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UNIVERSITE CHEIKH ANTA DIOP DE DAKAR
FACULTE DES SCIENCES ET TECHNIQUES
THESE
présentée par
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1';'"
"
Monsieur Ephrem SAMBOU
pour obtenir :
- le titre de Docteur de 3ème cycle
CONTRIBUTION A L'ETUDE ns L'IONOSPHERE EQUATORIALE:
Variation du maximum d'ionisation de la région Fz en fonction des processus
électrodynamiques agissant à grande échelle
,"
;,.
soutenue le 19 mars 1993 devant la commission d'examen
MM
M. Kane
Président
(Professeur)
MM
O. Diallo
Examinateur
(Docteur ès sciences)
Mme
C. Amory-Mazaudier
Examinateur
(Docteur ès sciences)
MM
J. Vassal
Examinateur
(Docteur ès sciences)
MM
H. Sizun
Examinateur
(Docteur ès sciences)
MM
S. Wane
Examinateur
(Docteur ès sciences)
\\-
pz il

---

REMERCIEMENTS
Mes remerciements s'adressent tout d'abord aux personnalités qui ont bien
voulu accepter de faire partie du jury devant lequel je me suis présenté:
A Monsieur M. KANE qui a accepté de présider le jury.
A Monsieur R. HANBABA qui m'a accueilli pendant deux mois au CNET, à
LANNION-LAB/PTI/SPI,
je tiens à témoigner ma gratitude à Monsieur H.sIZUN du même laboratoire
qui a fourni des données ionosphériques sans lesquelles ce travail n'aurait pas
été possible.
A Monsieur J. VASSAL qui a bien voulu juger ce travail.
A Monsieur O. DIALLO qui a bien voulu juger ce travail et dont l'encadrement
et surtout les remarques m'ont été très précieux.
A Monsieur S. WANE pour l'intérêt qu'il a porté à mon travail.
A Monsieur P. VILA et au Dr C. MAZAUDIER, qui en dirigeant cette thèse, ont
su me guider efficacement sans ménager leur temps. Leur valeur scientifique
et leurs qualités humaines ont permis de mener à bien ce travail. Leurs
critiques et leurs conseils m'ont beaucoup aidé. Je leur exprime ma
reconnaissance pour m'avoir initié à la géophysique.
Mes remerciements vont également au personnel du département SPI au CNET
de LANNION, sans oublier les personnels techniques et de recherche du CRPE
de Saint-Maur qui ont bien voulu m'accueillir dans leurs laboratoires
respectifs.
J'exprime mes plus vifs remerciements à Monsieur le professeur S. DIATTA
qui m'a initié à la recherche, sans oublier Messieurs M. GAYE et 1. DIEDHIOU
pour leur soutien scientifique et moral.
Je tiens à témoigner toute ma gratitude à Mme J. BOUVET, Melle C. HUC et
Mme M. SEDONI du CRPE d'Issy-les-Moulineaux et de Saint-Maur, qui ont
consacré beaucoup de leur temps à me conseiller lors de la rédaction. Mention
spéciale à J. Bouvet qui a bien voulu participer à la correction et à la mise en
page de ce manuscrit.
J'exprime ma reconnaissance à Melle M. de GUILLERMIER pour son accueil
exceptionnel lors de mes séjours d'étude en France.

---

CONTRIBUTION A L'ETUDE DE L10NOSPHERE EQUATORIALE :
Variation du maximum d'ionisation de la région F2 en fonction des processus
électrodynamiques agissant à grande échelle
Éphrem SAMBOU
INTRODUCTION
1- EQUATIONS DE BASE ET RAPPELS FONDAMENTAUX
1-1
Rappels de base sur le plasma ionosphérique
1-2
Equation de continuité
1-2.1
Production de l'ionisation
1-2.2
Pertes électroniques
1-2.3
Le transport
1-2.4
Cas de la couche Chapman : le terme de transport est
négligeable
1-3
Equation de mouvement
1-3.1
Cas général
1-3.2
Equation de mouvement lorsque l'on néglige les forces
de gravité et de pression
1-3.3
Influence de la pression et de la gravité: la diffusion
ambipolaire
1-3.4
Conductivités électriques et courants électriques
1-4
Le circuit de courants électriques global: les dynamos
1-4.1
Le circuit de courants électriques global
1-4.2
La dynamo ionosphérique
1-4.3
Eléments de géomagnétisme
1-4.4
La dynamo vent solaire / magnétosphère
II- MORPHOLOGIE DE L'IONOSPHERE
II-1
Le profil d'ionisation en général
n-i.i Couche D
II-1.2 Couche E
II-1.3 Couche E sporadique
II-l.4 Région F

---

II-2
Caractéristiques de l'ionosphère équatoriale
TI-2.1 L'électrojet équa torial
TI-2.2 Inhomogénéités de la région E de jour
TI-2.3 La fontaine équatoriale
TI-2.4 Irrégularités dans la région F : '1' diffus" équatorial
111- ANALYSE DES DONNEES EQUATORIALES : VARIATION JOUR CALME
ET DONNEES MEDIANES
III-1
les différents types de données et les paramètres géophysiques
extraits des données
ru-1.1 Les données des ionosondes
ru.1.2 Les données magnétiques
111-2
Analyse des données
TII-2.1 Variation diurne des densités électroniques
111-2.2 Transition saisonnière de FOF2 pour les jours calmes
111-2.3 Variation saisonnière des densités électroniques
TII-2.4 Variation en fonction du cycle solaire
IV- ETUDE DES VARIATIONS DE LA FREQUENCE CRITIQUE FOF2 POUR
DES PERIODES SELECTIONNEES: CAS D'ORAGE
IV-1 Etude de la période du 1er au 14 juin 1978
IV-l.1 Contexte géophysique et études précédentes
IV-1.2 Analyse des données équatoriales: station de Ouagadougou
IV-2 Etude de la période du 20 au 28 mars 1979
IV-2.1 Contexte géophysique et études précédentes
IV-2.2 Analyse des données équatoriales
IV-3 Synthèse des résultats expérimentaux
V- LE PROJET ANNEE INTERNATIONALE DE L'ELECTROJET EQUATORIAL
(AIEE>
V-1 Présentation du projet
V-1.1 Les grands problèmes posés par l'AIEE
V-1.2 Description de l'expérience
V-l.3 Organisation du projet

---

V-2 Etudes à développer
v-2.1 Microéchelle
V-2.2 Mésoéchelle
V-2.3 Grande échelle
CONCLUSION
BIBLIOGRAPillE
ANNEXES:
A : Ionosonde
B : Les indices magnétiques
C : L'échantillon des observations sélectionnées
LEGENDE DES TABLEAUX
TABLEAUX
LEGENDE DES FIGURES
FIGURES

---

INTRODUCTION
Le plasma est le plus souvent défini comme un milieu ionisé. C'est un
ensemble de particules neutres et de particules chargées. Il représente un état
très répandu dans l'Univers. Nous le trouvons dans les étoiles, les atmosphères
des planètes, les flammes, les éclairs, les atmosphériques, les tubes fluorescents,
les arcs élèctriques, les électrolytes et les solides.
L'ionosphère est la région ionisée de l'atmosphère terrestre. Elle a été
découverte par MARCONI au cours d'une liaison radio transatlantique en 1901.
Plus tard, KENELLY et HEAVISIDE postulèrent l'existence d'une 1/ couche Il
conductrice dans la haute atmosphère, pour expliquer de la réflexion du signal
radio.
Les travaux d'APPLETON (1925) et HARTREE (1929) sur la propagation des
ondes radio dans un
milieu
ionisé, permirent le développement
de la
recherche expérimentale ionosphérique basée sur les instruments de sondage
(radar, ionosonde par exemple).
Les sondages radioélectriques verticaux ont montré que l'ionosphère est
constituée de plusieurs couches d'épaisseurs différentes
dans lesquelles
l'ionisation varie en fonction de la journée, de la saison, de la latitude et de
l' acti vi té solaire.
L'ionosphère est
aussi le siège de courants responsables des variations du
champ magnétique terrestre (GAUSS,1839).
Dans cette étude nous nous intéresserons plus particulièrement à l'ionosphère
équatoriale.

---

2
Dans un premier chapitre, nous rappellerons les équations de base du milieu
et les principaux mécanismes régissant l'électrodynamique de l'ionosphère à
grande échelle:
les marées atmosphériques et la dynamo ionosphérique régulière,
la convection magnétosphérique,
la cellule perturbée des vents thermosphériques générée durant les orages
magnétosphériques et la dynamo ionosphérique perturbée
Le second chapitre sera consacré à la présentation des caractéristiques
morphologiques
de l'ionosphère équatoriale, nous présenterons les profils
d'ionisation et caractériserons les différents phénomènes qui ne sont observés
qu'aux latitudes équatoriales : entre autres, l'électrojet équatorial (courant
électrique circulant dans la haute atmosphère) et la fontaine équatoriale
(anomalie -des densités électroniques dans l'ionosphère).
Dans le troisième chapitre, nous analyserons les données de maximum de la
fréquence critique de la couche F2 recueillies dans l'ionosphère équatoriale pour
des périodes de calme magnétique; ceci nous permettra de définir des références
pour les études de cas qui seront abordées dans la quatrième partie.
Nous essaierons de relier les variations du maximum de la fréquence critique
de la couche foF2 aux différents mécanismes électrodynamiques grande échelle
agissant dans le milieu. Nous montrerons que l'ionosphère équatoriale est
fortement influencée par ces mécanismes et essaierons de caractériser leurs
signatures.
Enfin le cinquième chapitre présentera le projet "Année Internationale de
l'Electrojet Equatorial, AlEE" durant lequel ces études seront poursuivies.

---

3
CHAPITRE 1
1- EQUATIONS DE BASE ET RAPPELS FONDAMENTAUX
1-1 Rappels de base sur le plasma ionosphérique:
Avant de décrire les équations du milieu, il est nécessaire de faire quelques
rappels sur l'ionosphère.
Les sondages radioélectriques verticaux, effectués depuis 1922 (BREIT et TUVE,
1925) ont permis de caractériser différentes couches dans l'ionosphère;
La couche D: de 60 à 90 km
La couche E : de 90 à 150 km
La couche F : de 250 à 400 km
Dans la suite de notre étude ( chapitre 2 ) nous rappellerons la morphologie
des différentes couches plus en détail.
La source principale du plasma ionosphérique est le rayonnement solaire. Il
existe cependant deux autres sources moins importantes : les particules
énergétiques d'origine solaire et le rayonnement cosmique.
Ce plasma est
composé d'un ensemble de particules neutres et de particules
chargées
dont les densités varient avec l'altitude.
Les figures 1-1.1 et 1-1.2
présentent respectivement les variations, en fonction de l'altitude des rapports
de concentrations des principaux constituants de l'atmosphère et les
concentrations des constituants neutres et ionisés. Nous constatons que les
densités électroniques (e) sont très inférieures aux densités de l'atmosphère
notamment dans la région E.
Rappelons que les particules ionisées sont plus faciles à détecter que les
particules neutres et qu'en conséquence, elles seront utilisées comme des
traceurs pour l'étude de la haute atmosphère.

---

'4
L'ionosphère est créée par l'absorption progressive du rayonnement solaire au
fur et à mesure qu'il traverse l'atmosphère supérieure. La photo-chimie de
l'atmosphère est régie par les processus de création et de destruction. Le taux
de production des électrons croît quand le soleil se rapproche du zénith. La
production sera ainsi une fonction de la distance zénithale mais présentera
aussi une variation géographique, diurne et saisonnière. Les électrons ainsi
formés peuvent se fixer sur les ions positifs (processus de recombinaison) ou
sur une molécule neutre ou un atome par un processus appelé "attachement".
Ces processus tendent à diminuer le taux de production électronique.
CHAPMAN, (1931), a utilisé la production et la perte électronique pour expliquer
la formation et l'évolution des couches E et FI (paragraphe 1-2.4). Cette théorie
ne peut pas être appliquée à la couche F2, qui en plus de ces deux processus, est
le siège de mouvements de dérive et de diffusion de l'ionisation.
Rappelons que l'ionosphère est aussi le siège de courants responsables des
variations du champ magnétique terrestre (GAUSS, (1839) ).
1-2 Equation de continuité
La théorie de la formation de l'ionosphère est principalement fondée sur
l'équation dite de continuité. Elle décrit le mécanisme de variation d'un
composant ionisé donné, en fonction de trois processus principaux : la
production, la recombinaison et le transport des ions et des électrons. Si V
désigne la vitesse de transport, la variation de concentration produite par ce
processus est égale à la divergence du flux N. En fonction du taux de
production et de recombinaison des ions et des électrons, l'équation de
continuité peut donc s'écrire
~N = q - 0 - V. (NV)
(1-2.1)
dt
où q est la production, 0: la disparition, N: la concentration des particules
chargées (électrons principalement) à cause de la neutralité du plasma
ionosphérique pris globalement. Les différentes régions de l'ionosphère sont
formées par le rayonnement solaire et ont donc des compositions différentes.
Le mécanisme de leur formation n'est pas le même. L'importance des termes
de cette équation sera fonction de l'altitude.

---

5
1-2.1 Production de l'ionisation
Lorsqu'une radiation ionisante pénètre dans l'atmosphère sous l'angle X (angle
zénithal) avec une intensité
la, elle rencontre des couches de plus en plus
denses dont la concentration n décroît généralement avec l'altitude z suivant
une loi d'équilibre hydrostatique. Dans une tranche d'atmosphère d'épaisseur
z, le rayonnement parcourt une distance dz ; la variation de son intensité:
1
dl = - 8I(z) n--dz = - 8I(z) nds
(1-2.2)
cosX
est proportionnelle à la fois à l'intensité du rayonnement incident, à la
concentration des particules absorbantes et à la distance ds
parcourue. La
figure 1-2.1 représente le parcours du rayon incident. Le coefficient de
proportionnalité 8
est la section efficace d'absorption. L'intensité du
rayonnement
I (z) s'obtient par intégration.
lez) = 10 exp - 't(z)
(1-2.3)
dans cette expression 't(z) est l'épaisseur optique de la partie de l'atmosphère
située au-dessus de l'altitude z pour l'angle d'incidence X :
't(z) = 8 n z
cos X
Taux de production
Le taux de production d'ionisation, c'est à dire le nombre de paires électron-ion
créé par unité de volume et par unité de temps, est proportionnel à la quantité
d'énergie absorbée (dans l'hypothèse où l'absorption est due uniquement au
processus d'ionisation) :
q=k8nI(z)
(1-2.4)
où k est le nombre d'électrons créés
par unité d'énergie du rayonnement
absorbé.
En remplaçant I(z), et , dans le cas simplifié d'une atmosphère isotherme:
n = no exp - (z/H)

---

6
q(z) = qo exp ( 1 - h - exp ( -h /H ) )
(1-2.5)
où h = ( z - zo)/H est l'altitude
exprimée avec comme unité: l'échelle de
hauteur H de l'atmosphère et zo l'altitude du maximum de production pour un
soleil au zénith (X = a ). En fonction de l'altitude, la fonction de production
présente un maximum pour une épaisseur optique égale à l'unité. Ce
maximum est donné par:
qo = kIo/eH
(1-2.6)
pour un soleil au zénith.
qO = (kln/el-I) cosX
pour les autres angles zénithaux.
En annulantle rapport dq/ dh = 0, nous obtenons:
exp ( -h ) = cos X
qm = q ( hm ) = qo cos X
(1-2.7)
qm est le maximum de production.
Ces équations montrent que lorsque le soleil approche du zénith (X diminue)
le taux de production augmente tandis que l'altitude Zm du maximum
s'abaisse. Il est à noter que hm ne dépend pas de la, mais seulement de X . Une
variation de l'activité solaire ne devrait pas modifier l'altitude d'une couche de
CHAPMAN. La production maximale dépend de la et cos X 'Cette théorie appelée
théorie de CHAPMAN a été perfectionnée par différents auteurs dont CHAPMAN
lui-même qui introduit une correction pour les grandes valeurs de X.
Différents modèles d'atmosphère ont été examinés et ont donné la loi:
qm = qocos(1+~) X
(1-2.8)
~ : gradient de l'échelle de hauteur
Les sources d'ionisation autres que le rayonnement solaire
Par traînées météoriques
Les particules météoriques de faible masse (0.1 mg) créent vers 100 km
d'altitude des traînées d'ionisation de courte durée de vie. Il semble que ce
soient principalement les ,atomes attachés au météorite qui s'ionisent plutôt
que les molécules et atomes de l'atmosphère.

---

7
En zone équatoriale cette population d'ions de longue durée de vie est recyclée
par les mouvements de la " fontaine d'APPLETON ".
Par rayonnement corpusculaire
L'ionisation peut être produite par collisions de corpuscules d'origine solaire.
La production d'électrons est concentrée dans une zone plus étroite en altitude
pour des particules d'énergie déterminée.
1-2.2 Pertes électroniques
Les pertes se produisent lors de la fixation d'un électron sur les particules
neutres (02 1 N2 1 0 ) ou sur les ions positifs existant dans l'atmosphère. Les
pertes se font suivant deux mécanismes :
- recombinaison radiative avec ions positifs:
A + + e ----- ~ A + h u
( hu emporte l'excès d'énergie)
La vitesse de ce processus est:
Dl =- a N(e)
(1-2.9)
a
: coefficient de recombinaison
N(e) : nombre d'électrons
N(e) = n(A+)
(neutralité électrique)
n(A +) : nombre d'ions positifs
(1-2.10)
- attachement sur une particule neutre: a
a +
--------~ a-
+
hu
ê
vitesse:
D2 = -b N (e) n(a) =- ~ N (e )
(1-2.11)
n(a) :::: cte
n(a) » N(e)
~ = bn(a)
: coefficient d'attachement variable avec l'altitude.

---

g
1-2.3 Le transport
Dans les régions E et FI le terme de transport peut être négligé devant les deux
autres, car toutes les constantes de temps de recombinaison pour les ions NO+
et 02+ sont si petites qu'en condition normale, ~N = O. Les concentrations à
dt
l'équilibre seront déterminées par la condition d'équilibre photo-chimique :
D=q
(IVANOV-KHOLODNY G.S. et MIKHAILOV A.V., 1986).
Dans la haute ionosphère le transport est le processus dominant, car la
•
production et la recombinaison sont faibles. Cependant au maximum de la
couche F2, les trois processus sont à considérer. Le taux de production étant
supérieur au taux de perte en haute altitude, nous aurons à l'équilibre:
(1-2-12)
Ce terme représente le transport et il contient une dérivée d'espace. Bien qu'il
existe des mouvements très rapides dans le plan horizontal, ceux-ci ne
contribuent pas nécessairement au terme V·(Nv), parce que les gradients
horizontaux de N et de v sont souvent plus faibles que les gradients verticaux
(répartis sur des distances de 100 km-1000 km pour la variation horizontale et
de quelques dizaines de km pour la variation verticale).
P = -!(NV
(1-2.13)
z )
dz
Vz : vitesse de dérive verticale
Il existe des cas où cette restriction n'est pas valable, par exemple au coucher du
soleil (gradient horizontal assez important) ou bien quand des conditions
spéciales limitent les mouvements verticaux: cas de l'ionosphère équatoriale.
Cette équation de continuité ne peut être résolue (GOURVEZ P., 1972) que dans
certains cas bien précis. Le cas général est compliqué et fait intervenir un
formalisme mathématique ·assez lourd (STERLING, D.L. et al., 1969). La solution
de cette équation appliquée à la couche F2 permet de déterminer l'ionisation de
cette couche.

---

9
1-2.4 Cas de la couche Chapman : le terme de transport est négligeable
L'équation différentielle donnant la densité d'électrons à une certaine altitude
est:
d
-N(e)=q(z)-D
dt
(1-2.14)
q(z) = qo cos X exp ( 1 - r - exp - (r) )
avec:
r = (z - zm)/H
0= ex. N2 (recombinaison)
D = ~ N (attachement)
(1-2.15)
N. B.: Nous ne tenons pas compte ici, du mouvement des électrons qui contribue
pourtant à la
formation de la couche n.
Si la couche est en équilibre, et même si ~N(e) est très petit au voisinage du
dt
maximum, au milieu de la journée, on écrit pour simplifier :
o = q
(1-2.16)
ce qui donne :
1I2
N a = (~J cos1/2xexp![1-r-exp(-r'l]
ex.
2
)
(1-2.17)
Np = ~ cosxexp[l- r - exp(-r)]
Les densités maximales Nm(e) obtenues facilement par sondage ionosphérique
sont égales à :
N m = (~ )112 cosl/2 X (recombinaison)
ou
(1-2.18)
Nm =( ~ Jeosx (attachement)

---

70
En réalité l'ionosphère est beaucoup plus complexe et les hypothèses proposées
ne sont pas toujours vérifiées. La figure 1-2.2
présente la production
normalisée (q(z)/ qo) exprimée en hauteur réduite.
1-3 Equation de mouvement:
1-3.1 Cas général
L'ionosphère étant constituée d'électrons, d'ions, et de neutres, pour une
particule de type j (j = e, i, n), de masse mj, de vitesse moyenne Vj et de
densité nj soumise à la force Fj, l'équation de mouvement dans le référentiel
terrestre s'écrit:
d ;
•
L
- - n
n·m·-y· - F +
n·m·Y·k(Yk -y.)- vP
J J dt J -
J
. J J J
J
(J.A.FEGER,1965)
(1-3.1)
kt:J
LnjmjYjk(Vk -Vj) représente le transfert de la quantité de mouvement
kt:j
par collision entre les particules de types j et celles de type k
Ujk : fréquence de collision de l'espèce j avec l'espèce k, de vitessevj,
V'Pj : gradient de pression partielle qui, à l'équilibre statique, sera égale à la
force
1-3.2 Equation de mouvement lorsque l'on néglige les forces de gravité et la
pression (cas de la région E)
A partir de l'équation de mouvement, nous pouvons déterminer les
mouvements des ions et des électrons dans un champ électrique.
d
-
-
( - )
m-v=e(E+vxB)-my v-v
dt
(1-3.2)
v:vitesse de la particule chargée
Ü : vitesse des particules neutres
- Pour un mouvement parallèlement à B: si Ü a une composante le long de ,
B (VI! )les ions et les électrons se déplacent le long de B avec cette vitesse. Si
en plus le champ électrique a une composante dans cette direction El!; les

---

11
électrons et les ions se déplacent en sens opposé, créant ainsi une grande
conductivité.
- Pour un mouvement perpendiculaire à B : la direction du mouvement
dépend du rapport entre la fréquence de collisions u et la fréquence
gyromagnétique w.
Comme \\)
décroît de manière exponentielle en fonction de l'altitude , le
rapport 2: décroît très rapidement avec l'altitude (west presque constant), Le
œ
comportement des ions et des électrons ne sera pas le même partout.
Pour u »w (au-dessus de 100 km pour les ions, 60 km pour les électrons), le
vent entraîne les ions et les électrons dans son mouvement. Le champ
1
magnétique n' a aucun effet sur les particules. Un champ électrique déplacerait
les ions parallèlement et les électrons anti-parallèlement au champ. Ces
mouvements sont limités par les fortes collisions. Nous aurons donc une
faible conductivité.
Pour u "" œ
(125 km environ pour les ions, 75 km pour les électrons) ; un
vent ou un champ électrique déplace les ions et les électrons dans des
directions obliques par rapport à la force appliquée.
Pour u «w (au-dessus de 150 km pour les ions, 90 km pour les électrons), les
particules se déplacent perpendiculairement à la force appliquée, un champ
E
électrique les déplacerait à la vitesse B dans la même direction, c'est la vitesse
- -
d dé
'1
' .
dé
d HALL E x B
D
'1
'
e
enve e ectromagnetique ou
enve
e
- - 2 - '
ans ce cas, 1 n y aura
B
pas de courant. Ces cas seront repris dans le paragraphe 1-3.4.
1-3.3 Influence de la pression et de la gravité: la diffusion ambipolaire (cas de
la région F)
Le gradient de pression et le champ de gravité créent des vitesses de dérive. Il
apparaît alors un champ de polarisation, donc une force électrostatique, qui
tend à écarter le plasma de la neutralité. Ce champ de polarisation retient les
électrons et ne leur permet pas de s'écarter des ions, tout en les entraînant très

---

12
faiblement: diffusion ambipolaire. La vitesse v.Létant inférieure à V// dans la
région F , nous amène à considérer seulement la projection de l'équation du
mouvement des particules dans la direction du champ magnétique, faisant un
angle 1 avec l'horizontale (inclinaison magnétique).
Ona:
meUeV
=
(1-3.3)
/ I
Feil =-eE// + m.gsin I - n- 1V//Pe
1
miuY// =F
=
i l l
eE// + m.gsin 1 + n- VII Pi
Dans la région où ni = ne = n et Vell = Viii = V (impossibilité d'accumuler des
charges dans la magnétosphère).
Pe = nk'I,
k : constante de BOLTZMANN
Pi = n k'T;
Te : température des électrons
Ti : température des ions
En faisant la somme de ces deux équations :
(1-3.4)
Dans le cas Ti = Te = T
(1-3.5)
V - g . 1
,., -1
k
n
(
T)
// - - sm - ~n - - y lin
u,
m.u,
Si l'ionosphère est stratifiée horizontalement nous aurons donc:
V//(nk) =sin 1~(nT)
z étant la coordonnée verticale
dz
VII =~sinl - 2n-1 _k-sinl~(nT)
U
mu
dz
1
1
1
•

---

13
1 ~(nT)]
VII = Sinl[g _ 2kn-
(1-3.6)
D;
m;
dz
Si Di tend vers zéro (en haute altitude), pour que VII reste fini, il faut que le
terme entre crochets soit nul, justifiant ainsi une ionisation suivant l'altitude.
1-3.4 Conductivités électriques et courants électriques
Si le milieu est faiblement ionisé, en-dessous de 150 km, les seules collisions
importantes sont celles qui ont lieuavec les particules neutres. Cette hypothèse
ne sera pas valable au-dessus de 150 km.
Dans le cas des électrons l'équation devient:
(1-3.7)
Yn
vitesse moyenne des neutres
Ye
vitesse moyenne des électrons
Dans l'ionosphère, en négligeant le terme de viscosité, la force qui agit sur
l'électron s'écrit:
Fe = ne qe [Ë + vex El +neme g
(1-3.8)
qe : charge de l'électron
Ë et E : vecteurs champ électrique et induction magnétique
g: accélération de la pesanteur
Ven : fréquence de collision électron-neutre
dVe
Dans le mouvement à grande échelle de l'ionosphère le terme
dt
devient
dv
-
e
négligeable ( dt = 0 )
(1-3.9)
Cette équation est aussi valable pour les ions
il suffit de remplacer l'indice e

---

14
par l'indice i. Il est parfois plus simple de faire intervenir la vitesse des
électrons par rapport aux neutres:
v= Vn - ve : vitesse relative des électrons
qe[È + (v x B) + Vn;\\ B] + mg - n," VPe - meVenV= Ô
(1-3.10)
Ü = vn : vitesse moyenne des neutres
Posons:
-
-
-
-
1-
F=qe(E+U x B)+meg-ne- V'Pe
(1-3.11)
n = ne = ni ( neutralité électrique)
ÜxB
: le champ dynamo
F+qe(v x B)-mevenv = Ô
(1-3.12)
(1-3.13)
Si la force Fest donnée, nous pouvons calculer la vitesse relative.en projetant
l'équation sur les axes d'un repère cartésien ou suivant une direction
perpendiculaire à B et F. (A. GIRAUD, M. PETIT, 1975).
V={Vn,V-t,v,,}
F={FII,F1,O}
B=(B,O,O)
V/\\ B= {a, V /\\ B,-v1-B}
pour les électrons :
_ _ (
F//
venF-t
qB
ve - - - ,
2
2 '
- = W e
ffieVe
ffie(V en +W e )
ffie
(1-3.14)
qB =(o.
m.
1
(1-3.15)
1
Dans
le profil des fréquences
caractéristiques
du
plasma
ionosphérique
(figure 1-3), nous remarquons qu'aux basses altitudes: en-dessous de 70 km les

---

15
gyrofréquences sont petites devant les fréquences de collisions neutres-
électrons (un,J et neutres-ions (un,;)' La courbure imposée par le champ
magnétique n'a pratiquement aucun effet sur la trajectoire de la particule
chargée:
(1-3.16 )
La vitesse de dérive est dans la direction de la force et sera limitée par les
collisions. Les électrons commencent à subir l'influence
du champ vers 70
km d'altitude et les ions vers
130 km. La région dite
"région dynamo" se
situe entre ces deux
altitudes. Dans cette
zone dynamique l'ionisation est
controlée à la fois par l'atmosphère neutre et par
le champ magnétique. Au-
dessus de 130 km, elle est essentiellement contrôlée par le champ magnétique.
(1-3.17 )
La vitesse de dérive le long des lignes de force du champ magnétique est due à
la composante de la force parallèle au champ et continue de croître avec
l'altitude (fréquence de collision décroissante). La composante transverse de la
force communique aux électrons une dérive dans la direction perpendiculaire
à la force et au champ magnétique. Pour une force constante et un champ
uniforme cette vitesse est indépendante de l'altitude. A partir des vitesses des
électrons et des ions nous pouvons calculer la conductivité ionosphérique.
Pour cela, nous considérons la force électromagnétique (force de pression et de
gravité sont négligeables) :
(1-3.18 )
E : champ de polarisation
(1-3.19)
Les ions et les électrons se déplacent dans la direction du champ électrique mais
en sens opposé :

---

16
v, «Iwel, VII = qeEt//, V1- =0, V/\\ = -qeEu = -E
(1-3.20)
BU
m.v.;
m.œ,
Le déplacement dans la direction perpendiculaire à È et B ne produit pas de
courant si les électrons et les ions se déplacent dans la même direction avec
cette même vitesse. Nous pouvons dire que la conductivité dans cette direction
est quasi-nulle. En notation vectorielle la vitesse de la dérive transverse
s'exprime de la manière suivante:
(1-3.21)
L'autre composante parallèle au champ magnétique croit avec la hauteur, pour
une composante parallèle donnée
du champ électrique. Entre ces deux
hauteurs critiques seuls les électrons se déplacent avec une vitesse v/\\ , les ions
étant supposés au repos. Le
courant
résultant est appelé courant de Hall
(J.A.FEGER, 1965 ). La densité de courant dans le milieu est donnée par:
(1-3.22)
d'après 1-3.14 et 1-3.15 on a :
J
E
ne(WI
WeJ
E
(1-3.23)
ff =
tif -
- - . - -
=cro tif
B
Dl
De
(1-3.24)
cro est une conductivité indépendante du champ magnétique
cr} permet de déterminer le courant dans la direction de la composante du
champ électrique perpendiculaire au champ magnétique: c'est le courant dit
de
PEDERSEN ".
Il
cr
détermine le courant dans la direction perpendiculaire à Ê et B : c'est celui
2
dit de
HALL ".
Il

---

Dans la région F , <Jo est très grand devant <J et <J
j
2 • Le courant électrique circule
le long des lignes de champ magnétique. La conductivité croît sans cesse
avec l'altitude. Cette conductivité n'est pas infinie à cause des
collisions
coulombiennes électrons-ions. Nous pouvons considérer ces lignes de champ
magnétique comme de très grands conducteurs électriques. Les points situés
aux deux extrémités d'une ligne de champ doivent être pratiquement au même
potentiel électrique.
Ces conclusions seraient faussées si des phénomènes
d'instabilité
ou de
turbulence provoquaient une diminution de la conductivité parallèle
dans
certaines régions de la magnétosphère.
1-4 Le circuit de courants électriques global
les dynamos
1-4.1 Le circuit de courants électriques global
Les courants électriques circulant dans l'ionosphère font partie d'un circuit
électrique global connectant le Soleil, la Magnétosphère, l'Atmosphère,
l'Ionosphère et la Terre.
Dans ce paragraphe nous nous limiterons à présenter les deux dynamos
principales: dynamo ionosphérique et dynamo vent-solaire (magnétosphère)
et les mécanismes de perturbation grande échelle qui leur sont associés.
1-4.2 La dynamo ionosphérique
Les marées atmosphériques source principale de la dynamo ionosphérique
régulière
Les vents de la thermosphère se composent avec un système complexe de
marées atmosphériques. Les marées ont deux origines, une origine thermique
(marée solaire) et une origine gravitationnelle (attraction du soleil et de la
lune). Dans la haute atmosphère, les marées thermiques solaires dominent;
elles sont dues:
- à l'absorption des EUV et des rayons X dans la thermosphère.
- à l'absorption des UV par la couche d'ozone.
- au réchauffement de la terre et de la plus basse atmosphère par le
rayonnement visible et infr.arouge. Le réchauffement de la couche d'ozone crée
des modes ayant des périodes de l'ordre de la journée (marées diurnes, 24h),
ou de la fraction de journée (semi-diurnes, 12h, ter-diurnes, 8h, etc ...). Ces

---

mode sont organisés latitudinalement. La figure 1-4.1a présente le mécanime
de génération des marées thermiques. Les marées gravitationnelles ont une
période semi-diurne de 12h pour les marées solaires et de 12h à 4h pour les
marées lunaires. Ces systèmes produisent des variations régulières diurnes du
champ magnétique terrestre par effet dynamo.
La région dynamo
L'élément moteur de la dynamo ionosphérique est le vent neutre. Dans la
région comprise entre
90 km et 160 km
communément appelée région
dynamo, l'atmosphère neutre (vitesse U) est largement majoritaire et entraîne
dans son mouvement à travers les lignes de forces du champ magnétique
terrestre, une partie du fluide ionisé. Ce mouvement de charges crée une
circulation de courants électriques dans cette couche hautement conductrice
•
c'est le courant dynamo
(1-4.1)
La charge d'espace engendrée par ce courant donne naissance à un champ
électrique de polarisation E qui tend à créer un courant opposé à celui qui le
génère.
-
-
J -
p - crE
Le courant total s'écrit donc:
J = cr ( Ë + Ü x B)
(1-4.2)
Le système de vents neutres produit dans la thermosphère par l'absorption
thermique solaire a en première approximation une variation régulière
diurne. Cette variation régulière produit un régime de courants ayant une
variation régulière essentiellement diurne par calme magnétique (SR). Il se
crée un vortex de courant sur la face éclairée de la planète avec un sens de
rotation contraire aux aiguilles d'une montre autour d'un foyer aux environs
du midi local, la figure 1-4.1b représente le système de courants réguliers
observés sur l'hémisphère Nord, le courant circule dans le sens inverse des
aiguilles d'une montre ; dans l'hémisphère Sud la circulation du courant
s'effectue dans le sens opposé.

---

19
De nombreux travaux (A. RICHMOND, 1979) ont permis une meilleure
représentation de la circulation des courants. Les effets de la structure verticale
des modes de marée sur la couche conductrice dépendent de leur longueur
d'onde (J.D. TARPLEY, 1970). Le champ électrique de polarisation créé au niveau
de la région dynamo est transmis dans la couche F par les lignes de forces du
champ magnétique. Ce champ électrique joue un grand rôle dans la structure
de la région F.
1-4.3 Eléments de géomagnétisme
Vent solaire
Le vent solaire est un plasma émis par la couronne solaire et qui s'écoule en
entraînant le champ magnétique. C'est un flux continu de plasma formé
principalement de particules chargées : protons et électrons. Les éruptions
solaires déclenchent des ondes de choc qui se propagent dans le milieu
interplanétaire. Leur forme est modifiée près de la magnétosphère.
La magnétosphère représente la sphère d'influence du champ magnétique
terrestre qui est limitée par la surface d'interaction avec le vent solaire. Cette
limite: la magnétopause atteint du côté soleil 10 rayons terrestres tandis que du
côté anti-solaire se forme une queue très longue. La dynamique des
interactions entre le vent solaire et la magnétosphère induit des courants qui
perturbent le champ magnétique terrestre (orage magnétique, perturbation à
début brusque). Une partie de ces courants s'écoule jusqu'aux basses latitudes.
Les particules du vent solaire sont précipitées dans la haute atmosphère créant
des aurores polaires.
Activité solaire
L'atmosphère solaire est perturbée localement par des phénomènes
épisodiques. L'ensemble des perturbations qui s'étendent à tous les niveaux de
l'atmosphère du soleil porte le nom d'activité solaire. Ces perturbations se font
sentir dans tout le milieu interplanétaire et donc jusqu'au niveau de l'orbite
terrestre. L'activité solaire se manifeste par l'émergence de champs
magnétiques plus ou moins intenses d'origine solaire.
Orage magnétique
Le phénomène d'activité magnétique le plus important est l'orage magnétique.
C'est une période de forte agitation qui peut s'étendre sur un ou plusieurs
jours. Ce phénomène mondial est mesuré à l'aide de magnétomètres. L'allure

---

20
de la variation est enregistrée sur des magnétogrammes. Les variations
magnétiques du champ au cours des orages s'interprètent en terme de courants
prenant naissance dans l'ionosphère et la magnétosphère à la suite d'émission
de jets de vent solaire ou onde de choc.
En effet le soleil émet des particules chargées qui parviennent jusqu'au
voisinage de la terre. C'est un phénomène transitoire et intermittent. Ce jet de
particules (vent solaire) interagissent avec la magnétosphère et créent un orage
magnétique. L'orage magnétique comprend : une phase initiale (phase de
compression) caractérisée par un soudain accroissement de la composante
horizontale du champ et une phase principale, par une lente décroissance.
C'est pendant cette période que se manifestent les sous-orages. Pendant ces
sous-orages nous assistons à une intensification des précipitations de particules
au niveau auroral, provoquant ainsi une augmentation considérable de la
densité électronique au niveau de la couche E de l'ionosphère pour donner
l'électrojet auroral.
Ensuite
apparait la
phase
de
retour
au
calme
(recouvrement) de l'orage qui peut durer plusieurs jours.
Dans la magnétosphère il existe une région dans laquelle le champ magnétique
est relativement intense. Les particules d'énergie différente y sont piégées et
forment la ceinture de Van Allen. Leurs trajectoires dans le champ magnétique
sont assez complexes. Ces trajectoires peuvent se schématiser ainsi:
- un mouvement de giration: rotation autour des lignes de forces
- un mouvement d'oscillation mouvement entre deux points
" magnétiquement " conjugués.
- un mouvement de dérive en longitude autour du globe: les électrons se
déplacent vers l'Est et les protons vers l'Ouest. Cette dérive différentielle
crée un courant annulaire équatorial.
1-4.4 La dynamo vent solaire Imagnétosphère
Le vent solaire s'écoule à travers le champ magnétique interplanétaire Bi à la
vitesse moyenne de 400 kml s environ. Ce mouvement induit un champ
électrique dynamo, qui en contact avec la magnétopause est transmis
partiellement à la magnétosphère. Cette dynamo exerce une influence accrue
sur la magnétosphère durant les périodes d'orages magnétiques. Ce transfert se
fait de deux manières:
a) par interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère
b) par reconnexion des lignes de champ terrestre et interplanétaire

---

21
Interaction visqueuse
Le vent solaire exerce des pressions sur la magnétopause. L'énergie résultant de
l'interaction entre vent solaire et magnétopause est transmise à la
magnétosphère (voir figure 1-4.2, extraite de I. AXFORD et HINE5 c.o, 1961). Ce
transport produit une circulation générale de la magnétosphère, dans laquelle
le plasma magnétosphérique est entraîné par le vent solaire engendrant une
charge d'espace au voisinage de la magnétopause. Cette distribution de charge
crée un champ électrique, dirigé de l'aube vers le crépuscule, avec une
amplitude d'environ 0,3 m Vrrr l , L'interaction entre le vent solaire et la
magnétosphère est contrôlée par le champ magnétique interplanétaire. Le taux
de transport du plasma, du moment et de l'énergie du vent solaire, à la
magnétosphère dépend de ce champ magnétique. La magnétosphère est
rarement en état d'équilibre à cause de la forte variabilité du champ
magnétique interplanétaire. La réponse de la magnétosphère à la variation du
champ est très lente. Ce champ joue donc un très grand rôle dans le transfert
d'énergie. L'activité de tous les points de l'ionosphère dépend de ce champ. Le
champ et les particules observés près de ou sur la magnétopause permettent
d'affirmer que les lignes de champ magnétique interplanétaire et terrestre sont
souvent connectées.
Reconnexion des lignes de champ
L'orientation du champ magnétique joue un rôle clef dans le phénomène de
transfert d'énergie. En effet lorsque le champ magnétique interplanétaire
possède une composante vers le Sud, il se produit une connexion entre les
lignes de forces de ce champ et celles de la magnétosphère qui sont
antiparallèles, donc vers
le
Nord.
Une telle
configuration favorise
l'écoulement des particules du vent solaire qui se déplace le long des lignes de
forces du champ interplanétaire dans la magnétosphère, par les lignes de force
du champ magnétique terrestre (J.w. DUNGEY, 1961). La figure 1-4.3 décrit le
mécanisme de reconnexion. Celle-ci se fait surtout dans le plan équatorial.
Quand le champ magnétique interplanétaire est polarisé vers le Nord, la
reconnexion se fera au pôle de la magnétopause. Dans ce cas, le pôle sera très
agité avec des précipitations intenses et aussi des convections.
Mécanisme de perturbation possible
La zone aurorale joue un rôle privilégié et c'est depuis cette dernière que se
transmet l'influence de la convection magnétosphérique vers les moyennes et

---

22
basses latitudes. L'énergie peut se transmettre aux moyennes et basses latitudes
par trois canaux différents (M. BLANC, 1980) . Ces trois canaux peuvent perturber
le courant électrique par l'intermédiaire des trois paramètres de la loi d'Ohm
ionosphérique (J,É, Vn) en perturbant soit le vent neutre par le Vn local,
soit directement le champ électrique par transmission depuis une source de
haute latitude, soit enfin la conductivité locale.
CANAL THERMOSPHERIQUE
Ce canal agit par l'intermédiaire du vent neutre local. Le chauffage de la
thermosphère aurorale pendant les perturbations magnétiques (orages) est
fortement intensifié. Durant ce chauffage il se crée une cellule de vents
neutres, soufflant vers l'équateur au sein même de la cellule dynamo. Ce vent
neutre modifie la circulation thermosphérique et donc modifie le champ
électrique (courant) en moyenne et basse latitude (figure 1-4.4) (M. BLANC et
A.RICHMOND 1980). Les vents vn soufflant vers l'équateur, engendrés par le
chauffage auroral sont déviés vers l'Ouest par la force de Coriolis. La force
électromagnétique (v n x B) produit un courant vers l'équateur (courant de
Pedersen). Ce courant produit une accumulation de charges établissant ainsi un
champ électrique de polarisation vers les pôles, qui à son tour produit un
courant méridional. Le champ électrique de polarisation crée des dérives de
plasma vers l'Ouest et donc un courant vers l'Est.
Ce courant est opposé au courant normal Sq qui se trouve ainsi perturbé. Les
sursauts de la dynamo aurorale peuvent dériver des flux sortant de l'anneau
auroral pour faire irruption dans l'un ou dans les deux vortex hémisphériques
du SR. Ces courants pulsés en jets discontinus, dissipent dans l'ionosphère en
échauffement joule, des quantités de chaleur intense. Les gradients résultants
dans la thermosphère engendrent une circulation du vent neutre en cellules
méridiennes de HADLEY orientées vers les basses latitudes et couplées au vent
géostrophique. La géométrie et l'évolution de ces cellules restent à contrôler
aux basses latitudes.
CANAL DES PRECIPITATIONS
Les précipitations de particules dans la thermosphère sont amplifiées durant
les orages magnétiques et entraînent une ionisation de molécules. Cette
ionisation peut créer un accroissement de la concentration électronique et donc

---

23
de la conductivité ionosphérique. Ce phénomène se trouve le plus souvent
localisé au niveau de la zone aurorale.
CANAL DE LA CONVECTION
Le champ électrique aube-crépuscule est créé par le vent solaire sur la
magnétosphère. Dans les régions où la courbure et le gradient du champ
magnétique deviennent importants ces particules se séparent. Les électrons
dérivent vers le côté matin et les ions vers le côté soir (courant annulaire). La
nouvelle distribution des charges d'espace donne naissance à un champ
électrique de polarisation qui tend à s'opposer au premier (aube-crépuscule). Le
champ électrique de convection (champ primaire) se transmet en l'absence du
courant annulaire, des hautes aux basses latitudes. Le courant électrique
annulaire, lorsqu'il s'établit, va atténuer l'influence du champ de convection
aux moyennes et basses latitudes. Il joue ainsi le rôle de filtre. Le courant
annulaire tend à confiner la convection en haute latitude. Le processus de
pénétration de la convection magnétosphérique est en général accompagné
d'une intensification des électrojets auroraux et du courant annulaire. Les
courants électriques de convection se referment en partie en dehors des régions
aurorales, en moyennes et basses latitudes, et y transmettent un champ
électrique de convection (figure 1-4.5).

---

24
CHAPITRE II
11- MORPHOLOGIE DE L'IONOSPHERE
L'expression théorique concernant la formation des couches ionosphériques a été
donnée en 1930 par CHAPMAN. L'interaction entre le rayonnement solaire et les
particules neutres est à la base de la formation des couches.
Il est devenu traditionnel de diviser l'ionosphère en trois couches suivant la
nomenclature héritée des observations effectuées par sondage vertical à partir du
sol: les régions D, E, F. Les techniques, faisant intervenir la réflexion des ondes
radioélectriques et les mesures in situ au moyen de sondes portées par des satellites,
ont permis de connaître l'ionosphère.
La région inférieure de l'ionosphère (D) reste cependant inaccessible à la plupart des
techniques s'appliquant à l'ionosphère supérieure.
Deux techniques cependant sont possibles:
-la Technique basée sur l'absorption des ondes radios dans la région D.
-la Technique des réflexions partielles sur les irrégularités de la couche D .
11-1 Le profil d'ionisation en général
II-1.1 La couche D
Son altitude est comprise entre 50 et 95 km environ. Elle existe seulement durant le
jour et son ionisation est faible (102 et 104 cm-3) . Elle est constituée d'ions positifs et
négatifs polyatomiques hyd~atés. L'ionisation y est provoquée par certaines radiations
solaires qui peuvent atteindre cette altitude. C'est en particulier le cas des émissions
a
a
intenses de rayon X(2A à BA) associées aux éruptions chromosphériques durant les

---

25
périodes de forte activité solaire. La figure II-LI présente le profil d'ionisation en
fonction de l'altitude. Pour chaque altitude nous avons indiqué le type d'émission
solaire à l'origine de l'ionisation.
Sur les calottes polaires, les émissions de protons solaires de basse énergie (quelques
Mev à quelques dizaines de Mev) participent aussi à l'ionisation de la couche D.
La population de
cette région est essentiellement composée de particules neutres
.(N2, NO). Cette couche n'apparaît pas sur les ionogrammes (traces des couches
obtenues par sondage, voir annexe A ) à cause de la faible fréquence critique 0.5 MHZ
(fréquence la plus élevée susceptible de retourner au sol après incidence verticale) qui
est inférieure à la fréquence limite classique des ionosondes (appareil de sondage) 1
MHZ (voir annexe A).
Durant le jour, les ondes très longues ( kilométriques) se réfléchissent à la base de la
couche D. Les ondes moyennes (hectométriques) se réfléchissent plus haut en
subissant une très forte absorption. Les ondes décamétriques traversent entièrement
cette couche avec une faible absorption.
C'est la couche la moins ionisée, par conséquent la forte densité de l'atmosphère
neutre entraîne une fréquence de collisions particules chargées-neutres très élevée (106
à 108 s-l) et donc une absorption élevée.
II-L2 Couche E
La couche E, découverte par APPLETON, est située entre 95 et 150 km. La valeur
maximale du maximum de densité dépend de la hauteur du soleil, avec un maximum
diurne vers midi local et un maximum saisonnier en été. La figure II-L2 présente les
variations de la fréquence critique de la région E pour trois stations, Ouagadougou et
Dakar (en zone équatoriale) et Lannion (aux moyennes latitudes). Ces trois stations
présentent le même type de variation diurne avec un maximum vers 12h TL.
Cette couche est fortement contrôlée par l'angle zénithal solaire ( X) et, à un degré
moindre, par l'activité solaire. Elle présente au niveau de l'équateur magnétique une
variation latitudinale et une très grande conductivité. C'est une couche moyennement
dense ( 104 - 105 cm-3 ) d'ions positifs moléculaires NO+ et 0+ au sein de laquelle
fluctuent des couches minces d'ions atomiques (Fe", Ca", Mg+, Si" ) appelée "couche
E sporadique ": Es. L'atmosphère neutre est constituée de 02 et N2 .
Cette région est dominée par les phénomènes de création et de production (équilibre
photo-chimique). Les pertes d'électrons sont dues au processus de recombinaison
dissociative des électrons avec les ions moléculaires.
02+
+ é------- >
0
+ 0
NO+
+
é ---~ N
+ 0
(II-l.l)

---

26
Cette région est traversée par les ondes de marées produites dans la stratosphère et la
mésosphère sous-jaçentes. La durée de vie des ions y est de quelques secondes. Cette
région est aussi le siège de courants ionosphériques.
II-1.3 Couche E sporadique
C'est un renforcement de l'ionisation qui se présente généralement sous forme de
nappes horizontales dont l'épaisseur est voisine de 1 à 5 km et avec des dimensions
horizontales de l'ordre de 100 km.
C'est alors la seule manifestation sensible
d'ionisation entre 100 et 120 km d'altitude. Le maximum d'ionisation y est déterminé
sur l'ionogramme par l'extrémité d'une trace horizontale qui, la journée, se raccorde à
la trace de la couche E. On a pu observer le déplacement de quelques nappes sur des
centaines de kilomètres. D'autres ne semblent pas avoir de mouvement apparent. Les
nappes apparaissent de façon erratique, mais de préférence à certaines heures et
durant certains mois de l'année. n existe plusieurs types d'ionisation E sporadique
correspondant sans doute à des origines différentes:
- Région aurorale : phénomène nocturne sans variation saisonnière marquée
- Région tempérée: le phénomène se produit surtout l'été entre 6h du matin et 24h
avec un maximum vers midi et un maximum secondaire entre 17h - 20h.
- Région équatoriale: le phénomène se produit surtout dans la journée, mais le milieu
est très peuplé d'irrégularités.
La fréquence critique fOES est sujette à des variations extrêmement capricieuses aussi
bien dans l'espace que dans le temps. Elle est plus élevée en été qu'en hiver. Elle peut
atteindre des valeurs très élevées, parfois supérieures à celle de la fréquence critique
de la région E. Son origine a fait l'objet de plusieurs études (ROGISTER and
D'ANGELO, 1972). La figure II-1.3a présente les variations de la fréquence critique Es
pour les trois stations de Dakar, Ouagadougou et Lannion.
Il arrive que la couche Es soit très opaque et occulte ainsi les couches supérieures, ou
bien qu'elle soit transparente de telle sorte que le signal pénètre dans les couches
supérieures. L'ionogramme présenté sur la figure II-1.3b montre l'existence d'une
couche Es qui n'occulte pas la couche E.
n arrive que l'on observe des doublements et des retards près du maximum de
fréquence. Dans ce dernier cas, cela indique la présence d'une couche relativement
mince, avec un maximum de densité électronique bien défini. L'absence de retard
signifie que la couche est très mince ou que la réflexion est due à une petite variation
du gradient de densité.

---

27
II-lA Région F
La région F est située au-dessus de la couche E qui culmine à 150 km environ. Le
maximum principal d'ionisation se situe vers 350 km le jour et 400 km la nuit. C'est
une couche dense (lOS à quelque 106 cm -3) d'ions d'oxygène atomique 0+.
L'ionisation est créée surtout par l'action du rayonnement ultraviolet lointain
o
o
(800 A à 2000 A) ( figure II-l.1) sur l'oxygène atomique qui est le constituant
majoritaire au-dessus de 200 km. La distribution verticale le jour et principalement
pendant l'été n'est pas continue. La partie supérieure et la partie inférieure de la
région se comportent différemment. Le jour, elle se subdivise en deux couches F1 et
F2·
Couche t :
La couche F1 se comporte de façon assez semblable à la couche E. La couche F1
apparaît alors peu après l'aube et atteint un développement maximum peu après
midi. Elle correspond à la zone de transition entre les ions moléculaires 02+, N2+ et
les ions atomiques 0+ et N+. A la base de cette couche, la fréquence des ions est
sensiblement égale à la fréquence de collisions ions particules neutres. La production
est maximale à cette altitude. Les particules neutres sont composés de 02 et O. Les
variations de concentration du plasma dans cette région sont différentes de celles de la
région E sous l'influence de deux facteurs: la recombinaison et le vent neutre.
Couche F2
Le comportement de F2, qui est la couche la plus importante (avec la couche E) pour
la propagation, est beaucoup plus difficile à codifier. L'ionisation y est très élevée et
peut fortement dépasser 106 cm-è . Cette couche présente l'ionisation la plus forte.
C'est la couche réfléchissante par excellence pour les liaisons à très grandes distances
par les ondes déca métriques.
La couche F2 située au-dessus de 200 km, correspond au maximum d'ionisation de
l'oxygène atomique; au-delà, la densité décroît régulièrement. Jusque vers 800 km,
l'ion dominant est 0+. Les pertes sont dues aux recombinaisons avec les ions
moléculaires formés par réactions entre les ions atomiques et les molécules:
0+
+ N2 -----7 NO+ + N
(1)
0+
+ 02 ---~ 02+
+
0
(II-l.2)

---

+ NO+
ê
------7 N
+
0
(2)
+ 02+ ------7 0
+
0
(II-1.3)
Le processus de perte est l'attachement pour la réaction
la plus lente, et la
recombinaison dans le cas contraire. Le niveau de transition entre les deux
comportements extrêmes se situe vers 200 km.
Au dessous de 200 km, les composants moléculaires neutres 02 et N2 sont
majoritaires et les réactions de type (1) sont rapides: les pertes sont alors dues à la
recombinaison. Au-dessus, l'atmosphère est surtout formée de composants à l'état
atomique (0, N) et la réaction (1) devient plus lente: les pertes sont dues à l'
attachement (CERISIERj-c.. 1986).
La nuit, la couche F se maintient avec une densité maximum de 105 cm-3. Une raison
de ce maintien est l'échange de particules entre l'ionosphère et la magnétosphère qui,
par sa grande dimension peut jouer le rôle de réservoir d'ionisation (se remplissant
par" diffusion" depuis l'ionosphère pendant la journée, et restituant son contenu à
l'ionosphère pendant la nuit). Ce transfert d'ionisation s'effectue à l'intérieur des
tubes de force du champ magnétique. Les figures II-1.4a et II-1.4b présentent les
variations de la fréquence critique de la région F2 pour les trois stations de
Ouagadougou, Dakar et Lannion, ceci pour deux jours sélectionnés, le 15 juin et le 29
décembre 1986. Sur le cas du 29 décembre, nous voyons pour les stations équatoriales
la signature de 2 crêtes caractéristiques de ces régions (voir la fontaine équatoriale,
paragraphe II-2.3).
Le champ magnétique contrôle fortement la couche F2, à cause de son action sur les
particules chargées (voir 1-3.2). Cette couche présente aussi des anomalies, dites
saisonnières. La concentration devient plus forte en hiver qu'en été, ceci, parce qu'aux
basses latitudes les ions (0+) sont entraînés par les particules neutres portées par la
vitesse -
U de la région subsolaire vers l'hémisphère d'hiver de 9h à 17h TL, puis en
sens inverse, la concentration de
0+
dépend, entre autres, du rapport de
concentration:
0/N2
( S. J. BAUER, 1991)
car la production de 0+ dépend de l'atome 0, tandis que les pertes sont liées à N2 ( la
concentration de N2 décroît plus vite que 0 à cause de son poids). li existe aussi une
autre anomalie dite équatoriale qui est dûe aux effets de " fontaine équatoriale 1/

---

29
II - 2 Caractéristiques de l'ionosphère équatoriale
Nous nous intéressons surtout à la région F équatoriale. Elle est la plus nettement
structurée et son importance est capitale pour les télécommunications. Pendant la
journée, la région F de l'ionosphère équatoriale est très épaisse. Son maximum de
densité électronique, présente un minimum à l'équateur magnétique et deux maxima
de part et d'autre (voir figure II-1.4b). Ces maxima se déplacent pendant la journée
jusqu'à des latitudes correspondant approximativement de 15° à 20° nord et sud de
l'équateur magnétique. Cette structuration décroît avec l'altitude de sorte qu'à très
haute altitude, la structure" pics-creux" laisse place à un dôme. L'altitude (environ
700 km) à laquelle s'estompe cette structure est l'apex d'une ligne de force du champ
magnétique terrestre le long de laquelle s'ordonnent les pics de densité. Au delà de
900 km d'altitude la densité d'ionisation a même forme généralement que celle des
latitudes moyennes.
li Y a anomalie au sens de CHAPMAN sur la formation des couches ionosphériques.
En effet, cette théorie prévoit un seul pic de densité de l'ionisation situé à la latitude
du point subsolaire, donc à l'équateur magnétique en période d'équinoxe
magnétique. La configuration de l'anomalie est liée à la structure du champ
magnétique terrestre. Dans son mécanisme de formation, prédominent la " diffusion
ambipolaire". le long des lignes de forces magnétiques et surtout une vitesse de
dérive déplaçant l'ionisation vers le haut
Cette vitesse de dérive est due aux effets
conjugués du champ magnétique terrestre et du champ électrique de la couche E. La
dérive et la diffusion donnent l'effet "fontaine équatoriale".
II-2-1 L'électrojet équatorial
La circulation des courants
électriques dans la haute atmosphère résulte de la
composition de deux effets agissant sur les particules chargées, ions et électrons à
savoir :
- Un effet d'entraînement par les vents horizontaux produit en majorité par
les marées atmosphériques, ces marées mettent en mouvement les atomes et les
molécules de l'atmosphère qui entraînent par collisions les particules chargées.
- Un effet du champ magnétique terrestre agissant sur ces particules. La
vitesse d'équilibre résultant de ces deux effets est, en général différente pour les
électrons et les ions positifs. Cette différence de vitesse donne donc naissance à un
courant électrique.

---

3ù
Le processus réel est plus complexe, car les charges s'accumulent à la suite de la mise
en mouvement des ions et des électrons, ce qui entraîne la production d' un champ
électrique supplémentaire dit champ électrique de polarisation. Ce champ agit de
façon différente sur les ions et les électrons, modifiant ainsi leur circulation.
Parmi les différentes couches ionosphériques, seule la couche E
présente une
conductivité importante pour rendre possible la circulation des courants. Cette
conductivité est limitée au-dessus de 200 km par les fréquences gyromagnétiques et
au-dessous de 100 km par la chute de concentration électronique.
Dans la région équatoriale le champ électrique OUEST-EST et le champ magnétique
créent un courant de HALL vertical c.Ê qui accumule des charges à la frontière
supérieure de la zone E. Il en résulte un champ Ë de polarisation verticale. Le courant
p
résultant vertical sera la somme des courants de polarisation et du courant de HALL.
I, = 0'2Ë +O'IËp
(II-2.1)
O'IEp : courant de PEDERSEN
L'équilibre sera atteint quand le champ annulera le courant lz. Le champ Ë provoque
p
un courant de HALL dans la direction EST-OUEST: - 0'2 Ëp
-
-
J =0'IE-0'2Ep
(II-2.2)
La condition d'équilibre permet d'écrire:
_
0'22 -
-
(II-2.3)
J =(0'1 +-)E=0'3E
0'1
La conductivité 0'3 dans la direction EST-OUEST a reçu le nom de conductivité de
COWLING. Cette conductivité est importante à 100 km d'altitude. On comprend ainsi
qu'un courant OUEST-EST fort puisse circuler à cette altitude en présence d'un champ
magnétique horizontal, ce qui est le cas à l'équateur magnétique. Cet accroissement
de la conductivité entraîne l'existence de l'électrojet équatorial.
La première carte du système de courants équivalents Sq fut établie par Chapman en
1919 à partir des variations régulières du champ magnétique terrestre observées
durant les périodes de faible activité magnétique aux moyennes et basses latitudes.
Les variations du champ magnétique sont reliées au courant intégré sur la région
dynamo par l'expression suivante:
~B = (2n / lOf) J
~B : variation magnétique en nanotesla

---

31
J:en ampères par kilomètre
f : facteur tenant compte des courants telluriques
Le système de courant Sq "idéal" est composé de deux vortex, un par hémisphère. Les
variations régulières du champ, disponibles à cette époque étaient celles des
moyennes latitudes et ce n'est que plus tard en 1922 que les premiers enregistrements
de la variation du champ magnétique à Huancayo (Pérou) révélèrent une amplitude
deux fois et demi supérieure à l'amplitude observée aux moyennes latitudes. La figure
II-2.1 (FAMBITAKOYE and MAYAUD, 1976) présente la signature magnétique du
courant électrique équatorial obtenue à partir d'une chaîne latitudinale de
magnétomètres centrée sur l'équateur magnétique..
Chapman donna le nom d' " électrojet équatorial" à ce phénomène. Ce courant fut
depuis ce jour l'objet d'un intense champ de recherche. Des mesures ont eu lieu un
peu partout dans le monde: au Pérou (FORBUSH et CASAVERDE, 1961), au Nigéria
(ONWUMECHILI, 1959; OGBUEHI et ONWUMECHILI, 1963), au Tchad (GODIVIER
et CREEN, 1965). Ces études permirent de bien décrire la topologie de l'électrojet
équatorial: une veine centrale (jet principal) et deux ailes latérales (jet auxiliaire). Le
jet principal est centré à l'équateur magnétique. Cette nappe peut atteindre parfois
une largeur supérieure ou égale à 400 km pour une épaisseur comprise entre 100 km
et 112 km. La veine centrale est le lieu privilégié des instabilités du plasma.
Il existe aussi des courants électriques intenses en zone aurorale : les électrojets
auroraux (figure 1-4.5); l'intensité de ces électrojets peut atteindre 1000y: (lOOOA/km2)
durant les orages magnétiques.
11-2.2 Inhomogénéités de la région E de jour
Instabilités du plasma de l'élecirojei
Les structures irrégulières de l'ionosphère sont à l'origine de divers phénomènes
physiques. Elles présentent une forte variation dans l'espace et dans le temps. Les
études radar ont permis de mieux les décrire. Les réponses spectrales dépendent de la
fréquence utilisée, mais aussi de la position géographique.
Selon la région ( basse, moyenne, et haute latitude) l'intensité des irrégularités
présente des variations diurnes et saisonnières assez bien définies. L'ionisation
anormale (sans relation avec le rayonnement solaire) prend des formes diverses,
irrégulières et parfois peu ?1arquées (Es).Dans la région équatoriale les structures
irrégulières sont à l'origine de plusieurs instabilités. Les plus répandues sont au
nombre de trois (FEGER and KELLEY, 1980). L'étude du spectre Doppler, des échos

---

32
radar observés à JICAMARCA (PEROU) à 50 hz , a permis d'en identifier deux types:
le type 1 et le type II ( BALSLEY B.B., 1969). Le type a ou III a été identifié par
CROCHET et al., 1979 .
Type l ou instabilité à double faisceau
Le champ électrique vers l'Est est intense (E > Imvml ). Le faisceau d'électrons est
beaucoup plus rapide que celui des ions (beaucoup plus lourds). La limite de Ve-Vi
(différence de vitesse électron et ion) est atteinte presque au voisinage de la vitesse
acoustique des ions. Le spectre résultant est très étroit et centré sur la vitesse
acoustique (SAINT MAURICE et al., 1986).
Type II ou instabilité gradient-dérive
Le spectre de type II est associé à la dérive faisceaux Nous avons vu qu'au niveau de
la couche E le mouvement des ions est dominé par les collisions et celui des électrons
par le champ magnétique. La configuration croisée au niveau de l'équateur, du champ
électrique de l'électrojet et du champ magnétique terrestre Bo crée un champ
électrostatique de polarisation
E
(champ primaire) vertical ascendant. Le
p
mouvement dû au champ croisé Ëpx Ba entraîne une dérive des électrons vers le
haut. Ce champ croisé avec Bo entraîne les régions sous-denses vers le haut et les
régions sur-denses vers le bas. La dérive ascendante des électrons (déjà enroulés sur
les lignes de forces) par rapport aux ions non magnétisés sera différente en direction
et en intensité. Les ondes primaires sont entretenues par la turbulence thermique. Le
spectre de puissance est étalé en fréquence Doppler. La vitesse de phase est linéaire.
Type aou bien III
Ce type est beaucoup plus rare. TI a été découvert par HANUISE et CROCHET. il est
la résultante de la superposition du type 1 et type II avec apparition d'une fréquence
de battement. le spectre est étroit et la vitesse de phase linéaire. Le type III a été
observé en période de "contre électrojet". Il existerait en régime normal mais fortement
masqué par le type I.

---

33
II-2.3 La "Fontaine équatoriale"
La région F équatoriale présente aussi une anomalie appelée " anomalie
d'APPLETON" ou anomalie équatoriale. La théorie de CHAPMAN prévoyait un
maximum de densité au-dessus de l'équateur à l'équinoxe, parce que le soleil étant au
zénith, le taux de production est maximum. Nous constatons que la densité est
minimale au-dessus de l'équateur magnétique et les maxima sont de part et d'autre de
celui-ci. La figure II-2.2 présente les densités électroniques en fonction de la latitude
géomagnétiques nous remarquons les 2 pics de densité précédemment observés sur
l
les fréquences critiques (voir figures II-1.4b)
A l'équateur, le champ magnétique est horizontal et dirigé vers le nord magnétique.
Durant le jour il se crée un champ électrique dirigé vers l'EST dans la région E
équatoriale. Ce champ électrique croisé avec le champ magnétique produit une dérive
verticale (ascendante). La vitesse de dérive:
-
ÊxB
V = - -
(II-2.4)
B2
soulève le plasma jusqu'aux hautes altitudes où il rencontre des lignes de champ qui
connectent les deux hémisphères de l'équateur magnétique; le plasma diffusera le
long de ces lignes sous 'action de la gravité. L'effet conjugué de cette dérive et de la
diffusion ambipolaire le long des lignes de force est à l'origine du phénomène de
"fontaine" équatoriale qui produit les renforcements de l'ionisation aux tropiques.
La figure II-2.3 reproduit la circulation du plasma ionosphérique aux latitudes
équatoriales et tropicales.
Ce renforcement est parfois accompagné de strates montantes. L'évolution des strates
sur les ionogrammes a permis de confirmer les effets dynamiques du champ électrique
sur le mécanisme de " fontaine Il. Ces strates montent ou descendent suivant le sens de
variation du champ électrique. La vitesse des strates peut être mesurée à partir des
radars.
Dissymétries dues aux vents neutres
Périodes calmes: vent uniforme
Le vent uniforme résulte de la répartition globale des pressions thermosphériques due
au chauffage solaire de 100 à 500 km. Cette répartition se modifie avec la position du
point subsolaire, avec un maximum du côté
été
et des transitions instables à
l'équinoxe magnétique. Sa variation diurne s'inverse vers 16h-18h TL.

---

34
L'entraînement des ions au niveau du maximum de la couche F2 est en général quasi-
stationnaire et progressif (la vitesse des neutres est égale à celle des ions. Il en résulte
une dissymétrie des crêtes avec pour, l'hémisphère d'été une cellule
- rapprochée de l'équateur magnétique,
-
moins dense
- plus élevée que la valeur d'équilibre symétrique, qui s'oppose à une cellule coté
hiver plus éloignée en latitude, plus dense et plus basse en altitude. Ces dissymétries
n'influent que très peu sur les plasmas de la gouttière équatoriale (sauf au heures de
formation 7-9 T.L et de régression nocturne 20-22 T.L).
Perturbations de la circulation neutre
Les perturbations de la circulation neutre proviennent de transports en provenance
des zones aurorales surchauffées lors des effets de dépression de plasma de la
magnétosphère. Il en résulte des accroissements discontinus de vent neutre, qui
peuvent converger en provenance des zones aurorales
- soit à l'équateur magnétique ce qui tend à produire un dôme à l'équateur
- soit sur l'une des zones de crêtes et cette crête seule tend à être renforcée.
Effets de marée équatoriale
Les observations récentes en satellite D.E.A. (GONZALEZ, 1991; BUONSANTO, 1990)
ont
suggéré un effet de marées de modes impairs, symétriques par rapport à
l'équateur géographique, avec des alternances de vents convergents et divergents. Les
données qui seront présentées au chapitre III ne permettront pas de discuter ces effets,
mais leur importance aux équinoxes géographiques risque de modifier la symétrie des
crêtes. L'influence de ces processus dans la gouttière équatoriale reste à déterminer.
Perturbations de champ électrique équatorial
Elles modifient la vitesse de dérive de "fontaine" :
- soit en accélérant la montée,
- soit en produisant la descente.
Les effets des perturbations de la circulation neutre et des perturbations de champ
électrique vont s'inscrire sur la variation de la couche F2 de la gouttière équatoriale.
les variations résultantes dans la gouttière sont donc assez complexes, et certaines
variations de champ électrique "simulent" une fluctuation de la "fontaine"

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35
II-2.4 Irrégularités dans la région F : "F DIFFUS"
Résultats d'observations
Les irrégularités d'ionisation dans la région F ont tendance à se produire le soir, une
heure environ avant le coucher du soleil et ont des dimensions comprises entre 3 m et
quelques kilomètres. La probabilité de leur occurrence déduite des données obtenues
par le sondage en contre haut a mis en évidence, aux basses latitudes, deux phases de
nuit, l'une après le coucher du soleil et l'autre en fin de nuit. Les figures II-2.4a et
II-2.4b présentent des observations de F diffus.
Ces irrégularités se présentent
sous forme d'échos" diffus" observés sur les
ionogrammes nocturnes. Elles se manifestent le long d'une ceinture équatoriale
d'extension latitudinale variable avec l'activité solaire (±10° et ±30° environ,
respectivement en période de maximum et de minimum d'activité solaire)
Ces irrégularités sont importantes pour la propagation en HF et VHF parceque
le "F diffus" limite le taux de transfert et produit des évanouissements du signal. Ces
phénomènes se produisent en hautes et basses altitudes. Des observations par radar
ont permis ces dernières années de mieux comprendre le phénomène.
Le "F diffus" prend naissance, sous forme de bulles d'ionisation. li se développe dans
la soirée et s'élève ensuite pour atteindre l'ionosphère supérieure (au-dessus du pic de
densité électronique) en donnant des structures en forme de "plumes". Ces "plumes"
ont été observées par le système radar à Jicamarca au PEROU. Durant leur élévation
en altitude, les bulles de grandes échelles responsables de la forte diffusion en altitude
(" F diffus", type R ), laissent derrière elles des sillages d'irrégularités de petites
échelles qui tendent à s'organiser le long des lignes de forces magnétiques. La
diffusion en hauteur se manifeste au voisinage de la trace horizontale. La diffusion en
fréquence (type f) due aux irrégularités de petite échelle à haute altitude, se manifeste
surtout au voisinage de la fréquence critique de la couche F (DAVIES K 1989). La
lettre F désigne un symbole de diffusion dans les ionogrammes ; employée seule, elle
signifie lecture impossible à cause du "F diffus" équatorial
Dans la région équatoriale le "F diffus" n'est observé que du côté nuit; dans les hautes
latitudes on l'observe le plus souvent du côté nuit mais parfois aussi du côté jour. Le
" F diffus" équatorial est observé dans les latitudes comprises entre +20° et -20° .En
haute latitude, il commence à 40° environ. Entre 20° et 40° l'occurrence est faible.

---

36
Variations diurnes du "F diffus"
Le voisinage du pôle magnétique est une région où le "F diffus" est permanent. En été
l'occurrence de "F diffus" est à 90-100% du temps (HERMAN, 1966) de nuit, mais se
manifeste aux environs de midi entre 50-60% du temps. En hiver dans cette région on
n'observe aucune variation journalière et son occurrence est presque à 100% aussi bien
le jour que la nuit. Près de l'équateur magnétique il est observé le matin et
essentiellement la nuit avec un début au coucher du soleil (cf tableau d'occurrence).
Son occurrence est de 21-01 T.L, et commencera plus tôt pendant les périodes où
l'activité solaire est maximale ( cf tableau). TI apparaît pendant toutes les nuits calmes
de janvier à novembre et est corrélé avec le coucher du soleil dans la région F2.
Variations saisonnières du "F diffus"
Aux latitudes polaires les variations sont très importantes d'une année à l'autre. En
général, durant la nuit les maxima d'occurrence sont aux environs des équinoxes, le
dernier plus haut pic en hiver, le plus bas en été.
En zone équatoriale le "F diffus" se produit près des équinoxes, ou en été local
(tableau d'occurrence).
Résultats "F diffus" phase post coucher (type R) Minimum solaire 1986
Les saisons d'abondance de "F diffus" à Ouagadougou sont janvier, mars (fin de
solstice d'hiver magnétique) et du 15 septembre - fin octobre (début de solstice
d'hiver magnétique). Ces périodes sont celles d'une faible dissymétrie de vent neutre
dans le méridien Ouest Africain. La vitesse du vent neutre U / / est faible à travers la
zone équatoriale.
L'anti-correlation avec Es nocturne pour les mêmes phases diurnes est bien visible
(tableau d'occurrence). Pour les autres phases saisonnières, il semble que le vent
neutre U / / soit trop fort pour permettre une stabilité du phénomène "F diffus".
Résultats "F diffus" phase post coucher. Maximum d'activité solaire 1990
Pour le "F diffus", en 1990, l'existence de type R au coucher est très raréfiée: il
semble que pour toute cette période le développement des chocs au coucher modifie
les conditions de jour calme.s . Cependant pour les rares exemples d'existence du type
R 12 février, 16 et 31 mars, 6 avril et 5 août 1990 I'anti-corrélation avec l'Es de nuit est
systématiquement vérifiée. Ces dates correspondent aux pré-équinoxes magnétiques,

---

37
mais ne représentent pas 50% de l'échantillon de ces périodes. Là encore, il reste à
déterminer les critères généraux d'existence du " F diffus"
Dépendance de l'activité solaire
Dans les régions équatoriales le " F diffus" apparaît pendant les jours calmes
(magnétique) et disparaît avec le début des orages;
En moyenne latitude le "F diffus" est strictement lié à l'orage magnétique.
Au voisinage de l'équateur l'influence des taches solaires apparait sous l'effet de la
perturbation magnétique en "F diffus".
Pour conclure, il est bon de signaler l'existence d'une corrélation entre les taches
solaires et le "F diffus" (SHIMAZAKI, 1962). Il est responsable des phénomènes de
scintillation du signal émis des satellites et des étoiles
Inhomogénéités du'T diffus" de nuit
C'est une structure mini-échelle constituée de bulles sous-denses intertropicales. Leur
section, si on peut parler ainsi (elles peuvent présenter des formes ouvertes et non
circulaires, MENDILLO et AL., 1982, AGGSON, 1992) , est inférieure ou égale à 100
km. Elles sont en extension, parallèles dans des tubes de force jusqu'à des distances
parfois supérieures à 100 km . Le choc électrique de coucher du soleil créent une
impulsion de champ électrique local (champ EST). Ces impulsions créées
immédiatement après le coucher ou induites par les ondes de gravité tropicales de
fortes amplitudes, peuvent déclencher l'instabilité de RAYLEIGH- TAYLOR portant
vers le haut une tranche du plasma. Elles peuvent se présenter ainsi sous forme
d'échelon de champ électrique magnétosphérique. Les collisions ion-neutre et la
gravité contribuent au maintien de la structure tant que:
1°)_ -le déplacement du champ électrique ne fait pas redescendre les ions
2°)__ la conductivité au pied (nord ou sud) du tube de force de la région E ne court-
circuite pas les murs EST et OUEST de la bulle (recombinaison et disparition ).
L'influence de la région E vient de la continuité électrostatique avec la région F. S'il Y a
assez d'ions dans la couche E connectée, ils court-circuitent les deux parois ouest et est
du tube de plasma. La bulle disparait rapidement par recombinaison.
Les Es sporadiques un peu denses (ft Es > 3 MHz) mettent fin à l'instabilité et à tout le
" F diffus" Sur les parois des bulles se forment des gradients de densité électronique
qui peuvent déclencher des instabilités de champs croisés. Les ions métalliques (Pe"

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38
et Mg+) provenant de la couche F peuvent créer une coupure du tube au niveau de la
région E.
Instabilité gradient- dérive "aux parois de bulles ""
Les parois EST et OUEST, où est amplifié le gradient de champ électrique se
remplissent d'inhomogénéités de types Il (ExB), dans la région F, qui peuvent se
maintenir pendant des heures. Des structures en nuages et en plumes de plasma
s'organisent sur les parois des bulles. Ces structures permettent la propagation des
ondes HF par:
- guidage parallèle à longue distance
- diffraction
- réfraction oblique

---

39
CHAPITRE III
111- ANALYSE DES DONNEES DE REGION F EQUATORIALE : VARIATION
DES JOURS CALMES
111-1 Les différents types de données et les paramètres géophysiques extraits des
données.
Dans cette étude nous utiliserons principalement les données des ionosondes
des stations de DAKAR et de OUAGADOUGOU, pour la région équatoriale et
les données de la station de moyenne latitude de LANNION pour essayer de
mettre en évidence la variation latitudinale.
OUAGADOUGOU
inclinaison + 4°
latitude magnétique +
2°
DAKAR
inclinaison + 10°
latitude magnétique +
5°
LANNION
inclinaison + 62°
latitude magnétique + 45°
Nous constatons que OUAGADOUGOU se situe dans la " gouttière" de la
région F2 et près de l'équateur magnétique, tandis que DAKAR est à la frontière
de la zone subtropicale sur le bord de la cellule Nord de la couche F2.(voir
figure II-2.2).
Le paramètre le plus utilisé pour cette étude sera la fréquence critique de la
couche F2 (foF2) à cause de son importance dans les études ionosphériques. Les
irrégularités ionosphériques seront étudiées à l'aide des fréquences de la couche
Es et de la couche Il F diffus Il (foEs et fXI). La couche E la plus stable et la plus
faiblement ionisée présente un intérêt moindre.
L'échantillon choisi pour notre étude comporte en premier lieu les années
1986 (minimum d'activité solaire) et 1990 (maximum d'activité solaire). La
figure III-1.1 présente les variations du nombre de taches solaires observées
entre 1949 et 1991 (panneau du haut) et de 1986 à 1992 (panneau du bas), ces

---

40
variations nous permettent de déterminer l'activité solaire pour une année
donnée.
"Pour chaque mois de ces deux années nous retiendrons trois jours calmes,
c'est à dire d'activité magnétique faible. L'activité magnétique est codifiée par
des indices d'activité magnétique,
"Deux périodes d'activité magnétique perturbée (Ler- 14 juin 1978 - 20-28 mars
1979), déjà analysées pour l'électrodynamique à SAINT SANTIN, France, ont
été sélectionnées pour des études de cas (voir Chapitre IV). Ces périodes
comportent
des
orages
magnétiques
intéressants.
Les
données
des
magnétogrammes de M'BOUR et BANGUI, seront aussi utilisés pour les études
de cas.
M'BOUR = 10°,60'
inclinaison,
latitude magnétique
5°,4'
BANGUI= -16°,36'
inclinaison,
latitude magnétique
- 8°, 3'
III-1.1 les données des ionosondes (GIRAUD et PETIT)
Sondages verticaux
Le sondage vertical est sans aucun doute le moyen le plus répandu pour
l'étude de l'ionosphère. C'est grâce à lui qu'a été acquis l'essentiel de nos
connaissances sur la morphologie du comportement de la concentration
électronique dans la région E et la région F : variation en fonction de l'altitude
ou profil d'ionisation, variation diurne, saisonnière, variation en fonction de
la latitude magnétique
Principe de la mesure
Le sondage à fréquence variable est la méthode la plus utilisée. Une onde de
fréquence convenable est réfléchie par l'ionosphère, lorsque sa fréquence
utilisable est inférieure ou égale à la fréquence critique du milieu. Pour une
impulsion émise, le temps au bout duquel l'écho est reçu dépend de l'altitude à
laquelle a lieu la réflexion. Cette altitude correspondra au lieu où la fréquence
sera égale à la fréquence critique; si la concentration électronique est croissante
avec l'altitude, la réflexion se fera à des altitudes croissantes:
(f2 =
q2
N)
p
41t2Eom
et l'écho mettra de plus en plus de temps à revenir (fp : fréquence plasma). La
concentration électronique croît en général de façon monotone depuis le sol
jusqu'au maximum de la couche F. Les sondages depuis le sol peuvent fournir

---

47
des profils verticaux de cette partie de l'ionosphère. L'ionosphère au dessus du
maximum de la couche F sera étudiée grâce aux satellites qui permettent
d'explorer l'ionosphère supérieure.
Ionogrammes
Le résultat brut de la mesure est en général présenté sous forme d'un
"ionogramme
dans lequel la fréquence émise et reçue est portée en abscisse,
Il
tandis que l'ordonnée porte le temps de propagation qui s'écoule entre
l'émission de l'impulsion et le retour de l'écho. Ce temps est plus souvent
remplacé par une hauteur: c'est la hauteur virtuelle h' (f) = ct/2 (c est la vitesse
de la lumière). La hauteur h' (f) représente l'altitude de réflexion si la
propagation se faisait avec la vitesse c. L'ionogramme est l'enregistrement
photographique du sondage. Les ionosondes présentent toujours plusieurs
traces. L'onde émise peut être considérée comme comportant plusieurs modes,
et chaque mode a son propre niveau de réflexion. Les ionogrammes présentent
en général des structures plus complexes: traces multiples dues à des réflexions
successives entre l'ionosphère et le sol, traces diffuses à cause des structures
irrégulières. Les paramètres ionosphériques sont déterminés au cours de la
séquence dite de dépouillement.
Dépouillement - Caractéristiques principales
Fréquence critique d'une couche: fo
C'est la fréquence pour laquelle la couche ne réfléchit plus, parce que l'onde est
infiniment retardée (et absorbée). Lorsque la couche est épaisse (cas des couches
E , F), le retard provoque une élévation brusque de l'altitude de la réflexion, ce
qui permet de repérer cette fréquence.
Le champ magnétique terrestre rend le plasma ionosphérique anisotrope.
Ainsi, quand l'onde pénètre dans l'ionosphère, elle se divise en deux ondes de
polarisation différentes qui se réfléchissent indépendamment donnant
deux
traces: une trace du mode dit
ordinaire
et une autre trace du mode dit
Il
Il
extraordinaire ". Sur l'ionogramme nous aurons un dédoublement d'une
Il
trace en altitude de la couche F2 par exemple.
Les
caractéristiques
internationales sont définies à partir de la composante ordinaire. L'écart entre
les deux fréquences dans F2 est approximativement égal à la demi-
gyrofréquence.

---

42
foE
: fréquence critique de la couche E : sa mesure se fait à partir de
l'estimation de l'asymptote verticale de la pointe de retard de la trace
correspondante .
foEs
: fréquence critique de la couche E sporadique: elle est déterminée par
l'extrémité d'une trace horizontale qui le jour, se raccorde à la trace de la
couche E
foF2
: fréquence critique de la couche F2.
fXI
: fréquence critique maximale des échos
diffus
elle est prise égale à
I l
I l
:
foF2, quand il n'y pas de F diffus ".
Il
Hauteur virtuelle: h'
C'est la hauteur pour laquelle la trace présente une tangente horizontale. Il
existe d'autres paramètres comme la M (3000) qui permet de déterminer la
fréquence maximale utilisable en propagation oblique dans une liaison de 3000
km et aussi la hauteur maximum d'ionisation.
Nous allons maintenant voir comment déterminer, à partir des ionogrammes
les paramètres que nous aurons à utiliser dans l'analyse des données.La figure
III-1.2
(panneau du haut) présente en fonction de l'altitude les différentes
couches
ionisées trouvées par dépouillement de l'ionogramme(panneau du
bas).
Profil de densité
Le profil réel d'ionisation est déduit des valeurs des hauteurs virtuelles h'(f). Le
profil de densité est la courbe représentant la variation de la densité
électronique en fonction de la hauteur réelle de réflexion. Si v est la vitesse de
groupe et h(f) la hauteur réelle, nous avons:
dh'
dh
c = -
v = -
dt
dt
rm-z.n
h(f)
h'(f) = J ~dh
o v
on a ainsi la relation entre la hauteur virtuelle et la hauteur réelle. Le
problème de la détermination de la hauteur réelle à partir de la hauteur
virtuelle consiste à effectuer l'inversion de cette équation intégrale: c'est la
méthode dite d'inversion des ionogrammes.

---

43
Le modèle CHAPMAN (parabolique) est celui qui se rapproche le mieux de la
couche E. La
modélisation de la couche F est plus difficile à cause de son
instabilité. Le modèle approché se fait à partir de l'équation de continuité
appliquée à la couche F.
III-1.2 Les données magnétiques
Le champ magnétique terrestre
Les variations diurnes du champ magnétique sont principalement dues
aux
courants qui circulent dans l'ionosphère et la magnétosphère. Le champ
magnétique, en un point donné, peut être représenté par un vecteur qui est
défini par son intensité, son sens et sa direction. Ce vecteur peut être dans
différents systèmes de coordonnées qui sont représentés sur la figure III-1.3. :
- coordonnées cartésiennes ; avec des composantes X, Y et Z du repère
géographique
X désignant la direction Nord
y la direction Est
Z la verticale descendante
- coordonnées magnétiques; avec pour composantes H , D, Z
H composante du champ dans le plan horizontal
D la déclinaison magnétique
Z composante verticale du champ positif vers le bas
Définition du contexte géophysique à l'aide des indices magnétiques
(Voir annexe B)
Pour définir le contexte géophysique plusieurs indices magnétiques peuvent
être utilisés.
- Les indices magnétiques trihoraires K
(Km, Kp), permettent d'estimer
l'activité magnétique globale (Mayaud, 1980) ; suivant ces indices les jours
peuvent être classés en trois catégories principales :
jours calmes: tous les indices Kp sont inférieurs ou égaux à 2 (L Kp~16),
jours moyennement perturbés: quelques indices trihoraires ont des valeurs de
3 (l6~ L Kp ~24).
jours perturbés : tous les autres jours.

---

44
- Les indices magnétiques auroraux (type AU, AL, AO, AE), permettant de
connaître l'activité aurorale, et aussi d'estimer l'amplitude des électrojets
auroraux et
l'énergie joule déposée en zone aurorale (MA YAUD, 1980;
KAMIDE, 1988)
- L'indice équatorial DST: permet d'estimer l'intensité du courant annulaire
circulant dans le plan équatorial de la magnétosphère; cet indice permet de
décrire très clairement les différentes phases des orages magnétiques
(MAYAUD,1980).
III-2 Analyse
III-2.1 Variation diurne des densités électroniques
L'étude de la variation diurne des densités électroniques se fera à partir des
résultats de sondage de trois stations: deux en basses latitudes (DAKAR et
OUAGADOUGOU) et une aux moyennes latitudes ( LANNION), sondages
obtenus pendant une année de minimum d'activité solaire (1986) et de
maximum d'activité (1990). Nous retiendrons pour chaque mois trois jours
calmes magnétiques suivant les critères donnés au paragraphe III-1.2.
L'échantillon de jours sélectionnés est donné dans l'annexe C. Nous
commencerons notre étude par la fréquence critique de la couche F2(foF2) qui
est de loin la plus importante. La variation diurne présente une morphologie
très variée. La figure III-2.1 présente les différentes morphologies de la variation
de la fréquence critique F2.
Les observations des variations de la fréquence de la couche critique foF2 ont été
classées suivant les cinq catégories ci-dessous:
" M ": pic du Matin
" R" : Renversement du pic
" B" : double pics centré sur 12 TL
" p" : plateau
"D" : dôme

---

45
Pour l'échantillon sélectionné, nous avons trouvé les caractéristiques
suivantes:
ANALYSE (jours calmes)
DAKAR (1986)
OUAGADOUGOU (1986)
LANNION (1986)
3 "D ou pli
5 Il P ou D Il
20 "D et pli
14 "R ou M"
14" R ou M "
3 "R ou M "
19
5
Il
B Il
14" B Il
Il
B Il
o
3 jours incertains
8 jours incertains
DAKAR (1990)
OUAGADOUGOU (1990)
LANNION (1990)
7" P ou D "
4"P"
31 "D ou P"
12" Rou M"
5 "R ou M "
2"R"
10 " B "
23"B"
2"B"
7 jours incertains
4 jours incertains
1 jour incertain
Ces résultats nous révèlent une variabilité importante aux basses latitudes;
alors qu'aux moyennes latitudes, la variabilité est faible. Le résultat attendu
devrait être la forme " B " pour les basses latitudes ; mais à cause du
comportement particulier de cette région le résultat est différent (anomalies
équatoriales). La variation d'un jour à l'autre n'est pas régulière, ce qui nous
amène à penser à l'existence de mécanismes physiques assez complexes.
Exemple: pour le 23, 24, 25 juillet 1990 nous avons respectivement'
" B If, " M " et " B ".
Les structures ne pourront être expliquées qu'après une étude plus approfondie
incluant des mesures des vents neutres, des champs et courants électriques
ionosphériques.
La structure dominante aux latitudes basses est du type" M " , " R " et
" B ",
Nous avons déterminé les valeurs moyennes des positions et des intensités
des crêtes pour l'échantillon des jours calmes sélectionnés :

---

46
Positions des crêtes (jours calmes)
DAKAR (1986)
OUAGADOUGOU (1986)
Tm (matin) = 10h14-11h07 TL
= 9h 4-9h48 TL
T
= 16h 52-21h3 TL
s (soir)
= 15h39-18h34 TL
DAKAR (1990)
OUAGADOUGOU (1990)
Tm = 8h47-11h42 TL
Tm = 8h35-9h23 TL
T
T
s =14h49-18h02 TL
s = 15h51-17h13 TL
Avec l'indice (s) pour le soir et (rn) pour le matin.
Nous constatons que la position horaire moyenne des crêtes présente un
décalage horaire entre les deux stations.
Ces positions nous serviront de repère pour les études de cas (crêtes normales
et anormales). Ces valeurs nous donnent un simple aperçu de la position des
crêtes. Une étude, plus détaillée, avec un nombre plus important de stations,
permettra d'avoir des résultats plus complets donc plus probants. Les figures ill-
2.2a, ill-2.2b, et ill-2.2c présentent pour 3 journées de 1990 les variations diurnes
de la fréquence critique de la couche F2 pour les stations de Ouagadougou,
Dakar et Lannion
Une explication serait hasardeuse; des études futures nous permettrons de
proposer une réponse. La dispersion autour de ces valeurs est donnée par les
valeurs des écarts types :
Ecarts Types
DAKAR (1986)
OUAGADOUGOU (1986)
ô, =049
,
s, =0,36
B. =1,46
B. = 2,09
DAKAR (1990)
OUAGADOUGOU (1990)
B
s.;
m =1,46
0,39
B. =1,61
B. = 0,68

---

47
Dans le tableau ci-dessous, nous avons calculé les fréquences moyennes.
Fréquences moyennes
DAKAR (1986)
OUAGADOUGOU (1986)
Im= 9,34 MHZ
Im= 7,8 MHZ
Is = 10,17 MHZ
Is = 8,1 MHZ
DAKAR (1990)
OUAGADOUGOU (1990)
lm = 12,42 MHZ
lm = 13,56 MHZ
Is = 12,42 MHZ
Is
= 13,8 MHZ
Nous constatons que les intensités moyennes des crêtes
(1) sont presque les
mêmes à DAKAR et à OUAGADOUGOU. La valeur moyenne est inférieure à
celle que l'on trouve au maximum de la cellule Nord. Les deux stations sont
donc dans la gouttière c'est à dire dans le creux de densité équatoriale.
ffi-2.2 Transition saisonnière de foF2 pour les jours calmes
ANNEE 1986
Solstice de Novembre à Février
Au solstice, de Novembre à Février les deux stations de basses latitudes ont
presque la même morphologie à crêtes assez faibles. Le point subsolaire (point
à haute pression atmosphérique) est en dehors du jet dans l'hémisphère sud,
assez loin pour établir un flux trans-équatorial.
Entre fin Janvier et début Mars les pics diurnes se manifestent et se renforcent.
Au solstice d'hiver le bulge de pression thermosphérique est loin pour établir
un flux trans-équatorial très peu étendu et important. Les stations de DAKAR
et de OUAGADOUGOU sont presque tous les jours sous la gouttière
équatoriale.

---

48
Début transition Février- Mars
Les mois de Février et Mars marquent une transition. Le bulge de pression
thermosphérique entre dans la zone du jet du côté hémisphère sud, et, envoie
un flux de jour vers la cellule Nord à travers l'équateur. DAKAR est souvent
incluse dans la cellule Nord, la foF2 y est croissante. La double crête diurne
commence à se développer. Dans la journée du 20 mars 1986, nous assistons au
début du renversement" R ", Cette structure isolée serait due à des
phénomènes physiques qui auraient eu lieu le matin.
Début Avril à mi-Août 1986
Le bulge est au Nord de l'équateur magnétique et envoie le flux de jour vers la
cellule tropicale Sud. Les foF2 sont faibles à DAKAR et à OUAGADOUGOU
même lorsque les crêtes du matin ou de l'après-midi existent. L'intensité des
crêtes serait modulée par les valeurs du champ électrique.
Septembre à Novembre
La situation est comparable à celle de la transition de Février-Mars.
Novembre-Décembre
Situation comparable à celle de Novembre à Février.
ANNEE 1990
Les variations saisonnières des jours calmes en maximum d'activité solaire
sont très complexes. En effet les séries de 1990 ne s'ordonnent pas du tout
comme celles de 1986. D'une part le gradient de densité aux frontières de la
gouttière équatoriale est moins accentué, la production reprenant une part
dominante sur les transports dans la structure équatoriale; d'autre part il
semble que les modes de marées thermosphériques d'ordre impair créent
beaucoup plus de flux divergents ou convergents centrés sur l'équateur
géographique, qui atténuent et déforment les variations saisonnières.
L'étude de ces modes reste à faire sur les séries les plus continues possibles de
mesures des vitesses méridiennes.

---

49
III-2.3 Variation saisonnière des densité électroniques, médianes mensuelles
La variation de la foF2 les jours calmes nous révèle deux morphologies
différentes pour les stations de DAKAR et de OUAGADOUGOU (tableau ci-
dessous) :
Morphologie
DAKAR 1986
OUAGADOUGOU 1986
"B"
Jan vier à Mars
Janvier à Novembre
Octobre-Novembre
/IR"
Avril à Septembre
"M"
Décembre
Décembre
Morphologie
DAKAR 1990
OUAGADOUGOU 1990
"B"
Janvier à Mars
Janvier à Novembre
/IR"
Avril à Août
"Mil
Décembre
Décembre
Les foF2 de OUAGADOUGOU ne présentent jamais la morphologie type" R " ;
celles de DAKAR ont trois formes " B ", " R ", " M " ; avec une particularité
pour la forme" R" de DAKAR(1990) : la crête du soir est un peu arrondie.
Dans le tableau ci-dessous, nous avons rassemblé les valeurs moyennes des
fréquences critiques foF2, pour les crêtes du matin et du soir, à Ouagadougou et
Dakar:
crête du matin
crête du soir
DAKAR (1986)
10,31 MHZ
10,3 MHZ'
OUAGADOUGOU (1986)
7,6 MHZ
8,6 MHZ
DAKAR (1990)
14,42 MHZ
13,7 MHZ
OUAGADOUGOU(1990)
13,02 MHZ
13,64 MHZ
L'intensité des crêtes en moyenne est plus forte à DAKAR qu'à OUAGADOUGOU.
Les crêtes de DAKAR sont en moyenne plus intenses à cause de la latitude
géographique. Le contraste saisonnier aux solstices (Juin et Décembre) est dû
aux vents neutres En juin, L'accumulation est déjà forte au passage subtropical
de la crête elle s'amincit et traverse la latitude de DAKAR en décroissant vers

---

50
l'équateur. Au solstice d'été (Juin), la crête Nord est exposée de jour au vent
Nord-Sud qui l'affaiblit et l'étale au sud du subtropique.
1II-2.4 Variation en fonction du çycle solaire
La comparaison des données obtenues durant une année de minimum solaire
(1986) et une année de maximum solaire (1990) montrent que la morphologie
est plus nette en période de minimum d'activité solaire. Les formes sont plus
marquées et la gouttière équatoriale plus large.
La production étant plus intense en période de maximum d'activité solaire, les
crêtes de la foF2 sont plus intenses en 1990 qu'en 1986.
La position horaire des crêtes en latitude est indépendante de l'activité solaire.
Les densités et les températures du plasma, plus fortes et plus homogènes,
limitent les flux de diffusion parallèle au maximum. La recombinaison réduit
les densités sur les frontières externes des deux cellules tropicales.
La variabilité d'un jour à l'autre observée sur ces périodes de calme
magnétique est due au couplage des mouvements de dérive du champ
électrique zonal de la dynamo locale, avec les effets équatoriaux de la structure
intertropicale de grande échelle.
Le passage équatorial des crêtes en début de matinée (et parfois en fin d'après-
midi), et le transport du plasma entraîné par le vent neutre subissent des
variations à plus long terme que celles des indices magnétiques avec des
oscillations de marée.

---

51
CHAPITRE IV
IV- ETUDE DES VARIATIONS DE LA FREQUENCE CRITIQUE fOF2 POUR
DES PERIODES SELECTIONNEES: CAS D'ORAGE
IV-l Etude de la période du 1er au 14 juin 1978
IV-1.1 Contexte géophysique et études précédentes
Caractérisation du contexte géophysique
Le contexte géophysique est analysé à partir des indices magnétiques qui
permettent de classer les jours de cette période en fonction de l'activité
magnétique. Les indices magnétiques que nous aurons à utiliser au cours de
cette étude sont les suivants: Kp ou Km, AU, AL, Dst. Les définitions de ces
indices sont données en annexe.
Analyse de l'indice Kp (figure IV-1.V
Pour la période qui nous intéresse, deux jours sont très calmes: les 9 et 14 juin.
~ Kp s 16 avec tous les Kp s 2
Sept jours sont moyennement perturbés: les 1,6, 7, 8, 11, 12, 13 juin.
16 s ~Kp s 24
Les autres jours ont une valeur supérieure à 25, ils sont classés dans la catégorie 11
perturbés JI :
le 2-6-1978
(Lkp = 42)
le 4-6-1978
(Lkp =27)
le 3-6-1978
(Lkp = 31)
le 5-6-1978
(Lkp = 33)
le 10-6-1978
(Lkp = 26)

---

52
Analyse des indices
AU et AL
Les indices magnétiques auroraux permettent d'identifier les caractéristiques
des électrojets auroraux. Leurs variations nous renseignent sur l'occurrence ou
non d'un orage. Le tableau des valeurs des indices AU-AL (non présenté dans ce
document) montre l'existence d'un début d'orage pour les dates du 2 et du 10
juin 1978.
Les courbes du 2 juin 1978 et du 3 juin 1978 (figure IV-1.2, panneaux du haut)
nous montrent une variation très intense de manière symétrique de part et
d'autre de la ligne de niveau. La courbe du 2 juin 1978 nous permet de situer le
début de la perturbation vers 6h TU. Sur les courbes du 10 juin 1978 et du 11
juin 1978 (figure IV-1.2, panneaux du bas) la perturbation qui a débuté après 8h
le 10 se prolonge le lendemain 11 jusqu'à 12h. Elle est moins intense que celle
des 2 juin et 3 juin 1978.
Evolution de l'indice équatorial Dst
Le Dst nous aide à suivre les différentes phases d'un orage. Il nous renseigne sur
l'état d'activité du courant annulaire antérieur à l'événement dans la
magnétosphère. Les différentes phases de l'orage (figure IV-1.3) sont les
suivantes:
Le 2 juin 1978 est un jour d'orage.
Un
premier début brusque (ssc : sudden
storm commencement) est observé le 1er juin à 21h43 TU, il est suivi d'un
deuxième début brusque le 2 juin à 9h13 TU.
La phase de compression de l'orage s'étend du 2 juin 9h TU au 2 juin à 14h TU.
Le Dst croît d'une valeur de 2Y à une valeur de 23Y (I Y = 1nT).
Durant cette phase de compression nous distinguons deux sous-orages. Le
premier le 2 juin de 9h à 10h TU, le second le 2 juin de 13h à 14h TU. Pendant la
phase de compression le Dst varie de la manière suivante: à 9h TU il est égal à -
2Y, à 10h il monte à 26Y ; ensuite à llh TU il amorce une phase descendante:
21y pour atteindre le niveau zéro à midi. Dans l'après-midi le Dst remontera à
3Y à 13h TU. A partir de 13h TU il fait un saut brusque jusqu'à une valeur égale
à 23Y à 14h TU.
La phase principale est courte et s'étend de 14h à 17h TU. La période de
recouvrement commence à 17h TU et se prolonge les jours suivants
(MAZAUDIER, 1985).

---

53
Le 3 juin 1978, nous observons la phase de recouvrement avec prolongement de
la perturbation pendant toute la matinée ; puis retour au calme les jours
suivants.
Le la juin 1978 est un jour d'orage avec un début brusque le la juin à 8h24 TU.
La phase de compression est comprise entre 8h TU et 10h TU L'évolution du
Dst se fait de manière croissante, de 2'Y à 36'Y entre 8h et 10h TU en passant par
2S'Y à 9h TU.
La phase principale est plus longue que la phase de compression, elle débute à
18h le la juin et se termine à 23h. Le retour au calme se poursuit les autres
jours.
Les études radar antérieures aux moyennes latitudes vont nous permettre de
faire une meilleure caractérisation des mécanismes agissant à grande échelle
Les études radar précédentes
Les études faites sur les données du radar à diffusion incohérente de Saint-
Santin (MAZAUDIER, 1983; MAZAUDIER et AL., 1984; MAZAUDIER et AL.,
1987) ont permis d'identifier les mécanismes grande échelle agissant durant cette
période dans le secteur africain Nord; ils sont récapitulés dans le tableau ci-
dessous:
Jour de juin
Mécanismes actifs trouvés: signatures suffisamment
1978
caractéristiques sur les données radar
1 juin
Marées régulières
pas d'électrojet auroral Est
•
2 juin
début d'orage
convection magnétosphérique dominante
dynamo ionosphérique perturbée
électrojet auroral Est
3 juin
convection magnétosphérique
dynamo ionosphérique perturbée dominante
pas d'électrojet auroral Est
4 Juin
début d'orage
convection magnétosphérique dominante l'après-midi
électrojet Est
dynamo ionosphérique perturbée

---

54
5 juin
convection magnétosphérique dominante l'après-midi
dynamo ionosphérique perturbée
électrojet auroral Est
6 juin
Marées régulières
convection magnétosphérique faible dans l'après-midi
électrojet auroral Est
7 juin
jour moyennement perturbé
pas d'électrojet auroral Est
8 juin
jour moyennement perturbé
pas d'électrojet auroral Est
9 juin
Marées régulières
jour référence calme
pas d'électrojet auroral Est
la juin
début d'orage
convection magnéto sphérique dominante
dynamo ionosphérique perturbée
électrojet auroral Est
11 juin
dynamo ionosphérique perturbée dominante
pas d'électrojet auroral Est
12 juin
jour moyennement agité,
pas d'électrojet auroral Est
13 juin
Marées régulières
jour référence calme
pas d'électrojet auroral Est
14 juin
Marées régulières
•
jour référence calme
pas d'électrojet auroral Est
IV-1 .2 Analyse des données équatoriales: station de Ouagadougou
Le but de cette étude n'est pas de trouver une réponse à tous les aspects
morphologiques que nous aurons à rencontrer; mais d'essayer dans un premier
temps de trouver une morphologie caractérisant les mécanismes les plus
marquants agissant à grande échelle sur l'ionosphère.
Nous sommes au mois de juin, le point subsolaire est dans l'hémisphère Nord.
Cette position par rapport à l'équateur géographique produira un vent neutre
Nord-Sud qui joue un grand rôle dans le profil du paramètre foF2. L'analyse

---

55
jour par jour nous permet de donner les caractéristiques suivantes (les Tableaux
pages 87 à 93 résument la description qui suit) :
Le jer juin, le champ électrique vers l'Est est peu intense; la foF2 présente une
forme de type" B " pas très nette. Les crêtes sont très faibles et celles du matin se
forment un peu tard dans la matinée (vers 12h TL). Nous distinguons à peine le
creux de midi. Nous avons presque un dôme le matin. L'effet" fontaine" est
faible.
Le 2 juin 1978, la foF2 a deux pics très rapprochés de faible
intensité. Les
périodes horaires des pics foF2 sont en dehors des intervalles normaux de jours
calmes (Chapitre III, position moyenne). La montée du matin se fait plus
lentement que pendant l'effet
" fontaine " Nous sommes plus près du type
dôme que du type" B ". L'effet" fontaine" est atténué.
Les études radar
précédentes aux moyennes latitudes et le contexte géophysique montrent que
nous sommes dans un jour perturbé. Le palier et la descente à Lannion, de foF2
près de 10h TL, sont produits par la chute brusque du champ électrique traduit
par la composante H de Bangui (figure IV-lA). Le magnétogramme de Bangui
révèle deux chutes brusques de H (donc du champ électrique normal) à 12h et
16h TL. Ces deux accidents produisent des accroissements simultanés à Lannion
et à Ouagadougou, signature typique de variations globales. Cette remontée
d'ionisation de forme" sinusoïdale" laisse penser à une fluctuation du champ
électrique global. La variation simultanée de cette caractéristique à Lannion
confirme cet effet. Une série de mesures du champ des hautes aux basses
latitudes donnerait une interprétation plus sûre. Le chauffage subauroral a
débuté le 2 juin à 9h TU et
jusqu'au matin du 3 juin vers 9h ru (tableau des
Kp, figure IV-1.1).
Le 3 juin 1978 est le deuxième jour de la perturbation aurorale; la morphologie
de la foF2 est du type " R " aplati au sommet. Nous assistons à une
accumulation d'ionisation de 13h à 19h. Ce renforcement est dû aux effets
conjugués de vent neutre et de dynamo perturbée.
Le 4 juin 1978 est un jour perturbé: la foF2 est du type" P " avec une légère
remontée de l'ionisation à partir de 19h TL. L'effet" fontaine" est atténué par
l'affaiblissement du champ électrique global vers l'Est.

---

56
Le 5 juin 1978 est un jour très perturbé. La forme de la foF2 est du type" P ".
L'effet" fontaine" est atténué avec un début de renforcement de l'ionisation au
matin. La dynamo perturbée revient au calme (tableau Kp) vers 12h TL.
Le 6 juin 1978, la foF2 est du type " B ", C'est un jour " calme". Les faibles
perturbations en zone aurorale du 5 juin n'atteignent pas l'équateur, l'effet"
fontaine" est normal. La perturbation créée par l'orage du 2 juin 1978 ne s'est
arrêtée que le 6 juin 1978; les phases de compression initiale et de disparition
ont duré environ 20 heures.
Le 7 juin 1978, la foF2 a une morphologie du type" R ", C'est un jour
moyennement perturbé. La faible" fontaine" est contrariée par le vent neutre
créant une dissymétrie avec un pic vers 17h TL.
Le 8 juin 1978 présente une foF2 de type " B ". Les crêtes sont faibles; la "
fontaine" est entraînée par un faible flux de dérive.
Le 9 juin1978 est un jour de référence très calme. L'effet" fontaine" est bien
établi, mais il reste encore faible; nous observons un type " B " faible, avec
progression en 1h30 de la crête foF2 du matin
entre Ouagadougou (9h30 TL) et
Dakar (llh TL).
Le 10 juin 1978 est un jour d'orage. Nous avons cependant la même
morphologie que le 9 juin 1978 jour très calme : la perturbation n'a pas encore
d'effet significatif au niveau des basses latitudes.
Le jour suivant, Il juin 1978, nous retrouvons une forme plutôt dôme que
crêtes à Ouagadougou. C'est la forme que l'on trouve le plus souvent le
lendemain d'un orage. La perturbation qui a débuté le 10 juin en zone aurorale
est maintenant parvenue à l'équateur.
Le 12 et 13 juin 1978 sont des jours moyennement calmes, la foF2 est sous forme
" P " avec un léger début du type" B ", La perturbation dynamo est encore
présente. La forme" B " poursuit son évolution jusqu'au 14 juin qui est un jour
très calme. Le faible effet" fontaine" en ce jour explique l'intensité des crêtes.

---

57
IV-2 Etude de la période du 20 au 28 mars 1979
V-2.1 Contexte géophysique et études précédentes:
Contexte géophysique
Analyse de l'indice Kp (figure IV-2.V :
Du 20 au 28 mars 1979, nous distinguons deux jours très calmes: les 20 mars et
21 mars 1979 ; trois autres moyennement perturbés : les 23, 24 et 27 mars; les
autres jours sont perturbés:
le 22 mars 1979 avec
= 311
le 25 mars 1979 avec
= 281
le 26 mars 1979 avec
= 311
le 28 mars 1979 avec
= 361
Analyse des indices auroraux AU et AL
Les courbes des AU et AL (figure IV-2.2) nous indiquent une grande variation
des indices magnétiques auroraux. La variation de l'indice AL sera la plus
marquée surtout entre 12h TU et 15h TU le 22 mars 1979. Les variations du 25
mars 1979 sont assez faibles comparées à celles du 28 mars 1979, fortes et
régulières.
Analyse du Dst (figure IV-2.3)
L'analyse du Dst, nous permet de définir les phases de l'orage du.22 mars 1979
identifiées par les indices auroraux.
Le début brusque est observé le 22 mars 1979 à 8h 26 TU, il est suivi d'une phase
de compression qui s'étend jusqu'à 17h TU. Elle évolue de la manière suivante:
à 8h elle vaut 91, croît ensuite jusqu'à 361 entre 9h et 10h TU, avec une valeur
égale à 241 à 9h TU. La phase principale sera plus longue, elle durera 7 heures:
de 10h à 17h TU. Le temps de retour à la normale va débuter à 17h TU le 22 mars
1979 et se poursuivre jusqu'au 25 mars 1979 à 8h TU. Le 28 mars est très agité.
Cette agitation est précédée d'un début de matinée très calme de 4h à 8h TU.
Les études radar précédentes
Les études faites précédemment aux moyennes latitudes avec les données du
radar à diffusion incohérente de Saint-Santin ont permis là encore, d'identifier

---

58
les mécanismes à grande échelle agissant durant cette période. Ils sont
récapitulés dans le tableau ci-dessous:
Jours de Mécanismes actifs trouvés: signatures suffisamment
mars 1979
caractéristiques sur les données de radar
20 mars
Marées régulières
jour référence calme
pas d'électrojet auroral Est
21 mars
Marées régulières
jour référence calme
pas d'électrojet auroral Est
22 mars
jour d'orage
convection magnétosphérique dominante
électrojet auroral Est
23 mars
dynamo ionosphérique perturbée dominante
pas d'électrojet auroral Est
24 mars
jour moyennement perturbé
25 mars
convection magnétosphérique après-midi
électrojet auroral Est
26 mars
convection magnétosphérique après-midi
électrojet auroral Est
27 mars
convection magnétosphérique après-midi
électrojet auroral Est
28 mars
convection magnétosphérique après-midi
électrojet auroral Est
IV-2.2 Analyse des données équatoriales
L'analyse des données équatoriales pour la période du 20 au 28 mars 1979 se fera
de la même manière que pour la période du 1er au 14 juin 1978. Le point
subsolaire est au niveau de l'équateur géographique donc au voisinage de
l'équateur magnétique pendant le mois de mars. Les vents neutres (divergeant
vers les pôles) semblent être très peu intenses à Ouagadougou durant cette
période (tableaux pages 94 à 96). Nous présentons le tableau résumé des
mécanismes agissant à grande échelle pendant cette période. Le 20 mars 1979 est
un jour très calme. La variation de foF2 présente un maximum prononcé le
matin mais il n'apparaît seulement qu'à 10h TL avec une légère remontée de
l'ionisation le soir vers 18h TL : c'est le type
M
L'effet" fontaine
est faible.
JI
JI.
JI
La foF2 du 21 mars 1979 est du type
B " avec une dissymétrie des crêtes (la crête
JI
du soir est très faible devant celle du matin).
Le vent neutre est encore ici

---

59
responsable de cette structure.
L'effet "fontaine" est encore faible. Ces deux
jours très calmes nous serviront de référence pour l'analyse des cas perturbés.
Nous remarquons une différence de morphologie entre ces jours et les jours
perturbés.
Les variations du premier jour d'orage 22 mars 1979 sont exemplaires. Le champ
électrique zonal (figure IV-2.4) est renforcé d'environ 3 mv m- 1 de 9h à Tlh TU
et de 13h à 15h TU, avec deux chutes successives vers 12h et 16h TU. Les foF2
comparées de Lannion et de Ouagadougou montrent le fort accroissement du
passage de crête subtropicale superposé à celui de Lannion, avec une chute
parfaitement simultanée à 12h TL (figure IV-2.5); la crête Nord a déjà dû être
déplacée au delà de Ouagadougou par diffusion vers le Nord. La remontée de
l'ionisation en altitude et en densité dans la gouttière accroît la densité foF2 à
Ouagadougou. Le champ électrique du jet équatorial semble moins fort et sa
diminution à 20h TU ne produit qu'un très faible accroissement local de foF2 à
Ouagadougou. Le chauffage se prolongera jusqu'au lendemain 23 mars.
Le 23 mars un dôme est observé au lieu de l'affaiblissement de midi. Le vent
transéquatorial Sud-Nord (plus ou moins affaibli par le chauffage auroral) ne
déforme que peu la structure en dôme. Dans la zone équatoriale le jet équatorial
est réduit, de 150 à 100Y
. Sur la figure IV-2.6 (MAZAUDIER and
VENKATESWARAN,1990), le panneau du milieu représente la composante H
observée à Addis Ababa.
Les 24, 25, 26 mars
sont des jours de dynamo moyennement perturbée. Ces
jours présentent tous un pic le matin" M " créé par une" fontaine" normale
mais renforcé par le vent neutre comme le 20 mars. Le pic du soir a disparu peut
être à cause de la convection de l'après-midi qui stopperait l'effet" fontaine ". La
crête du matin s'aplatit encore plus le 27 mars 1979 pour donner la forme" P ".
Le 28 mars est très perturbé. La morphologie de la foF2 est différente de celle des
jours précédents 25, 26 et 27 mars 1979. Nous observons un type" B " très
accentué avec un creux très profond (4 MHZ environ). L'évolution horaire est
aussi bien normale. L'effet " fontaine " est bien net. Ce jour semble se
comporter comme un jour normal, mais c' est vraiment un jour particulier, où
la perturbation de champ électrique" simule" l'amplification équatoriale de
jour calme.

---

60
IV -3 Synthèse des résultats expérimentaux
La résultante des variations physiques de te~ps perturbé fait intervenir
plusieurs effets décalés en temps universel:
1) les discontinuités du champ électrique global, simultanées en tout point du
globe, mais qui produisent des effets de dérive induite plus intenses à
Ouagadougou et à Dakar qu'aux moyennes latitudes,
2) les
variations de vent neutre transéquatorial associées au chauffage
thermosphérique,
3) la propagation des effets de dynamo perturbée de la frontière subaurorale aux
latitudes équatoriales. En conséquence les jours perturbés doivent montrer
fréquemment des maxima d'après-midi type
R ", La cellule Nord d'après-midi
JI
en juin, donne sous l'effet de la dynamo perturbée un reflux de plasma au-
dessus de Ouagadougou. La variation du champ électrique global donne
souvent des formes de " B " anormal en période d'orage magnétique.
Dans la période du 20 au 28 mars 1979, les jours moyennement perturbés
présentent souvent un pic du matin, renforcé par l'effet du vent neutre, ou bien
un dôme (23 mars 1979) créé par un flux stationnaire d'ionisation.

---

61
CHAPITRE V
V- LE PROJET ANNEE INTERNATIONALE DE L'ELECTROJET EQUATORIAL
(AIEE)
v-i, Présentation du Projet
V-1.1 Les grands problèmes posés par l'AIEE
ils comportent quatre volets majeurs:
1 0 Étude de la modélisation du SR équatorial
par les interactions neutres-plamas dans les divers régimes de courant en
fonction de l'activité magnétique (FORBES et ROBBLE 1986),
-
par la détermination du transfert entre modes d'ondes planétaires, de marées
et d'ondes de gravité et acoustiques (R. BERNARD, 1978),
- par l'étude des dissymétries saisonnières et leur instabilité (méso-échelle ) aux
passages d'équinoxe magnétique en Afrique de l'Ouest (et au Brésil)'; suggéré en
1989 par P. VILA.
2 0 Analyse électrodynamique des instabilités des
Es équatoriales :
-
par la détermination de l'établissement au lever du soleil
par la détermination du choc électrostatique et thermique au coucher, nous
ferons la comparaison des régimes de vitesses de la veine centrale et des ailes
latérales Nord et Sud et de leur relation avec les profils d'instabilité (A. M.
SINGH et K. COLE, 1987).
3 0 Évolution comparée de la fontaine d'Appleton
Elle comporte l'étude de la dérive de Hall et de la diffusion parallèle et de la
diffusion forcée dans la structure intertropicale (STENING, 1992).

---

62
4 0 Étude des couplages multi-échelles du F diffus,
Ce volet nous mènera :
- à la détermination des sources du "F diffus" au coucher
- à l'étude des bulles de "F diffus" et de leur stabilité après le coucher et en
fin de nuit (montée, stagnation et extinction de la bulle)
- à l'étude des transferts d'instabilité du type Kelvin-Helmoltz des
frontières des bulles à la population micro-échelle de type II
- au mécanisme périodique "cyclé" des ions météoriques (FAYNOT et
VILA, 1979).
V-1.2 Description des expériences de l' A.I.E.E
La figure Y.1 décrit le système expérimental en cours d'implantation.
A) Dans la zone équatoriale Ouest Africaine: ISDN - OSDN région gouttière:
Mali, Sénégal, Burkina Fasso, Côte d'Ivoire deux ensembles seront concentrés:
1 0 Chaînes méridiennes permanentes classiques
- trois ionosondes (à Dakar, Ouagadougou, et Korhogo) qui produiront quatre
(ou plus) sondages verticaux par heure (C.N.E.T /Lannion) et seront complétées
par le radar-sonde (C.E.A) à Lamto (RCI) .
- dix magnétomètres tri-composantes Mosnier, ORSTOM (Dakar),
- dix telluromètres.
2 0 Interféromètres dynamiques
Nous aurons deux types d'appareils:
a) deux radars HF multifonction, multifréquence (spectre Doppler et de
puissance) :
- sondages Est-Ouest rapprochés sur le jet de jour,
- vitesse Doppler en exploration spectrale proche,
- tir Nord-Sud sur les gradients F2,
- poursuite des strates matinales de région F,
- poursuite du "F diffus" de nuit(dès le coucher de soleil);
le radar-sonde C.E.A sera installé et fonctionnera durant le premier semestre de
l'année 1993 à Korhogo, en 1993. li sera ensuite installé à Lamto. Le radar-sonde
LE1TI à Korogho sera implanté durant le dernier trimestre 1993.

---

63
b) un interféromètre optique Fabry-Perot qui nous permettra de mesurer la
vitesse et la température de l'atome d'hydrogène (0) pendant les nuits claires
sans lune.
B) Dans les zones tropicales Nord et subtropicale Sud:
28° Nord, Tamanrasset (Algérie): il y aura un ionosonde et un magnétomètre
(LA COUR)
08° Nord, liorin (Nigeria) : il y aura une ionosonde et un magnétomètre
C) En inter-zone
a) établissement d'une liaison Dakar- Lamto,
b) la fonction studio du radar LETTI (à des distances de 500 à10000 km).
V-1.3 Organisation du projet
Organisation planétaire du projet
Le projet Année Internationale de l'Electrojet Equatorial est organisé à
l'échelle planétaire, de nombreux pays y participent dans les différents
secteurs de longitude. Dr ABDU (Brésil) assure la coordination générale
du projet.
Le travail est ensuite organisé suivant trois régions:
- Amériques : coordination Brésil
- Afrique-Europe : coordination du Nigéria et de la France
- Inde-Asie- Pacifique: coordination de l'Inde.
Les campagnes de mesures ont commencé en septembre 1991. La .figure
V.2 donne la liste des instruments impliqués dans les différents secteurs
de longitude.
Il a été décidé de fonctionner durant les jours mondiaux du calendrier
géophysique et durant des périodes intensives choisies pour diverses
raisons:
- janvier 1992 : étude de la couche F sporadique
- juin 1992 : coordination avec missions satellites (demandé par
l'Inde)
- décembre 1992 et janvier 1993 : coordination avec le programme de
mesures
Middle Atmospheric studies (demandé par la France)
D'autres campagnes sont à planifier.

---

64
Trois centres régionaux de données seront mis en place: La France et le
Nigéria auront la responsabilité du centre de données Europe-Afrique.
La France et le Nigéria organiseront en Argentine en août 1993 la session
scientifique sur les premiers résultats de l'Année Internationale de
l'Electrojet Equatorial.
Liste des participants
dans le secteur Afrique-Europe
AFRIQUE
Algérie
* Haut Commissariat à la Recherche, CRAAG (Centre de Recherche en
Astronomie Astrophysique et Géophysique).
Sénégal
* Université Cheikh Anta Diop, départment de physique.
* ORSTOM
(Institut français
de Recherche Scientifique pour le
développement en Coopération), Centre de Dakar.
* Station CNET, Dakar-Cambérène, Sénégal.
Côte d'Ivoire
* Faculté des Sciences d'Abidjan, Département de Physique.
* Station géophysique de Lamto (A.D.E.GE.C.I.).
Nigeria
* University of Ilorin, Faculty of Science, Department of physics.
* University of Obafemi, Alowo.
* University of Calabar.
* Anambra State University of Technology
Burkina Faso
* Station CNET, Ouagadougou.
Mali
* ORSTOM, Centre de Bamako.
EUROPE
France
* IPGP (Institut de Physique du Globe de Paris).
* ORSTOM (Institut français
de Recherche Scientifique pour le
développement en Coopération), Centre de Bondy.
* CEA (Commissariat à l'Energie Atomique), Centre de Bruyères le Châtel.

---

65
* CNET (Centre National d'Etude des Télécommunications).
* LAB/MER/PTI.
* CNRS/ CRPE (Centre de Recherche en Physique de l'Environnement).
* Université Paris Sud (UPS)
* LETTI (Laboratoire d'Etude des Transmissions Ionosphériques).
* Laboratoire de Physique de la Terre et des Planètes.
Espagne
* Observatorio d'Ebre, 43520 Roquetes, Tarragona, Espagne.
Allemagne
* Institut für Geophysik der Universitât Gôttingen, Herzberger Landstrabe
180, Postfach 2341, 0-3400 Gôttingen.
Angleterre
>10 UCL (University College London).
AMERIQUE DU NORD
>10
NCAR (National Center for Atmospheric Research), HAO (High
Latitude Observatory),
CHINE
>10 Academy of Art of China, Section of Art and Technology, Pékin.
Organisation du travail
dans le secteur Afrique-Europe
Dans le secteur Afrique-Europe, une cellule assume la coordination globale du
projet (voir figure V.3) et notamment l'information sur l'ensemble du projet
par la lettre mensuelle de l'Année Internationale de l'Electrojet Equatorial.
D'autres cellules assurent les fonctions essentielles du projet:
- recherche et encadrement
- conseil scientifique
- enseignement
- base de données
- logistique
- coordination locale sur les différents pays
Chaque cellule se donne des objectifs et un calendrier lors des réunions de
coordination du Comité national français pour l'AIEE. La cellule de
coordination vérifie que les objectifs soient atteints dans les temps définis.

---

66
V-2 Les études à developper
La première avancée technologique du projet est l'accès simultané aux
paramètres dynamiques du milieu dans les échelles spatio temporelles
significatives:
- Analyse spectrale des oscillations magnétiques, des vitesses (radar) Doppler
- Études d'instabilités par les spectres de puissances des diverses structures
inhomogènes de plasma, en profils verticaux, en structure micro-turbulente
interne
- mesures simultanées multifréquence du plasma et du milieu pour déterminer
les oscillations-sources.
La seconde innovation sera le pilotage en temps quasi-réel des sondages
d'interférométrie dynamique. On disposera pour le radar HF C.E.A d'une
ionosonde incorporée. Le pilotage à Korhogo devra utiliser les visualisations
des instruments classiques: magnétomètre et ionosonde. En effet, les chapitres
ID et IV précédents ont montré la nécessité de mieux comprendre les variations
jour à jour de la dérive Hall et des vents neutres dans les coquilles magnétiques
de l'électrojet central des ailes latérales et de la région F équatoriale. Le
développement des deux radars HF est le seul moyen de remplir ces objectifs.
On devra donc sur le terrain tirer profit des séries de profils du début de
matinée et du début de nuit pour opérer le choix optimal entre les modes
sondés par le radar HF des heures à venir, et suivre
les résultats afin de
permettre au système de définir le mieux possible la dynamique du plasma
ambiant. Cette contrainte sera particulièrement importante pour le programme
du radar HF du LETTI (et pour la future liaison multicanaux iflstrumentée
entre Dakar et Lamto par le GER PTT de Lannion). Enfin dans la phase II le
besoin de mesures simultanées concentrées entre les deux radars HF mettra en
jeu une liaison téléphonique biquotidienne entre les sites de Korhogo et de
Lamto.
V-2.1 Echelles de microstructures
Elles interviennent surtout dans l'électrojet équatorial de la couche E diurne, et
dans le "F diffus" nocturne.

---

67
Es équatorial (Ess, Esq)
Les profils d'ionosonde révèlent la morphologie en contrebas des strates
inhomogènes dans la région E inférieure à hmE. Grâce aux spectres radar HF
multifréquences du L.5.E.E.T à Addis Abbeba en 1977. HANUI5E et CROCHET
ont découvert le rôle des ondes neutres et l'importance probable des couplages
de modes associés aux types 0, 1, II des spectres de puissance. Mais le lien entre
cette dynamique locale et l'électrojet dans la veine centrale, dans les ailes
latérales et à l'interface entre ces éléments de courant sont très mal connus. Il est
évidemment inutile de faire cette exploration tous les jours, mais l'importance
d'échantillons représentatifs des différents régimes de l'électrojet pour les divers
types de phases lunaires pour les "saisons" caractéristiques de l'équateur
magnétique reste la principale mission.
Micro échelles du "F diffus"
Alors que le phénomène source est une instabilité de méso échelle (réduite à
quelques dizaines de kilomètres dans le sens transverse au champ magnétique)
les micro échelles de "F diffus" apparaissent dès le début du phénomène par
instabilité de gradient dérive (type II). Le couplage entre les gradients source et
le développement de cette micro-structure n'est examinée que de façon
théorique, et il reste un grand nombre de processus physiques à décrire
expérimentalement pour valider les modèles de production du F diffus, et
préciser sa topologie spatiale et son évolution au cour des phases de croissance
au coucher (et de maintien avant minuit). Pour les phases ultérieures où la
causalité est incertaine et probablement multiple, l'analyse séquentielle de nuits
avec mesure de l'interferomètre optique permettra de tester les modèles
empiriques du couplage entre la dynamique des oscillations noctumes, le cycle
des ions météoriques, et le peuplement en région F inférieure (puis les
coupures du "F diffus" (FAYNOT et VILA, 1979).
V-2.2 Méso-échelle
Là encore les radars constituent la pièce maîtresse du dispositif A.I.E.E. Ils
assureront les mesures décisives pour valider et préciser les hypothèses tirées
des seule morphologies comparées des foF2 des chapitres ID et IV.

---

68
Le mode de tir
Le mode de tir oblique Nord et Sud sur les gradients F2 de jour des cellules
tropicales est surtout à prévoir en fin de matinée et en fin d'après midi. Il
déterminera les gradients effectifs (par alternance de fréquences voisines), et les
vitesses d'évolution de ces frontières de cellules d'Appleton.
La poursuite des strates matinales
La poursuite des strates matinales de région F de jour donnera une idée de leur
épaisseur spatiale et de leur vitesse verticale, qu'il est important de comparer en
détail avec l'évolution de foF2 et avec le courant équatorial tiré des
magnétomètres.
Poursuite des bulles
La poursuite des bulles de "F diffus" donnera une description primordiale de
leur morphologie et de leur dynamique alternativement instable de la
formation du "F diffus" et quasi-stationnaire, pour son maintien à travers le
plasma F2 des tubes magnétiques équatoriaux.
V-2.3 Grande échelle
La combinaison des profils permanents en latitude des magnétomètres, des
ionosondes et des radars semble devoir fournir un tableau complet des
multiples
régimes
de vents,
champ électrique et courants
qui
sont
indispensables
aux modélistes
de l'interaction
globale soleil-terre et
atmosphère-thermosphère-ionosphère.
étude
de l'ëlectrojet en tant que partie d'un circuit électrique global ionosphère
/magnétosphère
(échelle planétaire)
La contribution du secteur Afrique/Europe portera notamment sur l'étude des
mécanismes mettant en jeu l'atmosphère terrestre (dynamos). Nous étudierons
la variabilité jour à jour du jet équatorial en fonction de la situation géophysique
planétaire
exprimée
en
terme
d'activité
solaire
et
de
perturbations
électrodynamiques planétaires de l'ionosphère . Nous analyserons plus
particulièrement les perturbations des courants électriques ionosphériques durant
les périodes d'orages magnétiques. L'un de ces mécanismes de perturbations est
la dynamo ionosphérique perturbée. L'énergie joule dissipée en zone aurorale

---

69
engendre, dans la thermosphère, des mouvements de l'atmosphère neutre
(ondes de gravité, cellule de Hadley entre le pôle et l'équateur) qui génèrent, par
effet dynamo, des perturbations des courants' électriques induisant des
modifications du champ magnétique terrestre.
Afin de valider les modèles de circulation existants ou en cours d'élaboration, les
données obtenues dans le cadre de l'AIEE seront combinées avec celles des
réseaux mondiaux permanents et celles obtenues par d'autres programmes
internationaux WITS (World Ionosphere Thermosphere Study), LTCS (Lower
Thermospheric Coupling Study) et STEP (Solar Terrestrial
Energy Program)
INTERMAGNET (réseau international de magnétomètres automatiques) etc....
Une étude au premier ordre de ces données nous permettra d'effectuer une
sélection de périodes-types pour lesquelles il sera possible de comparer
directement les séries mesurées et le comportement des modèles proposés.
La contribution française comprendra:
- l'acquisition d'un jeu de données à l'équateur durant l'AIEE (données radar
HF, ionosondes, magnétomètres, ...) à partir duquel on pourra établir des
classes de comportements types.
- l'analyse des données à l'équateur en relation avec d'autres observations
obtenues sur d'autres régions par les réseaux de mesures existants
(ionosondes, magnétomètres) ou
durant des campagnes coordonnées par
d'autres programmes (LTCS, WITS , INTERMAGNET, etc...).
- la constitution de bases de données pour des évènements sélectionnés.
- la modélisation des courants électriques à grande échelle et la validation de
ces modèles par les données recueillies pendant l'ensemble de l'AIEE.
- L'étude de l'influence de l'Electrojet Equatorial sur les mesures magnétiques
globales du champ interne (lithosphère et noyau).
~

---

70
CONCLUSION
Les données de l'ionosphère Ouest-Africaine ici rassemblées pour quelques
périodes typiques mettent en évidence les mécanismes classiques de la
thermosphère équatoriale. Ces mécanismes organisés par le champ magnétique
voisin de l'horizontale, structurent le plasma en coquilles semi-fermées sur le
milieu ionisé de part et d'autre de l'équateur magnétique jusqu'à des sommets
équatoriaux de 700 à 1 000 km d'altitude.
Nous avons utilisé les ionogrammes de DAKAR et de OUAGADOUGOU
fournis par le CNET-LANNION, et les avons comparé à ceux de LANNION. De
variations différentes entre les basses et moyennes latitudes sont observées,
excepté pour les perturbations de champ électrique globales. Cette analyse fait
ressortir trois aspects spécifiques essentiels des plasmas équatoriaux.
1. La veine centrale de l'électojet équatorial, ruban de courant amplifié sur
moins de la km d'épaisseur et environ 600 km de largeur Nord Sud dans la
couche E, est un axe inférieur de symétrie pour l'électrod ynamique des
basses latitudes, au point qu'on parlera de "saisons de l'équateur magnétique
africain", décalées par rapport à celles de l'atmosphère.
Nous n'avons pas encore de données spécifiques sur les instabilités Esq de
jour du plasma qui s'y développent. Celles-ci seront des objets d'études
poussées pour l'AIEE de 1993-94.
2. Par contre nous avons discuté l'occurrence des instabilités de "F diffus
équatorial" de nuit, géométriquement plus discontinu. Elles se rassemblent
sur des bulles sous-denses très allongées de tailles moyennes (100 km x
1 000 km), avec un spectre étendu de micro-dimensions (jusqu'à celles,
centimétriques, des gyrofréquences d'électrons).
A OUAGADOUGOU la phase de soirée est bien observée tout au long de
l'année 1986 (année dactivité solaire minimum, alors que les nuits de
maximum d'activité solaire de 1990 ne montrent que rarement une
extension notable du phénomène "F Diffus" en fréquence. Pour 1986, on
observe bien qu'une des causes de disparition des instabilités est le
développement de strates E sporadique de nuit; ceci confirme un processus
de coupure par la conductivité de Pedersen de ces strates, suivant la loi
d'équilibre de champ électrostatique, minimum "aux bornes" Est et Ouest
des Bulles.

---

71
3. A l'échelle plus étendue de la "gouttière" de l'ionisation équatoriale normale
au maximum de la couche F2 (300-500 km d'altitude), nous avons observé
deux types de variations diurnes.
a) Les jours calmes, plus faciles à interpréter au minimum d'activité solaire
de 1986, où on retrouve, atténuée, la trace du flux ascendant de dérive
HALL liée à l'électrojet équatorial maximum en jour calme. On y décèle
les discontinuités du matin et du soir; par comparaison entre les 3
stations de LANNION (France) DAKAR (frontière subtropicale)
OUAGADOUGOU (au Centre de la demi-gouttière au Nord), on a
déterminé les processus de vent neutre transéquatorial et les fluctuations
de "fon taine" .
b) Sur quelques séquences types de jours déjà bien interprétées pour la
latitude de St SANTIN (France), nous avons analysé les couplages
complexes entre la fluctuation de "fontaine équatoriale" et
les
perturbations de dérive dues au champ électrique global d'orage, les flux
de vent neutre de dynamo perturbée; ces derniers se composent avec le
vent ionique méridien de période calme selon les phases de perturbation,
s'y ajoutant ou s'en retranchant. Les extrapolations spatiales nécessaires à
l'interprétation de ces variations très distantes n'en donnent pas moins
un tableau presque complet des fluctuations observées : ces résultats
positifs sont de bonne augure pour les études beaucoup plus quantitatives
d'un modèle d'ionosphère ouest-africain de l'AIEE à venir. Elles nous
préparent à spécialiser plus efficacement les observations, et à atteindre
enfin la redondance qui permettra d'interpréter les diverses fluctuations
de façon plus cohérente. Les buts essentiels pour les équipes Euro-
africaines seront de participer au perfectionnement des modèles
théoriques
d'interaction
atmosphère-thermosphère
ionisée
dans
l'environnement terrestre mais dans le même temps de préparer
l'utilisation de l'ionosphère - réflecteur à des systèmes légers et modernes
de télécommunications aux basses latitudes.
Nous parvenons ainsi à dégager plusieurs résultats nouveaux:
1. Un schéma plus précis des fluctuations de la structure intertropicale: en
minimum d'activité solaire, la gouttière tropicale est large en latitude et
englobe presque toujours DAKAR ; tandis que pour les années de forte
activité, la zone subtropicale participe selon les phases diurnes et les types de
jours, soit de la gouttière, soit de la crête proche (côté nord).

---

72
2. Une étude détaillée des jours calmes pour la demi-gouttière équatoriale nord
d'Afrique de l'Ouest par la comparaison OUAGADOUGOU-DAKAR.
3. Une estimation des processus qui modifient les conditions de l'interface
gouttière-zone subtropicale. Cette discussion est a priori rendue complexe
par deux distorsions du tube magnétique de la région F au seuil de DAKAR:
ces tubes sont très fortement déviés vers l'Ouest, et d'autre part évasés du
sud Dakar (point magnétiquement conjugué de DAKAR) vers Dakar au
Nord..
Perspectives futures
En 1993, l'AIEE bénéficiera d'une chaîne d'ionosondes étendue vers le Sud à
KORHOGO «LAMTO) et vers le Nord à TAMANRASSET on pourra ainsi
étudier les effets de dissymétrie.
On disposera en même temps de données détaillées sur la source dynamo pour
l'amplitude des flux de "fontaine équatoriale" (Magnétomètres), sur les vents
ioniques,
sur les instabilités de plasma (Radar HF), et sur les vents neutres
associés (interféromètre optique). Dans un futur proche, KORHOGO pourra
également analyser les modes multiples de propagations équatoriales
anormales grâce au second radar LETTI.
Enfin dès le début de 1993 l'ionosonde de KORHOGO va jouer le rôle de
moniteur pour les fonctions multiples et les cadences optimales d'échantil-
lonnage de deux Radar HF de KORHOGO et LAMTO.

---

73
BIBLIOGRAPHIE
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---

77
ANNEXE A
Ionosonde
L'ionosonde est un sondeur à impulsion et à fréquence variable. Les sondages
ont pour but de localiser les couches ionosphériques et d'en mesurer les
hauteurs virtuelles en fonction de la fréquence (figure A-1). L'ionosonde est
composée de deux parties principales:
- un émetteur
- un récepteur
L'émetteur utilise la technique à impulsion et couvre une bande de fréquence
bien déterminée (1 à 22,5 MHZ par exemple). Les échos reçus sont détectés par
un récepteur accordé automatiquement à la même fréquence que l'émetteur.
Les échos subissent un traitement destiné à supprimer le bruit et les
interférences provenant d'émission HF, avant d'être appliqués à un tube
cathodique à deux axes: un axe à échelle de hauteur et un autre à échelle de
fréquence. Une caméra est placée devant le tube, photographie le tout pour
obtenir un ionogramme. L'ionosonde utilise un synthétiseur de fréquence
(générateur de fréquences). Un cycle de sondage dure 20 secondes (sondeur de
Dakar), l'excursion complète de la gamme de fréquence se fait en 12 secondes.
Le sondage se fait en général sur 4 gammes: toutes les 5 minutes, toutes les
minutes, et trois fois par minute.
Affichage et échelle des hauteurs et fréquence sur un ionogramme
affichage au sommet d'un ionogramme
Exemple:
42 60 82 022 01 OS
42
: signifie numéro du sondeur (IPS 42)
60
: 60ème sondeur dans la série des IPS, par exemple
82
: année
022 : jour de l'année

---

0105 :01h 05 mn
L'échelle des hauteurs va de a à 800 km ; on y trouve 8 marqueurs distants de
la km.
Les marques de fréquences sont faites à partir de diviseurs. Elles sont repérées
à intervalles réguliers le long de l'axe des fréquences:
exemple: 1-1,4 -2-2,8 - 4 - 5,6 - 8 -11,3 -16 - et - 22,6 MHZ,
1 et 22,6 sont aux deux extrémités de l'axe.
antennes
Deux antennes de type delta par exemple (fig. A-2) sont utilisées l'une pour
l'émission, l'autre pour la réception. Les deux antennes sont orientées de telle
sorte qu'elles soient orthogonales afin de réduire le couplage entre elles.
L'antenne en son sommet se termine par une résistance (600 n) et a un
rayonnement essentiellement vertical assez correct sur toute la gamme de
fréquence.

---

79
ANNEXE B:
Les différents indices magnétiques
Définition de l'indice A~
L'enregistrement continu des composantes du champ montre des variations
journalières qui se produisent essentiellement pendant le jour Ces variations
sont liées à des courants ionosphériques circulant entre 100 et 150 km
d'altitude. Ces enregistrements nous permettent d'observer des variations lisses
et régulières (jours calmes magnétiques) et des variations irrégulières (jours de
perturbations magnétiques ou orages). Les écarts par rapport à la variation
régulière sont les amplitudes des perturbations. Ces écarts sont mesurés
pendant des intervalles de temps de trois heures. Ils sont représentés par la
lettre A comme amplitude. Les amplitudes A pour treize observatoires sont
combinées pour donner une valeur planétaire dans chaque intervalle
trihoraire. La moyenne journalière est désignée par Ap.
Définition des indices Km et K12
Les indices Kp variant de 0 à 9 sont reliés aux amplitudes par une échelle quasi-
logarithmique qui est choisie pour chaque station suivant son activité solaire.
Pour Kp = 9 nous avons des valeurs différentes suivant la latitude. Les indices
Kp de 13 observatoires sont combinés pour donner un indice planétaire Kp. Les
13 " observatoires" des Kp sont à peu près tous dans l'hémisphère Nord et les
indices planétaires ne peuvent nous renseigner sur les autres stations. li existe
un autre indice planétaire Km calculé sur 11 observatoires répartis de manière
aléatoire dans les deux hémisphères.
Définition de l'indice magnétique équatorial Dst
L'indice équatorial Dst est dérivé des variations de la composante H du champ
magnétique terrestre en quatre stations situées à des latitudes proches de
l'équateur (3 sont dans l'hémisphère Nord). Il représente essentiellement la
variation du courant magnétosphérique.
Définition des indices magnétiques auroraux AU et AL
Les indices magnétiques auroraux AU et AL sont dérivés de la composante H
du champ magnétique terrestre, enregistrés dans des stations de longitude
variable à des latitudes aurorales. Pour chacune des stations, on prend comme

---

30
référence la variation calme régulière et l'on calcule les écarts V'H à cette
variation. Les courbes ainsi établies sont ramenées à une même échelle et
superposées. Les enveloppes supérieures et inférieures de ces courbes sont les
indices AU (U : upper) et AL (L : lower). Les déviations positives sont
directement reliées à l'amplitude de l'électrojet Est, et les négatives à
l'amplitude de l'électrojet Ouest. De ces deux indices sont dérivés les indices AE
etAO
AE = AU-AL
AO = (AU + AL)/2
AE dépend du mouvement du courant Est et Ouest (et) donc indépendant du
courant zonal, tandis que AO représente le courant zonal.

---

81
ANNEXE C
Echantillon jours calmes analysés
Année 1986
Janvier
11, 13, 16
Ap: 4, 3, 3
Février
1, 15, 16
Ap: 5, 5, 5
Mars
10, 11, 20
Ap: 2, 2, 3
Avril
4,6, 14
Ap: 4, 4, 4
Mai
14,22,28
Ap: 3, 3, 3
Juin
5, 15, 25
Ap: 5, 5,3
Juillet
7, 11,20
Ap: 4, 4, 34
Août
7, 18, 19
Ap: 4, 2, 4
Septembre
7,8,22
Ap: 5, 5, 4
Octobre
10,24,26
Ap: 3, 2, 3
Novembre
9,21,22
Ap: 3, 3, 2
Décembre
5,28,29
Ap: 4, 3, 3
Année 1990
Janvier
7, 19,27
Ap: 6,4,4
Février
3,9, 12
Ap: 8, 7, 6
Mars
4, 16,31
Ap: 6, 7, 7
Avril
1,6,8
Ap: 6, 7,6
Mai
6, 16, 17
Ap: 5,3,4
Juin
17,20,30
Ap: 3, 2, 4
Juillet
23,24,25
Ap: 4, 4, 4
Août
4,5,9
Ap: 6, S, 5
Septembre
2,3,30
Ap: 2, 4, 5
Octobre
1,8,28
Ap: 2, 4, 4
Novembre
5,6, 14
Ap: 2, 2, 1
Décembre
10, 11, 19
Ap : 2, 2, 2
Périodes Perturbées
Année 1978: du 1 au 14 juin
Année 1979 : du 20 au 28 mars

---

82
Légende des tableaux
Tableau 1 : Morphologie F diffus et Es nocturne pour 1986
Tableau 2: Morphologie F diffus et Es nocturne pour 1990
Tableau 3 : Morphologie crête pour la période du 1er au 14 juin 1978
Tableau 4: Morphologie crête pour la période du 20 au 28 mars 1979

---

83
Jour de l'année
" F diffus de type R"
Es nocturne
Il janvier 1986
n'existe pas
n'existe pas
15 février 1986
existe
n'existe pas
la mars
1986
exite
n'existe pas
Il mars
1986
exi s te
n'existe pas
4 avril
1986
n'existe pas
n'existe pas
6 avril
1986
?
n'existe pas
14 avril
1986
n'existe pas
n'existe pas
14 mai
1986
n'existe pas
?
22 mai
1986
n'existe pas
existe
28 mai
1986
n'existe pas
existe
5iuin
1986
n'existe pas
n'existe pas
15 juin
1986
existe
pas
existe
7 juillet
1986
n'existe pas
n'existe pas
.
l Ljuillet
1986
n'existe pas
existe
20 iuillet
1986
n'existe pas
existe
7 août
1986
n'existe pas
n'existe pas
18 août
1986
n'existe pas
n'existe pas
19 août
1986
existe pas
existe pas
7 septembre
1986
existe pas
existe pas
8 septembre
1986
n'existe pas
n'existe pas
22
septembre
1986
existe
n'existe pas

---

84
10 octobre
1986
existe
n'existe pas
24 octobre
1986
existe
n'existe pas
26 octobre
1986
existe (faible)
existe pas
9 novembre
1986
existe
n'existe pas
21 novembre
1986
existe pas
n'existe pas
22 novembre
1986
n'existe pas
existe (faible)
5 décembre
1986
existe
n'existe pas
28 décembre
1986
n'existe pas
n'existe pas

---

85
Jour de l'année
"F diffus type R"
Es sporadique type N
"
7 janvier
1990
n'existe pas
n'existe pas
19 janvier 1990
n'existe pas
n'existe pas
27 janvier 1990
n'existe pas
n'existe pas
3 février
1990
n'existe pas
n'existe pas
9
février1990
?
?
12 février
1990
existe
n'existe pas
4 mars
1990
n'existe pas
n'existe pas
16 mars
1990
existe
n'existe pas
31 mars
1990
existe
n'existe pas
4
1 avril
1900
n'existe pas
existe
6 avril
1990
existe
n'existe pas
8 avril
1990
n'existe pas
n'existe pas
6 mai
1990
n'existe pas
?
16 mal
1990
n'existe pas
n'existe pas

---

86
17 mai
1990
n'existe pas
n'existe pas
"
17 juin
1990
n'existe pas
n'existe pas
30 juin
1990
n'existe pas
n'existe pas
23 juillet 1990
n'existe pas
n'existe pas
24 juillet 1990
n'existe pas
n'existe pas
25 juillet 1990
n'existe pas
n'existe pas
4 août
1990
n'existe pas
n'existe pas
5 août
1990
existe
n'existe pas
9 août
1990
n'existe pas
n'existe pas
2 août
1990
n'existe pas
n'existe pas

---

Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
lOT
•
i
1
l
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l
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l
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un dôme
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..
..
marées régul ièrcs
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..
1 juin 1978
..
fmax , =12 MHZ
pas d'électrojet auroral Est
•···•
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jour calme
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•
•
•
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deux crêtes
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consécutives (après
convection magnétosphériq lie
midi)la 1ère
dominante
2 juin 1978
f~ax = 13 MHZ
début d'orage
dynamo perturbée
~~-----v'
--
-~--
Vf" = 1,6 MHZ
électrojet auroral Est
la 2 ème
•
1
t
•
•
,
•
,
•
•
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"
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Il.
fiml., = 127
,
MHZ
VfI= 1 3
, MHZ

---

•
convection magnéto-
"
..
--
un
renversement
jour penurbé
spérique
""
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..
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3 juin 1978
I l
du type "R"
dynamo perturbé dominante
"
"
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"
pas d'électrojet amoral Est
· /-
•
, ~
•
f~.. = 13 MHZ
•
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OC'
OC'

---

Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
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un
plateau"P"
dynamo perturbé
"
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I l
I l
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·
f
convection rnagnétosphérique
mu
=10,5 MHZ
4 juin 1978
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début d'orage
dominante l'après midi
moyennement
électrojet auroral Est
perturbé
l , r 1 i"
1
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1
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•
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un
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dynamo perturbé
I l
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convection magnétosphérique
•
5 juin 1978
•
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dominante l'après midi
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moyennement
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perturbé
électrojet auroral Est
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..
deux crêtes c'est
marées régulières
..
..
--
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type "B"
perturbé
convection magnétosphérique
I l
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•
6 juin 1978
•
,
f~u est probable
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·
·1
·
f':u = 13 MHZ
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I l 1.
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n.

---

Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
.1
--
reversement type "R"
pas d'électrojet auroral Est
j,----
r:.7 _
-----~
7 juin 1978
1
Cmu = 9,9 MHZ
1jour moyennement
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perturbé
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•
•
•
•
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..
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..
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C~u = 10,2 MHZ
pas d'électrojet auroral Est
CJ
..
..
8 juin 1978
..
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VCt = 0,3MHZ
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= 10 8 MHZ
jour moyennement
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~
mu
,
··
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•
•
•
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,
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. . . . .
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jour calme
marées régulières
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i
i
i
i
i
i
i
1
i
i
•
1
i
1
i
i
I i i '
......
9 juin 1978
_
..
.....
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deux crêtes tdu type
pas d'électrojet auroral Est
....
"8"
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f"mu = IIMHZ
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Il
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'1 "
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VC1 =3 MHZ

---

Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
~:~----,----,-----,---,.---r
1
i
oconvection magnétosphérique
_"'-'C~~
""
-_..
deux crêtes du type
dominante
"
....
"8'"
dynamo perturbée
"
"
"
,.
10juin 1978
•
f~ax = 10 MHZ
début d'orage
électrojet auroral Est
","J
·:~ --
vr = 1 MHZ
·
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f"max = 109
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11 juin 1978
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perturbé
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Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
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11 juin 1978
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Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification
Nature dynamo perturbé
10
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Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
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20 mars 1979
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marées régulières pas
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21 mars 1979
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22 mars 1979
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vr =3,5 MHZ
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Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification 1Nature dynamo perturbé
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23 mars 1979
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24 mars 1979
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perturbé
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25 mars 1979
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électrojet amoral Est
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Jour de l'année
Observation -Morphologie
qualification des crêtes
Nature et qualification
Nature dynamo perturbé
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un maximum matin
convection magnétosphérique
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26 mars 1979
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perturbé
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un maximum matin
convection magnétosphérique
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27 mars 1979
"M"
l'après midi
moyennement
électrojet auroral Est
fmu =15 MHZ
perturbé
convection magnéto-
deux crêtes type "8"
perturbé
spérique après midi
28 mars 1979
fi
2M
mu =14,
HZ
électrojet auroral Est
.
--
f:u = 13,2 MHZ
Vf,.. 4 MHZ

---

97
Légende des Figures
fig.I-Ll : Rapport des concentrations de différents' constituants de l'atmosphère
neutre. (Nier et al 1964).
fig.I-L2 : Profils en fonction de l'altitude des concentrations des constituants
neutres et ionisés, obtenus par des spectromètres de masse. En dessous de 250
km les données sont issues de tirs de fusées faits à White Sounds, (Nouveau-
Mexique). Au dessus de 250km les résultats sont issus du satellite Elektron II
(Istomin 1966) et Explorer xvn (Reber and Nicolet 1965).
fig.I-2.1 : Parcours du rayon incident.
fig.I-2.2 : Fonction de production de Chapman normalisée,
exprimée en
hauteur réduite z et paramétrée en angle zénithal solaire X.
fig. 1.3 : fréquence de collisions
fig.I-4.1a : Source principale des courants électriques ionosphériques
les
marées atmosphériques. (Evans, Rev. Geophys. Space Phys., 16,195,1978).
fig.I-4.1b: La dynamo ionosphérique régulière. Sur la face éclairée de la terre
est représenté le système de courant équivalent Sr /Sq déduit des composantes
H et D du champ magnétique terrestre. Les courants circulent en sens inverse
des aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord. Sur cette figure sont aussi
représentés les mouvements de migration zonal et méridional des marées
atmosphériques, ainsi que l'électrojet équatorial.
fig.I-4.2 : Interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère
(Axford et Hines, Cano J. Phys., 39, 1433, 1961).
fig.I-4.3 : Reconnection des champs magnétiques interplanétaire et terrestre
(Dungey, Phys. rev. Lett., 6,47, 1961).
fig.I-4.4 : La dynamo ionosphérique perturbée.
fig.l-4.5- La pénétration de la convection magnétosphérique. Sur la calotte
polaire encerclée par la zone aurorale, est représenté le mouvement anti-
solaire du plasma ionosphérique. Dans l'ionosphère aurorale, durant les
périodes d'activité magnétique, circulent des courants électriques intenses:
l'électrojet Est, côté matin, et l'électrojet Ouest, côté soir.
fig.Il-Ll : Structure et bandes du rayonnement solaire et cosmique
fig.TI-l.2 : Fréquence critique foE
fig.II-1.3a : Fréquence critique foEs

---

98
fig.II-1.3b : Ionogramme de Es
fig.TI-1.4 a : Fréquence foF2 (15 juin 1986)
fig. 11-1.4 b: Fréquence foF2 (29 décembre 1986)
fig.II-1.5 : Profil d'ionisation
fig.II-2.1 : L'électrojet équatorial: exemple de la variabilité jour à jour des
composantes H et Z du champ magnétique terrestre à l'équateur obtenues pour
une chaine latitudinale de magnétomètres . Le 8 juillet (b), on observe un
contre-électrojet le matin (Fambitakoye and Mayaud, J. Atmos. Terr. Phys., 38,
123, 1976).
fig.II-2.2 : Variations du maximum de densité électronique de la couche F2 à
l'équateur
fig.II-2.3 : La fontaine équatoriale (Hanson and Moffett, 1966)
Les deux types de diffusion au niveau de la couche F (Dakar 1992)
fig.II-2.4a : Diffusion en altitude
fig.II-2.4b : Diffusion en fréquence
fig.III-1.1 : Variation du nombre de taches solaires
fig.III-1.2 : Dépouillement d'un ionogramme
fig.III-1.3 : Les composantes du champ magnétique terrestre (B)
H : composante horizontale, 0 : déclinaison, Z : composante verticale
Coord. géographiques (positives vers le Sud, l'Est, et le haut)
Coord. géomagnétiques (positives vers le Nord (X), l'Est (Y), et parallèle à B(ll».
fig.III-2.1 : Les différentes morphologies de foF2 ( d'après J. Vassal).
fig.III-2.2a : foF2 : 19 janvier 1990
fig.III-2.2b : foF2: 2 février1990
fig.III-2.2c : foF2 : 31 mars 1990
fig.IV-1.1 : Kp du mois de juin 1978.
fig.IV-1.2 : AU et AL des deux orages de la période de juin 1978 analysée.
fig. IV-1.3: Dst du mois de juin 1978.

---

99
fig.IV-1.4 : Magnétogramme Bangui du 2 juin 1978.
fig.IV-2.1 : Kp du mois de mars 1979.
fig.IV-2.2a: AL et AU du mois de mars 1979 (20 au 25 mars).
fig.IV-2.2b: AL et AU du mois de mars 1979 (26 au 31 mars ).
fig.IV-2.3 : Dst du mois de mars 1979.
fig. IV-2.4 : Variations des composantes Est et Sud du champ électrique à Saint-
Santin (Mazaudier, 1985). Les traits pleins correspondent aux variations
modélisées (Blanc et Amayenc, 1979), et les traits pointillés aux observations
faites les 22 et 23 mars 1979. Nous observons le jour de l'orage, sur la
composante sud une oscillation importante associée à la pénétration du champ
électrique de convection magnétosphérique. Le 23 mars, nous observons des
oscillations de plus faibles amplitudes générées par la dynamo ionosphérique
perturbée.
fig.IV-2.5 : Variation diurne de la fréquence critique foF2, le 22 mars 1979 à
Ouagadougou et à Lannion.
fig.IV-2. 6 : Variation de la composante H à Addis Ababa
(Mazaudier and Venkateswaran, 1990)
fig.V-l : Dispositif expérimental mis en place en Afrique pour l'année
internationale de l'électrojet équatorial
fig.V-2
: Réseau
mondial
d'instruments mis
en
place
pour l'année
internationale de l'électrojet équatorial
fig.V-3 : Organigramme pour le travail dans le secteur Afrique
fig.Al : Schéma de l'ionosonde
fig.A2 : Les antennes de l'ionosonde

---

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fig.I-1.1-Rapport des concentrations de différents
constituants de l'atmosphère neutre. (Nier et al 1964).
1000
1000
500
500
E
300 ....
250
200
150
10~
Nornber cm- 3
fig.I-1-2-Profils en fonction de l'altitude des concentrations des constituants
neutres et ionisés, obtenus par des spectromètres de masse. En dessous de 250 km.
les données sont issues de tirs de fusées faits à White Sounds, (Nouveau-
Mexique). Au dessus de 250km. les résultats sont issus du satellite Elektron II
(Istomin 1966) et Explorer xvn (Reber and Nicolet 1965).

---

707
z
o
Terre
fig.I-2.1-Parcours du rayon incident.
:
fig.I-2.2-
Fonction
de
production
de
Chapman
normalisée,
exprimée en hauteur réduite z et
paramétrée en angle zénithal solaire X.

---

702
km
300 r---'--r--~--"----r---~-_._..,.....--"'-T--~""""--"""
MAGNl:TOSPH ÈRE
200
100
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NEUTROSPH~RE
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10'
10'
Hz
Profil vertical des fréquences caractéristiques du plasma ionosphérique.
On voit que la décroissance exponentielle des fréquences de collision entre particules
chargées et molécules neutres définit une région basse dominée par les collisions-
une région haute dominée par les champs électromagnétiques, et une région inter,
médiaire coincidant approximativement avec la région E.
fig. 1.3 : fréquence de collisions

---

103
TERRE
fig.I-4.1a-Source principale des courants électriques ionosphériques:
les marées atmosphériques. (Evans, Rev. Geophys.
Space Phys.,
16,195,1978).
fig.I-4.lb -La dynamo ionosphérique régulière. Sur la face éclairée de la terre est
représenté le système de courant équivalent Sr/Sq déduit des composantes H et D
du champ magnétique terrestre. Les courants circulent en sens inverse des
aiguilles d'une montre dans l'hémisphère nord. Sur cette figure sont aussi
représentés les mouvements de migration zonal et méridional des marées
atmosphériques, ainsi que l'électrojet équatorial.

---

104
VENT sel;,:"E
fig.I-4.2 : Interaction visqueuse entre le vent solaire et la magnétosphère
(Axford et Hines, Cano J. Phys., 39, 1433, 1961).
UNE CI FORCE
-
OlR!cnON CI F1.OW
fig.I-4.3 : Reconnection des champs magnétiques interplanétaire et terrestre
(Dungey, Phys. rev. Lett., 6,47, 1961).

---

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: ) COURANTS
'~COURANTS
"
_flUX
~FLUX
Ll~ES DU QiAMP
MAGNETIQUE
fig.l-4. 4- La dynamo ionosphérique perturbée.
fig.I-4.5- La pénétration de la convection magnétosphérique. Sur la calotte
polaire encerclée par la zone aurorale, est représenté le mouvement anti-
solaire du plasma ionosphérique. Dans l'ionosphère aurorale, durant les
périodes d'activité magnétique, circulent des courants électriques intenses:
l'électrojet Est, côté matin, et l'électrojet Ouest, côté soir.

---

106
Q
PLASMAS?HERE
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J
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fig.il-l.2 : Fréquence critique foE
9
Il
1986

---

107
FOES
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19
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28
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1986
fig.II-1.3a : Fréquence critique foEs
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lona précéd. 1000 slliIJant DétUenent AR Déf llenellt ~ lnpressi011 Retolll'
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fig.II-IA a : Fréquence foF2 (15 juin 1986)
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19
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OUAGADOUGOU
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DAKAR
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8 juillet 1969
(a)
(b)
fig.I1-2.1 : L'électrojet équatorial : exemple de la variabilité jour à jour des
composantes H et Z du champ magnétique terrestre à l'équateur obtenues pour
une chaine latitudinale de magnétomètres. Le 8 juillet (b), on observe un
contre-électrojet le matin (Fambitakoye and Mayaud, J. Atmos. Terr. Phys., 38/
123/ 1976).

---

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l'équateur
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Les deux types de diffusion au niveau de la couche F (Dakar 1992)
fig.ll-2.4a : Diffusion en altitude
fig.ll-2.4b : Diffusion en fréquence

---

113
Monthly Mean Sunspot Numbers Jan 1949 - Jun 1992
27
Jun 92
Cycle 18
Cycle 19
Cycle 20
Cycle 21
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Jun 92
Cycle 22 Smoothed Sunspot Numbers: Observed and Predicted (1 Year Ahead)
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Along a vertical line. each observed smoothed
monthly mean is compared with its prediction
12 months earlier. Insert below shows spread
between observations and predictions.
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1987
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Smoothed Sunspot Numbers (Observee and PredictedJJor Parts of Solar Cycles 21 and 22
fig.ID-I.I : Variation du nombre de taches solaires

---

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fig.III-1.2 : Dépouillement d'un ionogramme

---

175
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fig.rn-1.3 : Les composantes du champ magnétique terrestre (B)
H : composante horizontale, D : déclinaison, Z : composante verticale
Coord. géographiques (positives vers le Sud, l'Est, et le haut)
Coord. géomagnétiques (positives vers le Nord (X), l'Est (y), et parallèle à B(1».

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fig.IV-2.3 : Dst du mois de mars 1979.
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MARCH 23, 1979
fig. IV-2.4 : Variations des composantes Est et Sud du champ électrique à Saint-
Santin (Mazaudier, 1985). Les traits pleins correspondent aux variations
modélisées (Blanc et Amayenc, 1979), et les traits pointillés aux observations
faites les 22 et 23 mars 1979. Nous observons le jour de l'orage, sur la
composante sud une oscillation importante associée à la pénétration du champ
électrique de convection magnétosphérique. Le 23 mars, nous observons des
oscillations de plus faibles amplitudes générées par la dynamo ionosphérique
perturbée.

---

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24
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fig.IV-2.5 : Variation diurne de la fréquence critique foF2, le 22 mars 1979 à
Ouagadougou et à Lannion.

---

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fig.IV-2. 6 : Variation de la composante H à Addis Ababa
(Mazaudier and Venkateswaran, 1990)

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* Instruments fonctionnant pour l'AIEE de Septembre 1992 à Mars 1993
en place pour l'année
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g.V-2 : Réseau mondial d'instruments
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i nternationale de l'électrojet équatorial

---

131
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ANNEE 1NTE~NAT10NAlE .J.~ l'ElEeT~o~ET EQUATO~1Al
ORGANIGRAMME GENERAL
Secteur Europe/Afrique
Recherche et Encadrement
Conseillers
scien tiflq ues
EnseignemeDt/ Opération Campus
A. Achv-Seka
Jean Louis Lernouël
Coordination:
Elisabeth Blanc
Michel Blanc
A. Achy-Seka
Juücn Caratori
Chrisuan Hanuise
Michel MenvielJe
Yves Cohen
José Achache
OUSSCnt Parnbitaloye
Direction de thèse :
ClaudeGoutelard
Coordination
globale
Elizabeth Blanc
Rudi Hanoaoa
Président: Ousseini Fambita.k.oye
Yves Cohen
Mohamed Hamoodi
Vice Président: Yves Cohen
Claude Gooleiard
Patrick Lassudrie Duchêne
Secr. scient, : Cluistine Mazaudier
Christine Mazaudier
Yvon Leroex
Cornmurucauon : Paul Vila
Michel Menvielle
ChristineMazaudier
Infonnation : Josette Bouvet
Michel Menvielle
SecrétariaI : Caroline Hoc
An Richmond
Michel RilZ
Bases de DODDhs
Jacques Vassal
01ristine Mazaudier
An Richmond
Logistique
Maléru!/ .-
Admiltisrr/Uioll .-
cru d1voire: Daniel Duval
Réseau magnétomètres: Jacques Vassal
Algérie: Fernand Texier
al1aC~ cullUle1 el scientifique
Réseau iooosoode : Rudi Hanbaba
aaaché cullW'e1 et scientifique
Elizabeth Mauroy
Responsable CNRS
Radars.-
Nigéria: Jacques de Mones
LAMTO : Jean LouisTireford
anaché culturel et scientifique
Korhogo : Nallegan Kone
Coordination
locale
Algérie
1
CÔle d'lvoile
1
Sénégal
1
Nigéna
Mali
MohamedHamoudi
Ousseim Fambitakoye
Ephrem Sambou
J.O. Oyinloye
1
Jacques Vassal
fig.V-3 Organigramme pour le travail dans le secteur Afrique

---

132
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ANTENNE DU SONDEUR IONOSPHERIQUE DE LA ST ATION DE TAHITI
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---

RESUME
Dans
ce
travai 1
nous
avons
comparé
les
séries
d' ionogrammes
de
deux
stations Ouest africaines OUAGADOUGOU
(Burkina Faso)
et DAKAR
(Sénégal)
avec celles de LANNION
(France)
pour étudier les variations diurnes de
l'ionisation aux très basses latitudes magnétiques.
Ces observations nous ont permis de caractériser les différentes classes
de variations
diurnes
et
saisonnières
de
l'ionisation de
la coucpe
F2
équatoriale
connues
pour
des
périodes
de
calme
magnét ique
ces
variations régulières sont représentatives de la
"gouttière équatoriale
F2"
Elles
nous
serviront
de
référence
pour
caractériser"
les
pertubations d'ionisation.
L'originalité
de
cette
étude
a
été
de
relier
les
variations
de
l'ionisation
en
région
équatoriale
à
des
processus
électrodynamiques
agissant à grande échelle durant des périodes de perturbation magnétique.
Nous
avons
montré
que
sous
l'influence d'un
champ
électrique
global
d'origine magnétosphérique l'ionisation aux moyennes et basses latitudes
présente des pics simultanés aux intensifications du champ électrique.
Lors de perturbations globales des vents thermosphériques les variations
aux
basses
et
moyennes
latitudes
sont
différentes.
Aux
moyennes
latitudes une diminution importante de l'ionisation est observée et aux
basses latitudes la variation diurne présente un dôme.
Ionosphère
équatoriale
Ionisation
Champ
électrique
-Gouttière
équatoriale F2 - Dynamos ionosphériques - Vents thermosphériques - Champ
magnétique terrestre - Magnétosphère -
AB5TRACT
From
two
equatorial
observatories
(OUGADOUGOU/burkina
Faso,
DAKAR/Sénégal)
and
a
mid-latitude
station
(LANNION/France),
we
characterize the various types of diurnal and seasonal variations during
quiet magnetically periods.
They pertain to the F2
"Equatorial trough
"
zone
(which coincides with the equatorial electrojet
"fountain"
plasma
rise).
We take
them
as
references
for
our
study
of
the
ionization
disturbances.
The originality of our work is
to relate the equatorial variations
to
large scale electrodynamic processes of magnetic disturbances.
We
show
that
global
electric
field
peaks
of
magnetospheric
origin
produce
simultaneous
midlatitude
and
equatorial
ionization
increases.
On
the
other hand,
global thermospheric wind disturbance effects differ between
midlatitude and equatorial regions which respectively show a decrease and
a dome-shaped diurnal variation.
Equatorial
ionosphere
Ionization-
Electric
field
F2
"Equatorial
through"
Ionospheric dynamo - Thermospheric winds - Earth's magnetic
field - Magnetosphere -

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