type de la série simulée sur la période de référence.

Scénario *Horizons*:

$$\Delta_{horiz,i} = 100 \times (\bar{X}_{horiz,i} - \bar{X}_{ref,i})/\bar{X}_{ref,i} \quad (2)$$

où $\bar{X}_{horiz,i}$ est la valeur moyenne de la série simulée calculée sur un horizon donné (2020, 2050 ou 2080), $\bar{X}_{ref,i}$ est la valeur moyenne de la série simulée calculée sur la période de référence.

Les variations de l'ETP pour le climat futur sont calculées de la même manière, en utilisant la période de référence 1966-1995. Les séries chronologiques de précipitations et d'ETP représentant le climat futur (période 2006-

2095) sont construites en combinant les séries chronologiques observées sur la période de référence et les deux scénarii de changement climatique, selon les formules suivantes:

avec le scénario *Anomalies*:

$$X_{SCEN,i,k} = \bar{X}_{CRU,i} + (Ano_{GCM,i,k} \times \sigma_{CRU,i}) \quad (3)$$

où $\bar{X}_{CRU,i}$ est la valeur moyenne de la série observée sur la période de référence, $\sigma_{CRU,i}$ est l'écart-type de la série observée sur la période de référence.

avec le scénario *Horizons*:

$$X_{SCEN,i,k} = X_{CRU,i,j} \times \Delta_{horiz,j} \quad (4)$$

où $X_{CRU,i}$ est la valeur mensuelle observée d'une année tirée aléatoirement sur la période de référence.

Le modèle climatique retenu pour le développement et l'application de ces scénarii climatiques est HadCM3-A2. La méthode employée pour étudier l'impact du changement climatique sur les ressources en eau se divise en trois étapes:

* le modèle conceptuel GR2M est calé pour chaque bassin versant en utilisant les séries hydrologiques et climatiques observées ;

* les séries climatiques futures (période 2006-2095) sont construites à partir des séries observées sur une période de référence et de scénarii climatiques exprimant un changement dans les
précipitations et l'ETP ;

* le modèle conceptuel GR2M avec les paramètres calés simule les

écoulements en utilisant les séries chronologiques construites à partir des scénarii climatiques.

<figure><img src="image_118.png" /><figcaption>**Figure 7:** Évolution des taux de variations des débits moyens annuels (en %) calculés aux horizons 2020, 2050 et 2080 pour les quatre bassins versants étudiés.</figcaption></figure>

## IV.3 Impacts Du Changement Climatique Sur Les Ressources En Eau

Pour chaque bassin versant, les séries de précipitations et d'ETP mensuelles construites à partir des deux scénarii climatiques sont utilisées en entrée du modèle hydrologique GR2M. On suppose que la relation pluie-débit reste identique à celle formulée dans le modèle hydrologique, calé avec les séries chronologiques observées. Les valeurs de débits ainsi simulées peuvent être considérées comme des valeurs "réalistes" permettant d'aboutir à des ordres de

grandeurs et comparées aux observations pour évaluer les modifications en termes de taux de variations. Dans l'ensemble, l'impact du changement climatique sur les écoulements varie en fonction des précipitations projetées par le modèle HadCM3-A2. Il semble que l'augmentation continue de l'ETP, liée à celle de la température, affecte peu le bilan hydrologique annuel.

Pour les bassins versants du Sénégal et de la Gambie, la tendance est à
la diminution des écoulements (Figures 7a et 7b). Selon le scénario climatique choisi, les déficits moyens annuels à l'horizon 2080 varient entre -14 % et -45 % pour le bassin du Sénégal et entre -30 % et -66 % pour le bassin de la Gambie. Les débits moyens annuels simulés sur les dernières décennies du XXIème siècle seraient alors plus faibles que ceux observés sur la période 1971-1995. Au contraire, les projections climatiques du modèle HadCM3-A2 conduisent à l'augmentation des écoulements pour le bassin du Chari

mais également pour celui du Sassandra, même si les taux de variations à l'horizon 2080 sont inférieurs à ceux de l'horizon 2050 (Figures 7c et 7d). Les débits moyens annuels augmenteraient de l'ordre de +38 % (horizon 2050) et de +10 % (horizon 2080) pour le bassin du Sassandra et entre +47 % et +53 % à l'horizon 2080 pour le bassin du Chari. Toutefois, les écoulements ne semblent pas retrouver les niveaux observés avant la mise en place de la sécheresse sur l'Afrique de l'Ouest et Centrale.

<figure><img src="image_119.png" /><figcaption>**Figure 8:** Hydrogrammes moyens aux trois horizons (scénario Anomalies) comparés à celui observé sur la période 1971-1995 (en m³ s⁻¹).</figcaption></figure>

En règle générale, les variations observées sur les écoulements annuels se
traduisent par une variation des volumes
écoulés entre juillet et octobre. La
comparaison des hydrogrammes moyens
mensuels aux trois horizons avec celui de
la période de référence montre qu'il n'y a
pas de modification du régime
hydrologique pour les bassins versants du
Sénégal et de la Gambie (Figures 8a et 8b).
À l'horizon 2080, les débits de pointe en
septembre enregistrent une diminution de
-27 % pour le bassin du Sénégal et de –
37 % pour le bassin de la Gambie. En
revanche pour le bassin du Sassandra
(Figure 8c), les débits simulés de juin à
août sont supérieurs à ceux observés et
compensent en partie la diminution des
écoulements en septembre-octobre à
l'horizon 2080 (-22 %). Pour le bassin du
Chari (Figure 8d), on observe un
glissement du pic de crue d'octobre à
septembre accompagné d'un accroissement
des débits en période de basses eaux. À
l'horizon 2080, le débit de pointe en
septembre enregistre une augmentation de
+12 % par rapport au débit de pointe
observé en octobre sur la période 1971-
1995.

Dans l'ensemble, les variations de
débits suivent largement celles des
précipitations malgré une ETP croissante
sur tout le XXIème siècle. De plus, les
variations du climat sous un scénario

donné s'amplifient depuis les horizons
2020 et 2050 vers l'horizon 2080. L'impact
du changement climatique sur les
écoulements varie régionalement et selon
le modèle hydrologique utilisé. Les
changements climatiques sur la zone
soudano-sahélienne sont plus marqués que
dans la zone guinéenne. Et comme il n'y a
pas ou peu d'écoulement en saison sèche
(de novembre à mai), les écoulements y
sont particulièrement sensibles à
l'augmentation de température et donc de
l'ETP et à la diminution des précipitations.
L'utilisation des scénarii climatiques dans
les modèles hydrologiques conduisent
à prévoir :

* la diminution des écoulements sur les bassins versants du Sénégal et de la Gambie. Les débits moyens annuels à l'horizon 2080 seraient encore plus faibles que ceux observés entre 1971 et 1995 ;

* l'augmentation puis la diminution des écoulements sur les bassins versants du Sassandra, mais les débits moyens annuels resteraient du même ordre de grandeur que ceux observés après 1970 ;

* l'augmentation des écoulements sur les bassins versants du Logone et du Chari, mais les niveaux observés sur les décennies 50 et 60 ne seraient jamais atteints.
# V. CONCLUSIONS ET PERSPECTIVES

## V.1 Rappels Des Objectifs Et Des Etapes

L'objectif premier de ce travail était d'apporter des éléments précis de connaissances quant aux manifestations de la variabilité du climat et son lien avec celle des ressources en eau. Le second but était d'évaluer l'impact du changement climatique sur les écoulements de grandes rivières d'Afrique de l'Ouest et Centrale, en se basant sur les sorties de Modèles de Circulation Générale. Les axes principaux de cette étude tenaient en l'amélioration des connaissances sur la variabilité spatio-temporelle des régimes pluviométriques et hydrologiques et la simulation des écoulements pour le XXIᵉ siècle en utilisant des modèles hydrologiques robustes et correctement calés.

Pour aboutir à l'évaluation des impacts du changement climatique sur les ressources en eau, cette étude s'est appuyée sur un grand nombre de données (atmosphériques, climatiques, hydrologiques et caractéristiques des états de surface) et s'est déroulée en quatre étapes :

* diagnostics dynamiques atmosphériques pour identifier les signaux caractéristiques de la mousson ouest-africaine en relation avec les anomalies hydrologiques (excédents ou déficits);

* analyses statistiques de la variabilité spatio-temporelle des séries pluviométriques et hydrologiques, en mettant l'accent sur la décennie 90, témoin de l'évolution de la sécheresse ces dix dernières années;

* sélection de deux modèles de bilan hydrologiques adaptés à l'échelle spatio-temporelle de la planification des ressources en eau, puis évaluation de leurs performances et de leur sensibilité aux variations sur les données d'entrée ou sur la valeur de leurs paramètres;

* élaboration de scénarii climatiques à partir des données de température et de précipitations, issues du modèle climatique HadCM3-A2, et simulations des écoulements pour le XXIᵉ siècle.

## V.2 Synthèses Des Résultats
Une variabilité hydroclimatique qui
trouve une origine dans la circulation
atmosphérique tropicale

Le diagnostic de la dynamique de la
mousson ouest-africaine montre des
variations cohérentes et concomitantes de
variables atmosphériques en accord avec
celles des débits moyens annuels. Les
déficits hydrologiques, témoins des déficits
pluviométriques, peuvent s'expliquer par
une modification de la circulation
atmosphérique tropicale, conjuguant
différents éléments défavorables à la
pluviogénèse dans la zone soudano-
sahélienne. On retiendra en particulier une
position plus méridionale de la ZCIT et un
dynamisme accru de l'Anticyclone des
Açores associé à une réduction de
puissance du flux de mousson.

Analyse de la persistance de la
sécheresse en Afrique de l'ouest:
caractérisation de la situation de la
décennie 90

L'examen des séries pluviométriques et
hydrologiques annuelles au moyen de
méthodes statistiques robustes montre que
les trois dernières décennies sont
déficitaires. Globalement, les conditions
hydroclimatiques de la période 1990-1998
se rapprochent de celles observées au cours
de la décennie 70, à l'opposé de la
décennie 80 qui apparaît comme la plus

sèche du XXème siècle. Les années
excédentaires 1994 et 1999 ne semblent
pas constituer "statistiquement parlant" le
signal d'un retour vers des conditions
climatiques plus favorables, et de façon
persistante. Il semble donc que la
sécheresse se soit poursuivie en Afrique de
l'Ouest et Centrale durant la décennie 90.

Les modèles pluie-débit : des outils
performants adaptés à l'échelle
régionale

L'évaluation des deux modèles de bilans
hydrologiques permet de disposer d'un
"panel" assez complet de leurs
caractéristiques et d'en quantifier les
conséquences lors des simulations des
apports en eau sous l'influence de scénarii
climatiques. Ces modèles sont
particulièrement sensibles aux
précipitations et aux modifications des
états de surface qui participent à la
détermination des réserves en eau du sol.
Tous les tests mis en œuvre révèlent la
performance des algorithmes utilisés.

Impacts du changement climatique sur
les ressources en eau

Malgré le fait que les Modèles de
Circulation Générale existants ne sont pas
vraiment capables de reproduire les
précipitations observées avec un niveau de
fiabilité suffisant, ce sont les seuls outils à
notre disposition pour évaluer l'impact du
changement climatique sur les ressources en eau. Ainsi les données pluviométriques et de température issues du modèle climatique HadCM3-A2 ont permis de générer deux scénarii climatiques. Leur introduction dans les modèles

hydrologiques correctement calés, permet la simulation des écoulements pour le XXIᵉ siècle. Dans l'ensemble, les variations de débits suivent largement celles des précipitations, mais varient régionalement et selon le modèle utilisé.

## V.3 Perspectives

Ce travail ouvre donc de nouvelles perspectives de recherche. Les résultats obtenus pour la simulation des écoulements sous un forçage climatique ont fait ressortir les limites des méthodes utilisées.

Du point de vue de la modélisation hydrologique :

* les modèles hydrologiques sont particulièrement sensibles aux modifications des états de surface. Il faudrait mieux définir leur évolution à partir de données satellites par exemple ;

* ces mêmes modèles hydrologiques sont finalement peu sensibles aux variations de l'ETP sur la zone soudano-sahélienne. On pourrait envisager de définir une nouvelle fonction de production qui s'affranchirait des données d'ETP ;

* une autre voie d'amélioration des modèles serait de s'affranchir également des problèmes de calage-validation en prédéterminant la valeur des paramètres.

Du point de vue des impacts du changement climatiques :

* en attendant une amélioration des performances des Modèles de Circulation Générale, on pourrait envisager d'utiliser les sorties de Modèles Régionaux, qui fournissent des données à une résolution plus fine

* nous n'avons retenu que le modèle HadCM3-A2 pour cette étude. Il serait intéressant d'explorer la gamme de variations des impacts potentiels en utilisant les sorties des autres modèles climatiques sous l'influence d'autres scénarii d'émissions de gaz à effet de serre mais également d'utiliser d'autres jeux de paramètres.

* tout comme pour les modèles hydrologiques, nous devons tenir compte de la réponse des écosystèmes aux changements climatiques ainsi que la part anthropique sur l'exploitation des ressources en eau.

## VI. RÉFÉRENCES
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# Contribution of Spatial Altimetry to Hydrology
## The CASH Project

F. SEYLER¹, A. CAZENAVE², F. HUYNH³, F. MERCIER⁴, L. TOCQUEVILLE⁵,
S.CALMANT², M.-P. BONNET¹, G. COCHONNEAU¹, M.-C. GENNERO² &
M.MANGEAS³

¹LMTG UMR 5563 UR 154 CNRS Université Paul Sabatier IRD
frederique.seyler@ird.fr

²LEGOS UMR 5566 UR065 CNRS Université Paul Sabatier IRD CNES

³ESPACE US 140 IRD

⁴CLS Collecte Localisation Satellite

⁵BRLi Bas Rhône Languedoc International

**Abstract** CASH project « Contribution of spatial altimetry to hydrology » aims at the definition of a global, standard, fast and long term access to a set of hydrological data concerning the greatest river basins in the world. The key questions to be answered are: what are the conditions for monitoring river water stages from altimetric radar data and how is it possible to combine altimetric data with other spatial sources or/and in-situ data in order to deliver useful parameters for hydrology community, both scientific and end users. A lot of tasks to be performed for altimetric heigths of continental water bodies becoming part of the scientific and end-users hydrologists day-today practice. The project has delineated the way this use could be improved in a near future, and opened very interesting perspectives for ungauged or poorly gauged great basins in the world.

**Key words** Hydrology, Hydrodynamics, Radar altimetry, ungauged basins, Amazon basin

## Contribution de l'Altimetrie Spatiale pour l'Hydrologie : le Projet CASH

**Résumé** Le projet CASH “Contribution de l’Altimétrie Spatiale pour l’Hydrologie » a pour but la définition d’un système d’accès global, uniforme, rapide et pérenne à un ensemble de données hydrologiques sur les plus grands bassins du monde. Les
questions clés d projet sont : Quelles sont les conditions nécessaires à la surveillance des niveaux d'eau des grands fleuves par altimétrie radar, et comment les données altimétriques peuvent elles être combinées avec d'autres sources de données spatiales et avec des données in situ pour fournir des informations utiles à la communauté hydrologique, à la fois scientifiques et utilisateurs. Beaucoup reste à faire pour que les hauteurs altimétriques des plans d'eau continentaux deviennent des mesures utilisées dans la pratique hydrologique. Le projet a montré comment cet usage pourrait être amélioré dans un futur proche, et a ouvert d'intéressantes perspectives pour les bassins peu instrumentés.

*Mots clefs Hydrologie, Hydrodynamique, Altimétrie Radar, Bassins non jaugés, Bassin Amazonien*

# I. INTRODUCTION

Le suivi et la gestion des ressources en eau seront un enjeu majeur dans les prochaines années. La plupart des grands bassins fluviaux sont situés dans des pays émergents ou en voie de développement, pour lesquels la maintenance d'un réseau de mesures in situ est difficile. Un système global de suivi de la ressource basé sur des données spatiales serait donc d'un grand intérêt.

D'autre part, les rivières et zones inondées intègrent la réponse des bassins au forçage climatique et à son évolution dans le temps. Pour l'instant les mesures de flux sont plus fiables que les moyennes spatiales de pluie, d'évapotranspiration et d'infiltration. Mais les réseaux de mesures in situ sont inégalement répartis et peu denses, ces mesures ne peuvent donc pas être assimilées dans des modèles

climatiques globaux ou régionaux. Les missions satellite d'altimétrie radar ont couvert le globe d'un maillage de mesures au cours de ces quinze dernières années et sont intéressantes, non seulement pour l'historique des hauteurs d'eau qu'elles représentent mais également pour leur accès dans un temps réduit.

Pour l'instant, il n'y a pas eu de mission dédiée à l'hydrologie, bien que plusieurs futures missions comme CRYOSAT 2, JASON-2 et Altika, ont pour objectif secondaire les hauteurs d'eau et les débits des fleuves. Calmant et Seyler (In Press) proposent une revue des travaux pionniers en matière d'altimétrie pour les eaux continentales et en particulier les grands fleuves.

La plupart de ces travaux ont été conduits par des spécialistes du spatial et
jusqu'à présent les données d'altimétrie n'ont pas été très utilisées par les hydrologues ou les gestionnaires de la ressource en eau. Le projet CASH a eu pour objet d'étudier comment ces données pouvaient être utilisées en hydrologie, même si elles ne sont pas encore adaptées

à l'étude des eaux continentales. En effet, les missions spatiales ne seront pas dédiées à l'hydrologie, tant que les spécifications requises ne seront pas établies, et tant qu'on n'aura pas démontré qu'il est possible de les utiliser, de façon opérationnelle.

## II. OBJECTIFS

Le projet CASH a été financé par le Ministère de la Recherche et de la Technologie (Réseau Terre et Espace). L'IRD (Institut Français de Recherche pour le Développement) en était le coordinateur et les deux partenaires industriels CLS (Collecte Localisation Satellite) and BRLi (Bas Rhône Languedoc). Le premier objectif du projet était de définir l'environnement scientifique et technologique nécessaires pour que les données d'altimétrie spatiale puissent compléter les réseaux de mesures in situ, voire se substituer à certaines stations éloignées et difficiles d'accès, qui délivrent des données de façon irrégulière et dans un délai de plusieurs mois, ou qui peuvent cesser de fonctionner. Il s'agissait donc de définir un système d'accès global, standardisé, rapide et pérenne à un jeu de

données hydrologiques sur les grands bassins fluviaux.

Les objectifs spécifiques étaient de :

* Créer une base de données d'altitude des plans d'eau pour huit grands bassins (Amazone, Congo, Ganges, Yangtse, Parana, Lena, Mekong, et Danube) à partir des GDRs T/P (Topex/Poseidon Geophysical Data Records).

* Améliorer les données T/P en utilisant des algorithmes de retraitement et des corrections spécifiques aux eaux continentales.

* Définir et développer un système d'information pour le site test du bassin Amazonien, capable de localiser dans des bases distantes et d'utiliser des modèles et des algorithmes, des données spatiales et in-situ.

## III. RESULTATS

### III.1 Base De Données Hydrologiques Au LEGOS
Les produits altimétriques pour l'océan sont organisés par numéro d'orbite et suivant le cycle temporel. Il est nécessaire d'appliquer des corrections géophysiques, environnementales et instrumentales à l'estimation de hauteur (distance correspondant au temps de propagation de l'onde entre le sol et le capteur). Pour que l'organisation des données soit plus semblable à celle des données hydrologiques, la première tâche du projet a été de définir la notion de "station virtuelle" comme étant le croisement entre

la trace au sol de l'orbite du satellite et un plan d'eau (Figure 1). Les corrections nécessaires sont appliquées. Pour chaque passage, correspond une valeur de hauteur de la surface du plan d'eau, obtenue en moyennant tous les points de mesure compris dans le polygone de la station (exemple figure 2). Pour chaque station virtuelle correspond une table des variations temporelles des hauteurs d'eau (exemple figure 3) qui peut être téléchargée par ftp (http://www.legosobs.mip.fr/fr/soa/hydrologie/hydroweb).

### III.2 Traitement De Données Pour Les Plans D'eau Continentaux

Deux types de traitement ont été conduits à CLS pour adapter les données au cas spécifique des eaux continentales.

Le premier concerne le retraitement (retracking) des données T/P. L'énergie reçue au cours du temps par le satellite est représentée par la forme d'onde. Sur les eaux continentales, les formes d'onde sont beaucoup plus variables dans le temps (Figure 6) et dans l'espace (Figure 5) que sur l'océan (Figure 4). L'estimation de hauteur se fait à bord dans le cas T/P en comparant la forme d'onde reçue avec un schéma de forme d'onde attendue. Si la forme d'onde reçue est trop différente du schéma pré-établi, l'estimation de hauteur peut être erronée, ou même conduire à la perte momentanée du tracking.

CLS a produit un traitement

opérationnel qui: 1. lit les données brutes T/P (formes d'onde), 2. applique les quatre algorithmes de retracking qui ont été définis pour l'altimètre embarqué à bord d'ENVISAT, 3. écrit les produits retrackés dans le format PDS.

Deux des quatre algorithmes de retraitement (Ice1 et Ice2), si ils ne sont pas spécifiquement adaptés au cas des eaux continentales, sont relativement performants pour les formes d'onde de rivière et de lac (Frappart et al., 2006).

La deuxième partie des traitements développée à CLS concerne les corrections environnementales. La propagation est ralentie du fait des interactions dans la troposphère humide et la troposphère sèche. Les valeurs fournies pour la première font généralement défaut sur le
continent. La deuxième dépend de la pression atmosphérique, donnée au niveau de la mer dans le cas océan. Le traitement implémenté pour CASH utilise les champs météorologiques donnés par le modèle NCEP et la hauteur altimétrique pour

estimer la profondeur atmosphérique. Les validations ont été concluantes (Mercier and Zanife, 2006).

Les données altimétriques améliorées sont accessibles sur le site CASH: (http://www.hydrospace-cash.fr).

### III.3 Intégration Des Données Altimétriques Dans Un Modèle Hydrodynamique

Cette partie du projet CASH était à réaliser sur le site test du bassin Amazonien. L'Amazone s'écoule depuis les Andes vers l'Océan avec le plus fort débit de la planète. Son gigantesque bassin présente une grande variété de formes, et des rivières de taille diverse. Il est particulièrement bien instrumenté pour un bassin de cette taille situé en zone forestière tropicale. L'IRD a depuis longtemps des accords de coopérations avec les agences de suivi des ressources en eau de la majeure partie des pays qui le composent. (Brésil, Pérou, Bolivie, Equateur, Colombie et Vénézuéla). Le LMTG dirige l'ORE (Observatoire de Recherches en Environnement) HYBAM, fiancé par l'IRD et le Ministère de la Recherche. L'ORE (http://www.ore-hybam.org/) assure la mise en ligne de données hydrologiques et géochimiques aux stations de référence. Le bassin Amazonien a donc été choisi pour la capacité de validation qu'il offre, mais aussi comme un exemple de ce qui pourrait être la première application de l'utilisation

des données altimétriques: le suivi de la ressource en eau d'un grand bassin transfrontalier tropical.

L'objectif de l'intégration des données altimétriques dans un modèle hydrodynamique était double: 1. évaluer le rôle de ces données dans la modélisation, et 2. Rendre les stations virtuelles aussi proches que possible d'une station hydrologique.

L'objectif de l'intégration des données altimétriques dans un modèle hydrodynamique était double: 1. évaluer le rôle de ces données dans la modélisation, et 2. Rendre les stations virtuelles aussi proches que possible d'une station hydrologique.

Les techniques de mesure de la hauteur d'eau et du débit varient avec les objectifs de la mesure, le régime hydrologique et la stabilité du canal. La fréquence et la distribution des acquisitions dépendent également de ces paramètres et de coût induit. Le débit est généralement estimé par une courbe de tarage ou relation hauteur-débit. L'agence brésilienne en
charge de la gestion du réseau de mesures pour le bassin Amazonien, procède à un relevé bi-journalier des hauteurs d'eau aux station et au jaugeage périodique de la section. La plupart des stations ne sont pas nivelées.

Le moyen le plus simple d'obtenir un débit à une station virtuelle est d'appliquer la courbe de tarage obtenue à une station in-situ proche, en assumant la stationnarité des probabilités sur les débits (Jasinski et al., 2001, Kouraev et al., 2004; Zakharova et al., 2006). Nous avons choisi le bassin du Haut Rio Negro car il ne répond pas à cette condition, puisqu'il a un régime de crue à plusieurs pics. Un modèle de propagation (ProGUM) basé sur les équations de Muskingum-Cunge (modèle quasi dynamique) a été développé pour estimer le débit à chaque station virtuelle comprise entre deux stations in situ. L'un des paramètres requis par le modèle est la pente qui est calculée à partir des données altimétriques. La surface moyenne de chaque sous-bassin contrôlé par une station

virtuelle est environ dix fois moindre que les sous bassins de départ.

Les courbes de tarage ont été calculées pour 21 stations virtuelles sur le haut Rio Negro pour 6 stations in situ. Les paramètres de la relation ont été estimés par ajustement d'une loi en puissance. L'altitude correspondant au débit théorique nul peut être assimilée à l'altitude du lit de la rivière. La hauteur d'eau ainsi estimée a été validée par des jaugeages ADCP sous les traces, avec une différence moyenne inférieure à 1,1m. (Leon et al., 2006a).

La même méthode a été appliquée au cas du Rio Caqueta, un affluent colombien de l'Amazone, à partir d'une seule station in situ située à l'aval du bassin. Les courbes de tarage pour 13 stations virtuelles ont été estimées, avec des erreurs sur les débits entre 20% à l'amont et 10% à l'aval. Le cas du Caqueta est un cas limite pour la quasi-absence de données in situ, également pour la taille de la rivière, avec une largeur de 850m sur certains tronçons (Leon et al., 2006b).

### III.4 Estimation Du Volume D'eau Stocké Dans Les Plaines D'inondation

Les volumes d'eau stockés dans les cours d'eau et plaines d'inondation du bassin du Rio Negro ont été estimés à partir du couplage entre une cartographie des surfaces inondées aux basses eaux et aux hautes eaux (mosaïque d'images radar JERS en bande L) et des hauteurs

altimétriques pour le cycle hydrologique 1995-1996 (Frappart et al., 2005). La figure 7 représente le modèle numérique de la variation des hauteurs d'eau entre basses et hautes eaux. La figure 8 représente la répartition par sous bassins du ratio entre F = le volume d'eau écoulé pendant le demi
cycle hydrologique et V= le volume stocké pendant la même période, de même que les

surfaces inondées en pourcentage de la surface totale.

## IV. DISCUSSION

La précision avec laquelle les hauteurs d'eau peuvent être déterminées par altimétrie est une question d'importance majeure pour l'hydrologie. Plusieurs facteurs affectent la précision des mesures altimétriques sur les plans d'eau continentaux. Les corrections environnementales sont une des causes d'erreur possible.

Plus importantes sont les incertitudes induites par la largeur du faisceau radar. Sa taille d'au moins un kilomètre, nécessaire pour les études sur l'océan, fait que la plupart des échos proviennent d'un mélange eau - îles - berges. Ces mélanges (provoquant des effets diffusifs), de même que les échos très spéculaires sur des plans d'eau lisses, rend difficile la détermination de la hauteur par les algorithmes existants. Les résultats obtenus avec l'un ou l'autre tracker sont dépendants de la localisation et de la hauteur d'eau (Frappart et al., 2006). La méthode consistant à choisir le meilleur tracker en fonction de la forme d'onde peut ainsi introduire des biais entre différents algorithmes. La méthode choisie dans CASH a été de tenter de réduire au maximum la fenêtre correspondant à la

station virtuelle. Le retracking permet d'augmenter le nombre de données valides et donc de réduite la taille de station virtuelle.

Les autres causes d'erreur sont la réflexion de plans d'eau situés à l'oblique de la visée verticale, l'accrochage du tracker, la pente du plan d'eau, ou la présence de plusieurs plans d'eau de hauteur différente.

Au cours du projet, nous avons utilisé une estimation de l'erreur basée sur la différence de hauteur d'eau avec celle enregistrée à la station in situ la plus proche, pondérée par l'écart type des mesures sur la station virtuelle, ce qui donne une estimation conservative de l'incertitude. Le terme écart type rend compte du bruit sur la mesure mais aussi de la variabilité spatiale du plan d'eau, et des mélanges eau végétation à l'intérieur de la station virtuelle. L'écart à la station comprend l'erreur sur la mesure altimétrique, mais aussi les erreurs sur les mesures in situ, les écarts dûs au fait que la trace est plus ou moins éloignée de la station, et rend compte également de la différence entre une mesure ponctuelle et une mesure intégrant la largeur du plan
d'eau sur quelques centaines de mètres de
cours.

Quelques dizaines de validation ont
été réalisées au cours du projet (Leon et al.,
2006a,b; Frappart et al.,2005; et site
Hydroweb). Il est illusoire de donner une
valeur pour l'incertitude sur les mesures,
compte tenu du nombre des causes

d'erreur, de leur dépendance à la situation
de la station et à la hauteur d'eau. Ces
incertitudes varient d'une dizaine de
centimètres dans les cas les plus favorables
(ENVISAT) à environ 30 cm pour T/P en
hautes eaux et plus d'un mètre dans
certains cas en basses eaux.

V. CONCLUSION

Les principaux problèmes de l'utilisation
des données altimétriques pour
l'hydrologie sont leur précision insuffisante
pour certaines applications, la fréquence
temporelle des observations sur le même
point (10 jours pour T/P et 35 jours pour
ENVISAT, et l'impossibilité d'obtenir des
données fiables sur des rivières de moins
de 1km de large.

Telles qu'elles sont actuellement,
les données altimétriques permettent
cependant de produire des séries
temporelles de hauteur d'eau sur des
bassins non jaugés, ou sur les zones
d'inondation. Combinées avec quelques

données in situ, il est possible de distribuer
spacialement les débits. Le couplage avec
des données climatiques devient alors
possible, à la résolution de la plupart des
schémas de surface existant (SVAT). Les
problèmes de pente référencée sur le
géoïde, d'estimation de relations hauteur-
débit pour les stations virtuelles, et
d'estimation de la hauteur d'eau à partir de
l'altitude ont été traités au cours du projet.
L'altimétrie radar donne un accès global
sur les grands bassins transfrontaliers à des
données homogènes dans un système de
référence unique.

VI. REMERCIEMENTS

M. Cauhopé (LMTG UMR 5563 UR 154 CNRS Université Paul Sabatier IRD), J. Divol (ESPACE US 140 IRD), F. Frappart (LEGOS UMR 5566 UR065 CNRS Université Paul Sabatier IRD CNES), K. Guyenne-Blin (ESPACE US 140 IRD), J.-

G. Leon (LMTG UMR 5563 UR 154 CNRS Université Paul Sabatier IRD), C. Maheu (LEGOS UMR 5566 UR065 CNRS Université Paul Sabatier IRD CNES), M. Martiny (ESPACE US 140 IRD), G. Rocquelain (BRLi Bas Rhône Languedoc
Internationa), Touraivane (ESPACE US
140 IRD) et O.-Z. Zanifé (CLS Collecte

Localisation Satellite) ont également
participé aux travaux de l'équipe CASH.

<figure><img src="image_120.png" /><figcaption>**Figure 1:** Definition of a virtual gauge (http://www.legos.obs-mip.fr/fr/soa/hydrologie/hydroweb/General_Info.fr.html).</figcaption></figure>

**I. INTRODUCTION**

Water resources monitoring and
management will be a major stake for the
century. Surface water monitoring (water
level measurements, discharge
measurements) is performed at different
levels - state, region, local administration,
energy providers- through in situ gauging
networks. Most of the great fluvial basins

in the world are located in emergent or
undeveloped countries (except Mississippi
and Lena), and their majority are trans-
boundary. Therefore, a global water
monitoring system using spatial radar
altimetry could be of great interest.

Furthermore, river and wetland
water stages are integrating the basin
response to climatic forcing and its current evolution. Presently, these measurements are much more reliable than the spatially averaged estimation of rain, evapo-transpiration and infiltration. But the river stage measurements networks are unequally - and very often scarcely-spatially distributed and cannot be assimilated in global or regional climatic models. Radar altimetric satellite missions have covered the earth with a dense measurement network during the last decade and could provide historical record as well as fast-access data of continental water stages.

So far, not a single satellite mission has been devoted to continental water, although a number of future missions, like CRYOSAT 2, JASON-2 and Altika, feature as a secondary objective to retrieve river stage and discharge., The feasibility of using data from ocean-designed missions for land waters was established very early, in studies dedicated to the Great Lakes in the United States using Seasat data (Brooks, 1982), Geosat (Morris et Gill, 1994a) and then T/P (Morris et Gill, 1994b, Birkett, 1995a). Mason et al. (1985) conducted a prospective study of the ability of ERS1 data to measure the water stage variations in relation to climate changes. The African Great Lakes have also been the subject of various studies (Ponchaut and Cazenave, 1998; Birkett et

al., 1999; Cazenave et al., 1997; Birkett, 1995b; Mercier et al., 2002). The first studies on great river basins began with Koblinsky et al. (1993) who searched the specular GEOSAT waveforms to estimate the water levels on four sites on the Amazon. They estimated a 70 cm rms discrepancy between satellite and in-situ measurements, partly attributed to uncertainties in the in-situ record, but mostly to the uncertainty in the orbit determination. Orbit determination errors are decreasing with the new generations of satellite. From the aforementioned 50 cm error estimated for GEOSAT by Koblinsky et al. (1993), the uncertainty in radial component of satellite orbits is now estimated to 15cm for ERS-1 and 3 cm for T/P (Le Traon et al., 1995). Now, data currently used to establish the time series of water stages over the world rivers originate from the T/P (10-day repeat period, since 1992), Jason-1 (10-day repeat period since 2002) and ENVISAT (following the ERS series started in 1991 with a 35-day repeat period) missions. Time series of river stages may cover up to a decade Satellite altimetry has also been used to determine the height profiles of rivers. Cudlip et al. (1992) used SEASAT data to establish an Amazon water profile. They used 32 crossings of the river by the satellite tracks on a 18-day period in July, 1978. These authors estimated the water
level accuracy to be between 10 cm and 20 cm. More recently, Birkett et al. (2002) published time series of stage fluctuations over the Amazon basin using T/P measurements between 1992 and 1999. It was concluded that accuracy may range from tens of centimeters to several meters (1.1 m of average rms). These authors found that the water-surface gradient of the main stem varies both spatially and temporally, with values ranging from 1.5 cm/km downstream to 4.0 cm/km for more upstream reaches. Overall, they demonstrated that altimetric data from the T/P mission is successfully monitoring the

transient flood waves of this continental-scale river basin.

Most of these studies were conducted by spatial field specialists and so far, hydrologists have not currently used altimetric measurements in hydrological models or water monitoring studies. The aim of the CASH project was then to study the way the hydrologists could use these data, as inadequate as they presently are, due to their dedication to ocean or ice studies. Actually, space missions will not be fully dedicated to continental waters as long as requirements are not formulated, and operational use is not demonstrated.

## II. OBJECTIVE

The CASH project was funded by the French Ministry of Research and Technology (Réseau Terre et Espace). The coordinator of the project was IRD (Institut Français de Recherche pour le Développement) and the industrial partners were CLS (data supply from satellite-based systems for studying and monitoring the environment) and BRLi (consultant in water and the environment). The scientific teams involved were LEGOS (altimetric and geodesic data processing and interpretation), LMTG (hydrology and geodynamic of the great river basins, in particular the Amazon basin), and ESPACE (remote sensing, reception

station network and decision support systems). The first goal of the project was then to define the scientific and technological environment necessary to complement the existing in-situ gauges network, or even to substitute spatial measurements to some distant gauges, delivering in several months inaccurate or irregular data, or to gauges that are not functioning any more. The target was therefore the definition of a global, standard, fast and long term access to a set of hydrological data concerning the greatest river basins in the world.

Specific aims were:

- Create an elevation database for the
water bodies of eight great basins (Amazon, Congo, Ganges, Yangtse, Parana, Lena, Mekong, and Danube) from T/P GDR (Topex/Poseidon Geophysical Data Records).

* Improve T/P data by using retracking algorithms and geophysical/environmental corrections designed specifically for

continental waters.

* Define and develop an information system for the test site of the Amazon basin able to get from distant database and mix models and processes, spatial data and in-situ data, implying key hydrological knowledge.

# III. RESULTS

## III.1 Hydrological Database at LEGOS

Altimetric ocean products (GDRs or Geophysical Data Records) for Topex/Poseidon (T/P hereafter) mission are stored in the AVISO database (http://www-aviso.cnes.fr) as data sheets organized following satellite orbit tracks and cycles. The values of the geophysical corrections are stored separately from the range data, i.e. the estimation of the height between the satellite orbit path and the surface level, corresponding to the travel time to and from the reflecting surface. Investigators who are not specialist in satellite altimetry may have some difficulty in processing such data. The first task of the project was then to organize the data in a structure similar to that of the hydrometric in-situ records. This imposed to create the notion of "virtual gauge", being the crossing area between the satellite ground track and the river. The

definition of a virtual station implicates a fully different way of considering altimetric data, and it has some advantages and some limitations that we will further discuss, in relation to the physical properties of both satellite sensor and reflecting surface.

Geophysical (solid earth tide) and environmental (ionospheric, wet and dry tropospheric delay effect on the propagation) corrections are applied to the height estimate. Some corrections specific to ocean surface are not applied, such as ocean tide, ocean tide loading, inverted barometer effect and sea state bias. Some corrections are not applied when missing, such as the wet tropospheric correction which is often lacking over continents in the GDRs. This is one of the problems that had to be solved within the scope of the CASH project as it is described in the next
paragraph. Some instrumental drifts and bias are updated in the GDRs by T/P team and have to be applied.

<figure><img src="image_121.png" /><figcaption>**Figure 2:** Example of a virtual gauge over the Oubangui River, in Congo basin http://www.legosobs.mip.fr/soa/hydrologie/hydroweb/StationsVirtuelles/Congo_oubangui_tablo.html.</figcaption></figure>
The virtual gauges are defined visually, laying out the localization of altimetric data over a satellite image of the basins studied (Figure 1). For each crossing time, the water stage at the virtual gauge is obtained by averaging all measurements located within the area delimited. The location linked to the virtual gauge is the geometric centre of the dataset.

The virtual gauge database is online (http://www.legos.obs-mip.fr/fr/soa/hydrologie/hydroweb) It counts with 220 virtual gauges over main rivers and 135 over flooded area within 19 great fluvial basins in the world. For each virtual gauge, the stage variation over time is recorded as a time series and can be retrieved by ftp. A time series example is given in Figure 3 for the virtual gauge represented in Figure 2.

<figure><img src="image_122.png" /><figcaption>**Figure 3:** Time series at virtual gauge over Oubangui River.</figcaption></figure>

### III.2 Data Processing For Continental Water Bodies

Two types of data processing specific for continental waters have been conducted at CLS. The first one concerns the retracking of the T/P data. The spread over time of the energy received at the satellite antenna

(averaged over ~100 elementary pulses) determines the so-called waveform. Smith (1997) stated that the major difficulty in retrieving ranges over continental waters results from the variability in shape of the
return waveforms when onboard trackers
are designed for a typical ocean waveform.
Regular “ocean-type” trackers expect long
tail shapes of energy distribution (Figure
4), when echoes bouncing off rivers are
often specular (Guskowska, 1997) or a
combination of specular echoes. Moreover,
waveforms over continental water bodies
are considerably more variable with space
(Figure 5) and time (Figure 6) than those
over ocean. The antenna-reflector range is
determined on board for the T/P mission

by fitting the waveform with a predefined
analytical function (so-called waveform
"tracker"). If the analytical function is not
well-suited to the waveform shape,
tracking can lead to wrong estimates of the
height value. In the worst case, the
altimeter loses tracking. It is then
necessary to perform a retracking, which
consists in applying to the raw data an
algorithm better fitted for non-oceanic
waveform, aiming at positioning precisely
the ascending edge of the waveform.

<figure><img src="image_123.png" /><figcaption>**Figure 4:** Typical waveforms 50kms along track over ocean. ([http://www.hydrospace-cash.fr](http://www.hydrospace-cash.fr)).</figcaption></figure>
<figure><img src="image_124.png" /><figcaption>**Figure 5:** Waveforms at crossing the Congo river near the estuary, 70km along track. (http://www.hydrospace-cash.fr).</figcaption></figure>

CLS has produced an operational process 1. to read the waveform product of the T/P mission, which is stored in the SDR (Sensor Data Record), 2. to apply the four algorithms of retracking used for ENVISAT waveforms, i.e. Ocean, Ice1, Ice2, and SeaIce, and 3. to write the products in the PDS format, namely that of the ENVISAT products.

The two algorithms Ice1 and Ice2, if they are not specially optimized for continental water, have been demonstrated to offer a good reliability for rivers and

lake waveforms (Frappart et al., 2006). The Ice2 algorithm is looking for the ascending edge independently from the overall shape of the waveform, and Ice1 is relatively robust in the case of a one-peaked specular waveform, as it calculates the gravity center of the shape.

The second part of the data processing performed at CLS concerns the environmental corrections: correction of the propagation delay induced by the water vapour (wet troposphere correction) and the dry gases (mainly oxygen and nitrogen,
dry troposphere correction) within the troposphere. The first correction can amount 50 cm, with an annual cycle amplitude of up to 20 cm, and is usually computed over oceans with simultaneous radiometric measurements (TMR). Such measurements generally default over non-ocean surfaces and it is therefore necessary to estimate the value of these corrections from meteorological fields. The latter correction is much larger (> 2m), but its temporal fluctuations are very low and only amount a few cm. It is computed from surface pressure values extracted from meteorological model outputs. The

estimation produced in the scope of the CASH project used the fields of the NCEP model, estimating the depth of the atmosphere from the altimetric height. Some validations over great continental seas, where TMR measurements are available, have been performed and have concluded to the good performance of the implemented method (Mercier and Zanife, 2006).

The altimetric time series at the virtual gauges, specifically improved for continental water, are available online at the CASH website ([http://www.hydrospace-cash.fr](http://www.hydrospace-cash.fr)), in NetCDF format.

<figure><img src="image_125.png" /><figcaption>**Figure 6:** One year of waveforms over a single point of the Congo river. ([http://www.hydrospace-cash.fr](http://www.hydrospace-cash.fr)).</figcaption></figure>
### III.3 Integration Of Altimetric Data In Hydrodynamical Models

This part of the CASH project was to be
performed on the test site of the Amazon
basin. The Amazon River flows from the
Andean Mountains to the Atlantic Ocean,
with the biggest discharge in the world. Its
huge basin displays a variety of
geomorphologic features, a wide range of
river depth, width and slope, and it is
uncommonly monitored in its Brazilian
part (the largest) being a rain forest tropical
basin of continental size. IRD established
long time ago partnership contracts with
the monitoring national agencies of most
countries sharing the basin area, namely.
Brazil, Peru, Ecuador, Bolivia, Colombia,
and Venezuela. LMTG took the lead of the
ORE (Observatoire de Recherches en
Environnement) HYBAM, jointly funded
by IRD and the French Ministry of
Research, ensuring the online accessibility
(http://www.ore-hybam.org/) of both
hydrological (stage and discharge) and
chemical (amount of MES, concentration
in major cations and anions, trace
elements, and COD) parameters at key
gauging stations. These reference gauges
are controlling the main tributaries of the
Amazon at their entering the Andean
Piedmont and at the main confluences. The
Amazon basin has then been chosen as a
test site for the capability of validation it
offers but also as being an example of what

could be the best application of altimetry
data: global to continental monitoring of
trans-boundary basins.

The objective of altimetric data
integration into hydrodynamical modelling
was twofold 1. Evaluate the role altimetric
data could play in such a modelling; 2
Render virtual gauges as similar as
possible to ground gauging stations.

There are several problems using
altimetric height for hydrology. First, the
altimetric height is referenced to an
ellipsoid. It is then necessary when dealing
with river flow to transform the height in
elevation above sea level by adding a geoid
height. Secondly, the altitude of the river
surface at the crossing point with the
satellite ground track is not equivalent to
the river stage, which is the water level
above the river bed. Finally, water level
measurement is adequate for some science
field as ecology or applications like
navigation or energy management, but the
key parameter of hydrology remains the
river discharge, which only allows the
estimation of water balance, sediment load
and chemical element fluxes.

Hydrometric techniques of stage
and discharge vary with the objectives of
the measurement (management or
monitoring essentially), flow regime and
stability of the channel reach. The