W d'ordre 263/97
THÈSE
Présentée
A L'UNIVERSITÉ DE COCODY·ABIDJAN
u. F~ R des SCIENCES des STRUCTURES de la MATIERE et de TECHNOLOGIE
pour obtenir le grade de
DOCTEUR 3° CYCLE
ialité : Géophysique Externe
",.'UI" "....
Géomagnétisme et Aéronomie
- ,
;"">/
~~~
"
,-CONS;-;a1CA'N ET M"LGA~~~
J,', ,,.
~ :" Cen· e
-:
par
OUR L'ENSE'GNEMENT SUPER
U 1
1
:
ri 'DfJ m on., d
"i'
P
QV~UGO:
11
? \\D .cUrnf'QIU;on
C. ~. ~. Etf~JI\\~..~~!-:
,\\
1
: . '
'1
,
'~ :'i'
Olivier OBROU K.
Arrtvee .' . '
0#
1 • c. \\
~.
n°
A ':\\·7·'"
;J
't.
~,~
. Enregistr3 sous __ JL'!~~-
-~ •••~.
\\
-=='"',-.-....-
1 -
ÉLECTROJET ÉQUATORIAL: ÉTUDE A L'AIDE DU MODÈLE
PHYSIQUE LOCAL DE RICHMOND.
ANALYSE COMPARATIVE AVEC LES OBSERVATIONS
l'
soutenue le 11 Décembre 97 devant la commission'd'examen composée de
ACHYSEKA
Professeur à l'Université de COCody
Président
EBBY N'DEDE
Professeur à l'Université de Cocody
Examinateur
ASSAMOI P.
Maitre de Conférences à l'Université de Cocody.
Examinateur
FAMBITAKOYE O.
Directeur de Recherch,e ORSTOM
Rapporteur
AMORYM.C.
Chargée de Recherche CNRS 1CETP
Rapporteur

---

1
1
l~
t
1
REMERCIEMENTS
t
1
Je voudrais d'abord exprimer ma gratitude au professeur ACHY SEKA.,
1
l
Directeur
du
Laboratoire
de
Physique
de
L'Atmosphère
et
de
l'EJlviroIq\\~~t,.~o'Q$la·re~ponsabiJité.de.qui
ce travail a été mené. Je tiens à
lui exprimer ma reconnaissance pour m'avoir accueilli dans son Laboratoire.
Je tiens p~èrement à exprimer ma gratitude à Madame Christine
AMORY MAZAUDIER, Chargée de Recherche CNRS/CETP, qui malgré ses
nombreus~ occupatio~ et l'éloignement a bien voulu diriger ce travail. Je lui
adresse mes plus vifs remerciements pour le~ conseils judicieux qu'elle m'a
prodiID1:~s.1
i .
1
Je tiensé).~xptimer ma :reconnaissance à Monsieur EBBY N'dédé,
1
Professeur à l'UIÙversité de Cocody, qui me fait l'honneur de siéger dans mon
t
jury.
~
A Monsieur Ousséini FAMBITAKOYE, Directeur de
Recherche,
j'exprime maprQfQnde gratitude pour avoir accepté de faire le rapport de cette
thèse et p~perau jury.
Je remercie vivement Monsieur Paul A. ASSAMOI, Maitre de
Conférences à l'Université de Cocody, dont les critiques et les suggestions tant
au niveau de la forme que du fond ont hautement contribué à améliorer le
document final de cette thèse.
Je remercie particulièrement Arthur D. RICHMOND qui a bien voulu
me communiquer le programme Fortran de son modèle théorique de
1
l
1
t
1
1
1
1

---

l'électrojet équatorial et les dOnn~~s:'VARS, ainsi que Arsène KOBEA, qui a
suivi de près ce travail.
,
"
Je remercie vivement Monsieur Paul VILA et Mme Josette BOUVET qui
ont bien Voulu,me'foumirla bibliographie nécessaire à la réalisation de cette
thèse.
Au courS de';cette thèse, j'ai bénéficié du soutien d'un grand nombre de
persOIUles qu'il serait/long de toutes citer. Cependant, je ne saurais oublier
tous ceuX'q'Ûi ont/JJlon seulement1collaboréép:oitement à la conduite de ce
.... travail et 'partâgé: me's soucis quotidiens.! TI s'agit de Messieurs Vafi
1
DOUMOUYA, Kouadio BOKA, Etienne HOUNGNINOU, Sow MAMADOU,
Etienne GUISSO, Jean-Pierre ADOm, Emile KONE et tous les membres du
Laboratoire dé Physique de l'Atmosphère et de l'Environnement.
Je remercie mes amis DEDJE Dadié, Robert BOKA et Ange-Oaude
N'GUESSAN
Enfin, mes .remerciements vont à Monsieur AKOU Assi Richard pour
sop soutien moral et financier et à Mademoiselle Léontine A. KOUADIO.
,
,

---

i
1
LISTE DES SYMBOLES
1
i~
.~
1
ë : vecteur unitaire parallèle aux lignes de force du champ magnétique
ll
i
l
terrestre
l
ë" : vecteur unitaire perpendiculaire aux lignes de force du champ magnétique
terrestre et contenu dans le plan méridien.
1
ëcp : vecteur unitaire perpendiculaire aux lignes de force du champ magnétique
terrestre et dirigé vers l'Est.
1
al : conductivité de Hall
al : conductivité de Pedersen
1
ao': condu'éti~ité parallèle
_4 _
1
1
E1/ : composante du champ électrique parallèle' au champ magnétique
principal
Ë.l : composante du champ électrique perpendiculaire au champ magnétique
principal
tl
i
vcp : composante du vent neutre dans la direction ëcp
1
v Il: composante du vent neutre dans la direction ëll
1
v" : composante du vent neutre dans la direction ë"
Ho le champ magnétique principal
J" : densité du courant méridional
Jcp : densité du coutant Est- Ouest

---

SOMMAIRE
~
. SOMMAIRE
l
IN1RODUCTIONGENERALE
_
1
f
Chapitre 1 : HISTORIQ..UE DU GÉOMAGNÉTISME~
_
6
1
Introduction
_ 7
lt
1.1. LES ETAPES HISTORIQUES DE L'ETUDE DU GEOMAGNETISME
........__ 7
1.2 ETUDE DES SYSTEMES DE COURANTS IONOSPHERIQUES
_ 11
L2.2 Les mesures in situ
---'-
_
21
1.2.3. Les modèl~ tbéoriq~~
_ 22
1.3:, PROCESSUS PHYSIQUE DE LA. DYNAMIQUE DE L ,/ONOSPHERE
_
23
.... Conclusion
..;..:.,._.......;..
.......;..
_ 26
Chapitre Il: PHYSIQ..UE DE BASE ET MODÉLISATION DE L 'ELECIROJET ÉQ..UATORIAL27
Introduction
28
11.1. FORMATION DE L 'IONOSPHERE
29
ILl.l Processus de production des électrons - Théorie de Chapman
30
II.l.2 Perte d'é1ectron
31
11.2. STRATIFICATION DES COUCHES IONOSPHERIQUES
32
IL2.1 Couche D
32
------------------------
II.2.2 Couche E -:--..,.....---:-::-~------,...----------------33
- ,,<:.,
II.2.3 Ré&ion F_o,""",,--,-·.....
i
....
; .. .:..,.:,.....;._s~:...;.:·,_~_·
35
II.2.3.1 Couche FI
3S
II.2.3.2 Couche F2
36
1
II.3. PHYSIQUE DE BASE ETMODEliSA TION DE L'ELECmOJET EQUATORIAL_ 37
1
II.3.1. Les équations électrodynamiques
38
1
f
II.3.2. La conductivité électrique
41
II.3.3. Le vent neutre:.....--
42
II.3.4 L'ionosphère équatoriale
44
i II.3.4.1.LarégionE
44
1
O. K. OBROU. Doctorat 3° Cyck
1
1
1

---

SOMMAIRE
ii
II.3.4. 1. 1. Structure de l'électrojet autour du midi lpçal
45
II.3.4.2.Profils en altitude de l'électrojet
47
II.3.4.2. La région F
50
II.3.4.2.1. Le vent neutre zonal
54
II.3.4.2.2. Le système de courant méridien
55
II.3.4.2.3 Le champ électrique et le contre électrojet
55
II.3.5. Le modèle Richmond (1972)
58
II.3.5.1. La théorie de base du modèle Richmond (1972)
59
II.3.5.2. Résultats antérieurs du modèle de Richmond
62
Conclusion
64
Chapitre III : DISPOSITIF EXPERIMENTAL ET TRAITEMENT DES DONNEES
65
Introduction- .
66
... InI. DISPOSITIFS DE MESURES ET TRAITEMENT DES DONNEES
67
m.I.I.Le sondage ionosphérique: principe de base
68
m.2.2. La station de sondage de Korhogo
69
111.2.4. Morphologie des profIls de densité
73
111.2.5. Les magnétogrammes
74
m.2.6. Les données de vent
82
Conclusion
84
Chapitre IV: ETUDE .DE CAS: Analytile dea var/aéiona de l'élecërojet équatorial ci l'aide
du modèle de Riclunond (i9~)--------------------
85
Introduction
86
IV.I. ANALYSE DU CONTEXTE GEOPHYSIQUE DES JOURS ETUDIES
86
IV. 2. ETUDES DE L 'ELECTROJETA VEC L~ MODELE DE RICHMOND (1972) _
88
,
~
\\
'
IV.2.1 Choix des paramètres d'entrée du modèle
88
IV.2.2 Choix du champ électrique primaire E.
89
IV.2.3 Analyse des cas
92
IV.2.3.1 Analyse avec le données de vent UARS
92
IV.2.3.2 Analyse avec les données de vent HWM
108
IV.3.3.2.1 Présentation du Modèle HWM
108
O. K. OBROU. Doctorat ]0 Cycle

---

!J
1
SOMMAIRE
Hi
1
1
IV.2.3.2.2 Profils de vent HWM
lOS
1
IV.2.3.3 Analyse du rapport expérience théorie - RET
111
i
IV.3.3 Interprétations et discussion des résultats
113
Conclusion
117
RESUME ET CONCLUSION GENERALE
118
CONCLUSION GENERALE
119
REFERENCES BIBliOGRAPHIQUES
122
ANNEXE
al
ANNEXEI.I
a2
ANNEXEILI: EXPRESSIONSDEl;, IHETlf
a2
..... ANNEXE IILI : DISPOSlI1F EXPERIMENTAL DE LA STA110N DE SONDAGE DE
1
KORHOGO
a2
ANNEXE 1//.2: DEFINITIONDES PARAMETRES CARACTERISTIQUES DE
L 'lONOSPHERE
a6
ANNEXE IV.I : EXPRESSION DE L'ANGLE SOLAIRE ZENITAL
a7
l
1
1
1
!r~f
1
O. K. OBROU. Doctorat ]0 CycI.

---

1
INTRODUC/'ION GENERALE
1
INTRODUCTION GENERALE
En 1922, r observatoire de Huancayo, situé au Pérou près de r équateur
magnétique, devint célèbre par la découverte d'une anomalie liée aux
variations du champ magnétique terrestre. En effet, la variation journalière
régulière Sr de la composante horizontale H du champ magnétique terrestre,
enregistrée à cette station, a en moyenne une amplitude deux fois plus grande
que celles des stations de moyennes latitudes. Ce phénomène a été associé à
l'existence d'un courant intense qui circule de jour d'Ouest en Est dans la
région E de l'ionosphère au-dessus de l'équateur magnétique. TI fut nommé
!
"e1ectrojet équatorial" par S. Chapman (1951).
:jl
:j 1
i:
.
L'étude des caractéristiques morphologiques de l'électrojet équatorial a
f
1
commencé d'abord, par l'analyse des variations du champ magnétique
enregistrées au sol, en suite, par des mesures à bords des satellites.
Ainsi, des réseaux de stations établis au travers de l'équateur
magnétique au Pérou (Forbush et Casaverde, 1961), au Nigeria (Onwumechili,
1963), en Afrique centrale ( Fambitakoye et Mayaud, 1976 ) et en Inde ( Rastogi
et Iyers, 1976) ont permis de déterminer les caractéristiques principales de
l'électrojet ( variation diurne, structure verticale et latitudinale, le contre-
électrojet, variation longitudinale ).
Les enregistrements de l'intensité F du champ magnétique total,
effectués
à
bord
du
satellite
POGO
(Polar
Orbital
Geomagnetic
Observatories) ont mis évidence la signature de l'électrojet équatorial vu à
partir des altitudes de 400 à 800 km (Cain et Sweeney, 1973). Les mesures
effectuées à bords du satellite MAGSAT ont montré clairement la signature de
l'électrojet équatorial bien que l'amplitude de celui-ci soit faible en raison des
heures ( 6H et 18H) de survol du satellite (Y. Cohen, 1989). En outre cette
expérience a mis en évidence l'existence d'un courant circulant d'Ouest en Est
OK. OBROU. Thùe de Doctorat 3° cycle

---

INrRODUCTION GENERALE
2
le soir ( 18H ), mais de sens opposé le matin ( 6H ). Ce résultat montre, la
permanence d'un contre électrojet à l'aube.
Cependant, toutes seules, ces variations magnétiques enregistrées au sol
et à bords des satellites· se sont avérées insuffisantes pour faire une étude fine
des courantS qui-les engendrent. fi était donc nécessaire de procéder à des
mesures in situ à l'aide de fusées et de radars.
En effet, dans la couche E de l'ionosphère, située en moyenne entre 95 et
130 km d'altitude, les particules neutres (les atomes et les molécules)
entraînent sous l'action dynamique des vents horizontaux (produits par les
niarrées a:tmosphériques)' les ions et les électrons du plasma par collision.
1
".
i
Ainsi, la différence de vitesse entre les ions et les électrons qui en résulte
donne naissarice aux systèmes de courants ionosphériques. Ces courants sont à
l'origine des variations journalières régulière Sr du champ magnétique.
Les enregistrements à bord des fusées, ont permis d'établir la structure
verticale de la densité de courant (MaYnard et Cahill, 1965; Sarhpth et Sastry,
1979 ). 'AinsL Sampath et Sastry (1979) ont mesuré à 105 km d'altitude :La
densité maxinla1e de l'électrojet avec une largeur de 300 ±40 km.
~ .
, . ' :
.
A partir des sondages ionosphériques effectués à l'aide de radars à
Jicamarca et à Thumba, Balsley et Woodman (1971) ont mis en évidence la
.
,
corrélation entre la dérive verticale de la couche F et le champ électrique Est-
Ouest de l'électrojet.
Aucun résultat expérimental n'a permis d'établir clairement les
mécanismes physiques qui engendrent la variabilité jour-à-jour de l'électrojet
et le phénomène de contre électrojet qui se caractérise par l'inversion du Sr
généralement le matin et l'après midi (Fambitakoye et Mayaud, 1976). fi était
donc nécessaire d'explorer d'autres voies pour expliquer les propriétés de
l'électrojet équatorial.
OK. OBROU. Thùe de Doctorat JO cycle

---

1
i, INTRODUCTIONGENERALE
3
~
j
Ainsi, des modèles théoriques ( Untiedt, 1967; Sugiura et Poros, 1969;
i.~
Richmond, 1973; Stening, 1985), ont été élaborés pour expliquer les
f
II
:~ 1
mécanismes physiques mis en jeu, et reproduire les caractéristiques de
j
i
l'électrojet équatorial. Bien que ces modèles reproduisent la morphologie des
il
~
caractéristiques de r électrojet, il existe cependant, des écarts quelques fois
ill!
importants entre les résultats des modèles et les résultats expérimentaux.
1
La situation idéale, selon Duhau et al. (1993), pour mettre au point un
modèle électrodynamique de l'ionosphère en testant ses résultats avec les
1
données expérimentales est d'avoir une série complète de mesure simultanée
de. paramètres
électrodynamique
(vents neutres,
densité
électronique,
". conductivité et champ électrique primaire). Sinon, il faut trouver une série de
paramètres mesurés lors de différentes expériences pour des jours différents,
réalisées dans des contextes géophysiques similaires.
Fambitakoye et al., (1976) ont utilisé le modèle de Richmond pour
J
étudier les effets du vent neutre sur les caractéristiques de Yéléctrojet. Ne
t
disposant d'aucune mesure expérimentale des paramètres électrodynamiques
(vents neutres, densité électronique, conductivité et champ électrique
primaire), ils se sont servis d'un modèle théorique du vent neutre zonal. Ainsi,
pour différentes formes du profil de vent, Fambitakoye (1976) a montré que le
vent était à l'origine de l'apparition d'un second ruban de courant opposé à
celui produit par un champ électrique primaire Est-Ouest. Toutefois, ces
résultats présentent l'inconvénient de ne reposer que sur des paramètres
d'entrée théoriq\\W$. Dès lors, une nouvelle situation d'utilisation de ce modèle
s'impose.
Cette opportunité est créée avec la mise en place de l'Année
Internationale de l'Electrojet Equatorial ( AlBE ). C'est à l'Assemblée Général
du IAGA (International Association for Geomagnetism and Aeronomy ), en
1987 à Vancouver que la commission ICDC (Interdivisional Commission on
OK. OBROU. Thù. ek Doctorat JO cyck
l

---

INTRODUCTION GENERALE
4
Developing Countries)·a proposé à la communauté scientifique internationale
d'intensifier les mesures en zone équatoriale. Son objectif est d'actualiser les
connaissances précédemment acquises sur l'électrojet équatorial dans un cadre
nouveau, caractérisé par l'avènement de nouvelles teclmiques permettant de
combiner les mesures aéronomiques (à partir du sol et de l'espace) aux
observations ionosphériques et magnétiques. Enfin, elle est l'occasion
d'engager une vaste coopération entre pays avancés et pays en développement
dont un grand nombre est situé à proximité de l'équateur magnétique
(Mazél;udier et CoheIlt 1991).
La période d'observation commune à la mission du satellite VARS
... (Upper AtmosphericReasearch Satellite) et à l'AIEE, en permmettant de réunir
les mesures simultanées du vent neutre zonal et des variations du· champ
magnétique terrestre, offre l'occassion de terter le modèle de Richmond (1973)
dans un contexte nouveau.
Dans ce mémoire, nous nous proposons d'étudier les variations de
l'électrojet à l'aide du modèle physique local de Richmond (1972). Le modèle
est initialisé avec des données réelles issues de l'AlBE et de VARS; et des
données théoriques de vent obtenues à l'aide du modèle HWM (Horizonta
Wind Model ).
L'enregistrement des variations de la composante H du champ
magnétique a été fait à l'aide d'une chaîne de dix ( 10 ) stations magnéto-
telluriques réparties suivant le méridien 5° au travers de l'équateur
magnétique. Les paramètres électrodynamiques de l'ionosphère, sont issus des
ionogrammes enregistrés à la station de sondage ionosphérique de Korhogo
(9,336° N; 5,427°0). Cette station est située à -1,88° de latitude géomagnétique
(Doumouya,1995).
OX OBROU. Thèse de Doctorat JO cycls

---

INTRODUCTION GENERALE
5
Ce rapport est composé de quatre chapitres dont le premier est une
revue bibliographique de la chronologie de l'étude du géomagnétisme. Elle
couvre la période allant des premières observations du magnétisme en Grèce
antique jusqu'à nos jours. Nous y relatons les différentes étapes de l'évolution
du géomagnétisme en insistant sur les systèmes de courants équivalents
conçus pour expliquer les variations du champ magnétique terretre enregistré
'\\1
au sol.
Le Chapitre il est consacré à l'étude des modèles électrodynamiques de
1
l'ionosphère et le cas particulier de l'électrojet équatorial. Nous y rappellons le
t
modèle de Richmond (1972) qui nous servira d'outil de travail avec une
'. analyse détaillée des équations de base et de l'essentiel des résultats obtenus
par Fambitakoye et al. (1976) avec ce modèle.
La description du dispositif expérimental et le traitement des données
(ionogrammes, magnétogramme, vent neutre zonal) font l'objet du chapitre
m. Nous y déterminons la hauteur réelle de la couche E à partir des profils de
densité électronique déduite de l'inversion des ionogrammes et présentons la
1
station de sondage de Korhogo.
Enfin, l'analyse du contexte géophysique caractérisant la période
d'étude est abordée au chapitre N. Cette analyse est basée sur les indices
magnétiques Am, Ap et le Dst. Nous présentons les paramètres d'entrée du
modèle en insistant particulièrement sur le choix du champ électrique
J
primaire. Nous faisons une analyse comparative des profils en latitude des
variations régulières de la composante horizontale du champ magnétique Sr
1
(H)
déduites
du modèle
et celles
obtenues
à
partir
des
mesures
expérimentales. Enfin, nous interprétons et discutons les résultats en les
comparant à des résultats antérieurs.
OL OBROU. ThÙB dB Doctorat JO cyclB

---

J
Chaplt,../Hlltorlqu. dM CHomagMtiSM.
6
~
1jlj
:~
"La crainte ae {P,teme{est le
comme~ment ae fa Science "
Le roi SALOMON
~ .;
1:
,II;
1
,":
.
'1'l"fJ 1 ••
' , . , l.
'~
.;~
_~ ...~:'I
fi {
•
';. '.~ 1.', c../ .
--~ "
~
Chapitre 1
HIST()RJ[<tÙEDU GÉOMAGNÉT][SME
1
. }.
;
,
,
,
;
'...
~.
- ! .- . ' ..
\\
,
; ,'.

---

ChapitTllIHiltorlqlUl dJI GioIJ/QgnStll",.
7
Introduction
Le.'pl~.gn~~~e ...es~ une propriété des corps capables d'attirer le fer et
certains métaux.' La portion de l'espace où se manifeste le magnétisme est un
domaine où règne le champ magnétique.
Le magnétisme terrestre ou géomagnétisme fut observé depuis la haute
antiquité. L'utilité du géomagnétisme a été révélé par la navigation ,maritime
par l'usage de la boussole, puis ~ar l'étude des courants ionosphériques.
Le champ magnétique a fait l'objet d'observations à partir de stations
réparties en plusieurs points du globe.
,,-,..
Dans cette partie, nous rappelons les études qui ont historiquement
1
marquées l'évolution du géomagnétisme. Nous insistons sur les systèmes de
courants conçus pour explique~ les variations du champ magnétique. Nous
montrerons le rôle de l'ionosphère dans l'interprétation des variations
journalières régulières du champ magnétique terrestre.
1.1. LES ETAPES HISTORIQUES DE L'ETUDE DU GEOMAGNETISME
.
.
;
'
Le mot magnétisme vient de la ville grecque Magnésie, près de laquelle
ont été déco1,l.~erts, dès l'antiquité, les premiers aimants naturels. TI a été décrit
pour la première fois par Thalès de Milet vers 550 av. J.-C.
Les aimants acquirent une utilité pratique le jour où l'on découvrit
qu'une aiguille de fer, frottée sur une " pierre d'aimant ", devenait elle aussi un
aimant qui s'orientait à peu près suivant une ligne Nord-Sud si elle était
montée sur un pivot vertical. L'instrument ainsi construit, c'est à dire la
boussole était évidemment fort utile aux navigateurs et ne tarda pas à leur
devenir indispensable bien que les polynésiens parvinrent à s'en passer pour
de longs voyages d'île en île à travers le pacifique.
OK. OBROU. ThA.JII dll Doctorat 3° CJ'C"

---

8
On ne sait pas exactement qui réalisa la première boussole, cependant il
est admis par tous que les chinois en furent les premiers utilisateurs en
navigation et dans l'orientation de leurs édifices. La boussole parvint aux
européens par l'intermédiaire des arabes lors des grandes croisades
commerciales peu avant le 12° siècle.
L'époque à laquelle il est fait mention pour la première fois de la
déclinaison, angle que fait le méridien magnétique avec le méridien
géographique (Figure Ll) semble se situer d'après A.Becquerel, aux environs
de 1269. Cet écart angulaire sera vérifié par Christophe Colomb le 13
Septembre..J492. En effet, par a peu près 28° de latitude Nord et 31° de
~. longitude Ouest, les boussoles dont la direction avait été jusque là au Nord -
;
Est, pointaient désormais vers le Nord-Ouest. il en conclut alors que la
déclinaison magnétique ne conserverait pas la même valeur pour toutes les
1
longitudes. Dès lors il devint nécessaire d'étudier plus complètement la
~
J
variation de la déclinaison à la surface du globe.
t -:
L'inclinaison, c'est à dire l'angle que fait le vecteur champ magnétique
)
"
avec le plan horizontal (Figure 1.2) sera découvert plus tard par un
\\ constructeur anglais, Robert Norman en 1576. En effet, ayant construit
plusieurs aiguilles qu'il avait ajustées pour qU'elles se maintiennent
horizontales sur leur pivot avan~ l'aimantation, il se rendit compte qu'elles ne
gardaient plus le même équilibre après aimantation et qu'elles s'inclinaient
-toujours d'un certain angle par rapport à l'horizontal.
En 1581, W. Borough publia le premier texte sur le magnétisme terrestre.
Dans son document, il fit la description de sa méthode de détermination
exacte de la déclinaison. il présenta même des observations montrant la
variation de la déclinaison avec la hauteur du soleil sans toute fois mentionner
1
qu'il s'agissait de variation diurne.
.)i~)
1
~~
OK. OBROU. Thù. d. Doctorat JO cyck
j
j

---

Chapitr. JHiltortqu. du G40mag7l~til""
9
Quelquesiannées- plus-tard,- soit en 1600; W~ Gilbert dans son célèbre
traité ~'DeMagnete"/.indiquait pour.la,première fois'que.la terre se comportait
comme un aimant dont le champ;magnétique serait d'ft à des causes internes à
la terre.. ·
x
...
y
, ";,
. '.
... .. ... ...
'
n
y
~..~ .....
.........
.' .
..........
:
..
-:I:·
~
.
,
,
z:··,
Figure Ll : Cpmposa.!-ttes:du champ magnétique terrestre 11 (Hf D
0
f Bz)
H.: i~<?~g.~~~tè1l.~~on~~.( p?si~ vers le Nord)
Bz : compos~te'verticale (positif vers le bas )
.D·: déclinaisQJl,
1 : inclinaison
OL OBROU. ThÙB dB DoctOfat 3° cyck

---

Chapitre 1Hlltorique du ~mQg";t1lme
10
Au début du 1~ siècle, l'on disposait d'une carte des directions du
champ magnétique terrestre en différents points du globe. C'est pourquoi, W.
Gilbert les compara aux directions du champ données par une sphère de
magnétite appelée terrela. Du bon accord constaté entre ces directions, il
conclut que la terre agit comme un gros aimant.
Les premières mesures du champ magnétique terrestre commencèrent
en Europe au début du moyen âge. Pendant plusieurs siècles, la déclinaison et
l'inclinaison magnétique ont été mesurées par un réseau épars de stations à
travers le monde. L'ensemble des données recueillies à ces stations est
présenté à...la Figure L2. La première carte mondiale des lignes de champ
" magnétique fut établie par Halley en 1701. La Figure L3 en est une illustration.
Elle présente des lignes d'égales valeurs de déclinaison.
En 1934, H. Gellibrand analysant les observations faites à proximité de
1
j
Lonches depuis 1580 sur la déclinaison, découvrit la variation séculaire. En
it effet sur une période de 54 ans de mesure, il montra que la déclinaison était
passée de 11°18' vers l'Est à 4°5' (Figure L4). Quant à la variation diurne elle
1
fut mise en évidence par P. Tachart en 1682, et confirmée par les observations
1
de G. Graham en 1722.
t
En 1741, A. Celsius et O. P. Hiorter, poursuivant les observations sur
1
l'aiguille aimantée, signalèrent pour la première fois la simultanéité d'une
t
aurore boréale avec une variation importante de la déclinaison dont
1
1
l'amplitude atteignit plus de 19' le 1er Mars. Cette perturbation irrégulière sera
1
nommée tempête magnétique ou orage magnétique en 1807 par J. Humbolt.
TI faut noter que déjà en 1733, J. Dortous de Mairan avait donné la vraie
1
explication des phénomènes d'aurores boréales (Annexe 1.1)
1
AprèS la découverte de la variation séculaire, de la variation diurne
régulière et des variations irrégulières, c'est finalement à partir du 19° siècle
que la recherche scientifique en géomagnétisme sera amorcée.
1,1
OK. OBROU. Thùe tk Doctorat JO cycls
1
1
li
'1

---

Chapitre 1HistorlqJ4e du GéQmagn~tisme
11
Les premiers travaux scientifiques en géomagnétisme s'attacheront à
l'interprétation des différentes variations du champ magnétique. Pour ce faire,
plusieurs hypothèses furent proposées.
En 1850, personne ne s'imaginait que des courants électriques circulant
dans l'ionosphère pouvaient être responsables de la variation diurne du
champ magnétique. L'on pensait plutôt que la cause de la variation diurne
était le fait de courants telluriques. Cela a eu pour conséquence le
développement des mesures des courants telluriques à travers le monde
pendant le 190 siècle. Cependant il était connu que les orages magnétiques,
c'e~t à dire-les variations irrégulières du champ magnétique étaient liées à des
" phénomènes atmosphériques tout comme cela a était le cas des aurores
boréales.
1.2
ETUDE DES SYSTÈMES DE COURANTS IONOSPHERIQUES
L'étude des courants ionosphériques s'est amorcée à partir de la
recherche fondamentale sur le géomagnétisme menée par Maxwell. Au cours
d'une conférence à Cambridge en 1870, Maxwell développa la thèse du lien
entre les variations du champ magnétique terrestre avec le soleil, la lune,
l'atmosphère et l'intérieur de la terre.
Les travaux de Maxwell sur l'électromagnétisme, ont été à l'origine de
l'intérêt pour les études des courants ionosphériques. En effet, quelques
années plus tard, soit en 1882, Balfour Stewart s'en servi en introduisant le
concept de dynamo pour interpréter la variation diurne régulière du champ
magnétique terrestre. A cette même époque trois autres hypothèses étaient
avancées pour expliquer ces mêmes variations du .champ magnétique.
C'étaient:
-l'action directe du soleil sur la Terre
OK OBROU. Thèse de Doctorat 3° cycle

---

Chapitre 1Historique du Géonulg1l4tisme
12
iJ~
-les effets thermiques du soleil SUI l'atmosphère terrestre (hypothèse de
j
•
1
Faraday)
l
- les COUIants terrestres
i,
POUI expliquer les variations du champ magnétique terrestre, Stewart
f
1
(1886) suggéra l'existence d'un fluide atmosphérique partiellement ionisé en
mouvement à travers les lignes du champ magnétique terrestre. Selon Stewart
1
(1886), c'est la circulation de ce fluide qui donne naissance à des courants
l électriques réguliers dont les effets magnétiques seraient ceux observés
1
journellement.
i~
1
1
i
1
if
1
j
11
1
1
1
J
j
1
Figure L2 : Différentes valeurs de la déclinaison à différentes latitudes.
1
~. Gilbert, 1600)
l
1
1
lf1
OK OBROU. Thùe de Doctorat JO CJ1Ck
l
1
1i
~j

---

Chapitre / Hiltorique du G40magMtilIM
13
...
Figure L3 : Carte magnétique de Halley (1701) dans l'atlantique. Elle présente
les lignes d'égale déclinaison (Royal Astronomical Society)
OK. OBROU. Thèle de Doctorat ]0 cycl4

---

Chapltrt 1Hlltorlqu4 dll GIomagn4t1lm,
14
\\
.....
. °
10
,- .'..,.
5°,
...". °0
....
,~.L;Jo.
".
.....
1/1
°
..,
c -5
u
\\;.
c
.
"0
~ .10°
'..• .
.5
.
'ü
,
8 _15°
, .
\\....
_20°
'\\,
"'---- .
_25°
'1700
1750
1800
1850
1900
1950
2000
1550
1~
1650
..
1
1
1
i
Figure L4 : Variation séculaire de la déclinaison magnétique à Londres
pendant quatre siècles (Malin and Bullard, 1981)
OL OBROU. Thù, d, Doctorat JO cycll

---

Chapitre 1Historique dit GBomagn~tisme
IS
Reprenant les idées de Stewart, Schuster (1889) développa l'étude de ces
courants en appliquant à la variation régulière du champ magnétique, les
méthodes d'analyse par harmoniques sphériques. TI faut noter que la méthode
d'analyse par les harmoniques sphériques fut utilisée par Gauss (1839). En
effet, ce dernier s'étant intéressé à l'étude du potentiel magnétique, avait émis
bien avant Stewart l'idée des courants électriques dans l'atmosphère pour
expliquer les phénomènes des aurores boréales.
Schuster fut cependant le premier à séparer les sources internes et
externes des variations du champ magnétique et établi la première carte de
courant é'l.trlvalent (Figure L5). TI prouva à partir de ses travaux sur les
...variations journalières que les sources extyrnes étaient à l'origine des
variations régulières (Be) et isola la part due aux courants telluriques induits
par la source externe (Bi). Schuster entreprit ses travaux plusieurs années
avant la découverte de l'ionosphère.
En 1901, peu de temps après Yinvention de la radio, Guliemo Marconi
réussissait à
transmettre un signal radioélectrique de r Angleterre à
yAmérique du Nord par-dessus l'océan Atlantique. Cet exploit fut pour la
communauté scientifique de cette époque difficile à expliquer. En effet, il était
connu d'après les travaux de Maxwell, que les ondes radioélectriques se
propagent en ligne droite. Comment alors les signaux émis par G. Marconi ont
ils pu suivre la courbure terrestre?
Pour répondre à cette question cruciale, trois chercheurs en 1902, de
façon indépendante, suggérèrent Yexistence d'une couche permanente
électriquement conductrice dans la haute atmosphère sur laquelle les ondes se
seraient réfléchies. TI s'agit de Heavside en Grande Bretagne, Kennelly aux
Etat Unis et Nagoaka au Japon.
OK. OBROU. Thèse de Doctorat 3° eyçle

---

16
Chapitre 1Hillorlque du Gdo1nagn4tiltrUI
Entre 1925 et 1926, Breit et Tuve localisèrent les couches ionisées en
utilisant la technique du sondage par impulsion. Ces couches ionisées furent
nommées Ionosphère:en 1926 par Watson Watt.
Figure LS : La première carte de système de courant équivalent établie par À.
Schuster en 1889
OK. OBROU. Thù. de Doctoral JO cyck

---

Chapitre 1Historique du Geomagn~lisme
17
La découverte de l'ionosphère offrit de nouvelles perspectives dans
l'étude des courants électriques ionosphériques par le biais des mesures in
situ. En cela on pourrait citer la possibilité d'accès aux "courants électriques
équivalents " par l'utilisation de données magnétique de plusieurs stations et
du développement des techniques de mesures in situ des paramètres
nécessaires au calcul des courants électriques.
Les études développées sur la théorie dynamo, la conduction des gaz
partiellement ionisés et les marées atmosphériques permirent une approche
globale de la physique des variations régulières du champ magnétique
terrestre. C~tte nouvelle approche se développa ,pendant le 20° siècle suivant
trois axes de recherches:
"',
- les données magnétiques
- les mesures in situ
- les théories
1.2.1 Les données magnétiques
Pour suivre l'évolution de la variation diurne sur l'ensemble du globe, il
fallut distinguer la variation diurne des jours magnétiquement perturbés et
celle des jours magnétiquement calmes. Ainsi, en 1905, la commission
internationale du géomagnétisme fit établir la classification des cinq jours
mondialement calmes à la conférence d'hmsbrück. Cette classification fut
essentielle pour le développement de l'étude systématique des variations
régulières. Ayant utilisé la classification d'hmsbrück, Chapman établit en 1940,
la carte des courants électriques à partir de la variation des cinq jours les plus
calmes d'un mois. Ce système de courant fut nommé système de courant Sq.
·Rappelons que dans l'esprit de Chapman, ce système de courant équivalent
IISq" devait permettre d'avoir une image grossière mais globale des courants
électriques équivalents responsables des variations régulières du champ
O.K. OBROU. Thèse de Doctorat JO cycle

---

18
observées au sol. Cette idée de Chapman fut admise sans aucune preuve
expérimentale. Sur la figure 1.6, est représenté le premier système de courant
équivalent Sq établi par Chapman et Bartels (1940).
Les variations à l'échelle globale du champ magnétique terrestre
observées au sol ont été analysées à l'aide de systèmes de courant Sq idéal. En
effet, en supposant l'ionosphère comme une mince couche plane conductrice
infinie au-dessus d'une terre plane, l'effet magnétique produit à la surface de
le terre, calculé en intégrant la loi de Biot et Savart sur l'ensemble de ce plan a
pour expression
21r
Ml = 10f J
(1.1)
où f est un facteur prenant en compte le courant tellurique.
En 1962, Price et Wilkins améliorèrent le calcul des systèmes de courants
équivalents. Leur travaux révélèrent l'asymétrie de la circulation
calme. La figure L7 en est une illustration. Elle représente les résultats de
l'analyse du champ géomagnétique par Price et Wilkins (1962). Elle met en
évidence le caractère asymétrique de la circulation de courant entre les deux
hémisphères.
Pour améliorer les observations du champ magnétique terrestre,
plusieurs stations virent le jour à travers le monde. Ainsi, il fut installé à
Huancayo au Pérou, une station près de l'équateur magnétique en 1922.
L'analyse de la composante horizontale H du champ magnétique terrestre
enregistrée à cette station, révéla en 1931, une augmentation de son amplitude
d'un facteur de 2,5 par rapport à celle des stations de basses et moyennes
latitudes. Cette caractéristique particulière de H fut attribuée à l'existence d'un
courant intense circulant dans la bande d'altitude 90 - 130 km, au-dessus de
l'équateur magnétique. Ce courant fut nommé e1ectrojet équatorial par Sydney
Otapman en 1951.
OK. OBROU. 77thB dB Doctorat JO cyck

---

Chapitre 1Historique du Gdomagnérisme
19
Temps (HL)
6
",,7
16
2f1
1
1
'-;--~-;--~;--!T--r--T--r-..J.L-""--r--....---.AJ
~r---il---"'--I'
1.-.-II - __ 1
1
.... ..... l
" ~. ,/~ ,1tI-.~~'~I",~--ht+--+-;,-,h-}~.z.:..j'~"'.:..f'~•••~
i·····l. i '.. l i Ij /~ ::I~"'I\\ l ,;" ....
'. 00.
r:,~7-i~.\\-:---if-i._\\~l-H-h/f-,o-'/ ~/~., Î'\\~I\\~'~~-\\,-H-h:~;,
J-=-1,
.-J~---+--+--+-.+-~. +60
... l
'.
,~ \\
I-E" -It-\\'H!-tH-It-::-f-,,h-:j=---+-yJ~.,JJ-+-:~-+--4--4----l
1\\
'.
' ~N'1 -: .-1 ~ " ..
,i' .:..' ....
1 - .
1
1
." "
".
, 1 .
\\l_~
1 l '
....
)./1 i ···~··...I.; \\i j. .~ ~j
~.
.... .., ..'
....]0 ~
! i ! 1
1
•• '~," ,,~J
.\\," ...'
~
'---+---t---.--.....
_
' .. .. - ... ... ....
0
.
- t.__ _.. -. ..
-
~ ~t-i;':+:-:~~......:..:...+-'+-
--l-~f--l
-
1
1
l
, " ',--{
", ....
o
1 1: j'
1 1 1
' . , ... ~ ". ~~, .. ~ '. ,l·
1
f--"'--l-!
j.'
! - i _. . ~""':'::·::~::':·;l:::~"-:,r""
(.........., .. r--~ - 1--
.....
'-
J
~.
" ,,:,' '.... '.. ''', '
-tl
l.-
1 ,
~- 1-- ~-," 'l' 1', ':' .!' ....... ". '.1'...., '-,-.-/.',--- 1='--..:.::.::..'-- --t--+----.-4--l
,..
t..· 't • • •
V
1
! /
" 1
: : ; ' ...
" .
' ..1 '. l "
--
. _ . _ ~_.
l
, ) . , .
1
•
~
•
;---~
H ' 1'::," ,: ...·1:· :', ~;:\\~. 'l' - - ---_.. ... - ~"\\~·~o
1
-L
l
, .
•
•
•
•
1,,' •
• l' 'l'
~
'''Ir
• •
I t '
' . ) . . . . . .
--,
. 1
·i d ':.:' l ,:,": q li " =, ~
- -t;:-b:--. ., - .....,.-t--I-~
\\
1
• ::; .' : ;,;t ..
:, ::' :1:
1\\1~1'" IJ/I
(}
1
:/-":"I+~-~:-\\r.'
/.:,:l~~_,.
f
- _.r~~_I, __
li
.•1'1}
, "
• •
J
•
• 1.
• 1 •
.
1
: .:
i '.
\\.
'. J' •• ' 1." l' : 1:
.
~----f-~"Y -tt-I
MJ--j...,
T 1 " " ",-:~ :;~ :"'1 -:"I-'~'r!" y- ...- - rc-- -
-
- - f -
_60
/'V /;
l Î;'.:d',:>:c..:,~(o'r':'f!' !.i\\~::'~'""J---l~~--.;...v--l
. '
.
, l
, . '
_, \\
" "--
1
Figure 1.6 : Carte de système de courant équivalent Sq établi par ( Chapmari et
Bartels, 1940)
OK OBROU. Thèse de Doctorat 30 cycle

---

20
"
o
u
- l'lO'
Figure L7: Système de courant équivalent par Priee et Wilkins (1962). On peut
remarquer l'inversion d'un système ~Iun hémisphère à l'autre.
OK. OBROU. '!'ha. d. Doctorat 3° cyc"

---

Chapitre 1Historique du Géomagnétisme
21
En 1965, P. N. Mayaud introduisit le système de courant Sr. La variation
Sr vise à identifier sur les enregistrements la variation régulière proprement
dite, causée par les courants électriques ionosphériques permanents. Ainsi,
tandis que le Sq est par définition une moyenne statistique qui dépend du
niveau d'activité magnétique des jours retenus, le Sr correspond à un
phénomène
physique
bien
déterminé,
celui
des
courants
électriques
ionosphériques réguliers.
L'analyse de la variabilité jour-à-jour du Sr en relation avec la variabilité
jour-à-jour des paramètres ionosphériques permit de déterminer les signatures
part;iculières- des phénomènes ionosphériques~' Les variations du champ
-magnétique relevées au sol sont couramme~t utilisées pour calculer les
systèmes de courants équivalents et permettent ainsi l'accès aux courants
électriques planétaires.
La découverte de l'ionosphère marquera donc le point de départ de
nouvelles méthodes d'investigation des courants électriques ionosphériques à
travers les mesures in situ.
1.2.2 Les mesures ln situ
Les mesures in situ débutèrent peu après la découverte de l'ionosphère.
C'est entre 1925 et 1930 que se développèrent la propagation des ondes dans
l'ionosphère. Les mesures in situ à l'aide d'une ionosonde furent réalisées pour
la première fois par Breit en 1925. Ces mesures permirent de localiser les
hauteurs des couches ionosphériques et d'en déduire leurs profils de densité
électronique.
De nouvelles techniques de mesures apparurent entre 1958 et 1965, à
savoir les fusées (1960 - 1965), les satellites et les radars à diffusion incohérente
(1958-1966). Ces nouveaux moyens d'investigation permirent d'obteriir
OK OBROU. Thèse d/l Doctorat JO cycle

---

1
1
Chapitre 1Historique du Géomagnétisme
22
davantage d'information. Les mesures réalisées à l'aide des fusées ouvrirent la
voie à la collecte de données sur les marées atmosphériques (Siebert, 1954,
1956). La conductivité électrique, le champ et courant électrique, ainsi que les
marées atmosphériques furent déduits des mesures faites par radar à diffusion
incohérente (Vasseur, 1969; Woodman, 1970; Brekke et al., 1974). Ces mesures
in situ permirent également le développement de modèles empiriques de
paramètres ionosphériques ijacchia, 1971, Alan E., 1983, ~986, 1990 ) et des
courants électriques ionosphériques ( Salah and Evans, 1977; Mazaudier and
Blanc, 1983 )
1.2.3. Les modèles théoriques
Le progrès dans l'étude des courants électriques ionosphériques va se
poursuivre à travers des modèles théoriques. Ainsi, au cours de la période
allant de 1940 à 1960, la théorie dynamo (Chapman, Maeda, Y. Kato, 1940) et la
théorie des gaz partiellement ionisés (Cowling, 1942; 1945) furent developpées.
La théorie dynamo est basé sur la loi d'Ohm ionosphérique ci-dessous
J =o(E +~ xB)
(1.2)
Dans l'équation 1.2, J exprime la densité de courant électrique ionosphérique
en fonction des paramètres électrodynamiques de l'ionosphère ( cr :
conductivité; ~n : vent neutre; E : champ électrique ). Cette théorie fut
développée pour expliquer le système de courant ionosphérique Sq en terme
de distribution globale des vents neutres (Kato, 1956; Maeda, 1955). il est
important de noter que jusqu'en 1960 la théorie dynamo manqua de support
expérimental.
OL OBROU. Thés. de Doctorat JO cycÜl

---

Chapitre 1Historique du G40mag1l4ttsme
23
En 1970, la théorie des marées atmosphériques fut développée sur la
base de mesure de vents par Chaprnan et Lindzen (1970). S'appuyant sur les
mêmes données, des modèles à deux dimensions du courant électrique
ionosphérique furent améliorés (Stening, 1969; Tarpley, 1970, Richmond et al.,
1976). Sur la figure L8, sont présentés deux systèmes de courants. La figure
L8.a a été obtenu à partir de la théorie dynamo en utilisant des mesures in situ
et la figure I.8.b a été dérivé des données magnétiques (Matsushita 1968).
Aujourd'hui, les modèles s'affinent de plus en plus grâce aux
nombreuses données expérimentales et aux puissants moyens de calcul
disponibles. ils reproduisent de mieux en mieux les observations des
.. phénomènes ionosphériques et leurs effets magnétiques enregistrés au sol.
L'abondance des informations accumulées au fil des expériences contribue à
une meilleure analyse, et partant une plus grande compréhension du
processus physique de génération des courants ionosphériques à travers la
dynamo ionosphérique.
1.3. PROCESSUS PHYSIQUE DE LA DYNAMIQUE DE L'IONOSPHERE
Le processus physique de la dynamo ionosphérique tel qu'il est connu
s'établit de la manière suivante. L'absorption du rayonnement solaire
ultraviolet par l'ozone et la vapeur d'eau de la stratosphère (altitude comprise
entre 40 et 50 km), et par l'oxygène moléculaire dans la basse thermosphère
(aux altitudes supérieures à 80 km) engendre des oscillations de l'atmosphère
neutre organisées à l'échelle planétaire (marées thermiques atmosphériques)
ou local (ondes de gravité).Ces oscillations se propagent vers le haut et
interfèrent
pour
donner
un
système
complexe
de
mouvements
de
l'atmosphère neutre. Dans la région E ( entre 90 et 160 km), communément
appelée région dynamo, les particules neutres sont largement majoritaires et
entraînent par collisions dans leur mouvement à travers les lignes du champ
OK OBROU. Thèse de Doctorat JO cycle

---

Chapitre 1Historique du Géomagnétisme
24
magnétique terrestre, une partie du fluide ionisé. il se crée ainsi une différence
de vitesse entre les ions et les électrons, qui constitue la source primaire des
courants appelés courants dynamos. La charge d'espace engendrée par ces
courants dorme naissance à un champ électrique de polarisation, qui tend à
créer un courant opposé à celui qui le génère.
(al
i' ,......,..--.---..--r--.--r--....--.........=---'.....-T.....:....;---r--.-~""'T"""""........-.-......-r--r-.--.---,
-
o
- 6.
':L...="L:..::J."::..=.....:•••=._..J....~~~~~=~_ ...:.:....L.=...c.::.:.J
,
J
6
,
12
IS
18
21
24
(b)
.7 4
r
, ~-....--:._ _....:-....:.-...:.:.,.;:=:.==-=::;..x:===
L - " ' - - _
6
9
21
24
•
l
Temps (HL)
Figure L8 : Simulations numériques de système de courant électrique.
1
Contours d'une fonction de courant produite par des marées de mode 51,-2 et
!~1
S2. 4 dans l'hémisphère Nord. Les contours sont espacés de 10kA (a), et
1
contours d'une fonction de courant Sq déduit des dormées magnétiques de
1
IGY. Ces derniers sont espacés de 25 kA (b). La différence entre les intensités
1
de courant calculées et observées est due aux valeurs supposées du cycle
1
solaire (Richmond et al., 1976).
f
1
1
ff
1
-~
OK. OBROU. Thése de Doctorat ]0 cycle

---

Chapitre 1Historique du GéomagMtisme
25
Cette dynamo est à l'origine des courants électriques ionosphériques
réguliers diurnes des moyelUles et basses latitudes. Nous présentons sur la
figure L9 une illustration du processus dynamique à r origine des courants
électriques ionosphérique.
TERRE
Figure L9 : Sources principales de courants électriques ionosphériques : les
marées atmosphériques (Evan, Geop. space Phys., 16,195, 1978)
OK. OBROa. ThùedeDoctorat 3°cycls

---

26
Conclusion
A travers cet aperçu. historique du géomagnétisme, nous avons mis en
évidence le lien entre les variations du champ magnétique terrestre au sol et
les systèmes de courants équivalents.
Des événements importants ont jalonné les progrès réalisés
dans la
connaissance des sources du géomagnétisme et de l'étude des systèmes de
courants électriques équivalents.
Le concept d'aimant introduit par W. Gi1pert en 1600, a été le point de
.. départ de la recherche en géomagnétisme. ~s traités de Maxwell ont été
quant à eux essentiels pour asseoir la théorie de base des systèmes de courants
ionosphériques dont B. Stewart et Shuster en furent les pionniers.
La découverte de l'ionosphère après 1900, a permis le développement
des mesures in situ des paramètres
ionosphériques. Ainsi, à l'aide des
données des radars à diffusion incohérente on a pu calculer les courants
ionosphériques. Enfin, grâce à la théorie dynamo et aux simulations
numériques utilisant à la fois des données magnétiques et ionosphériques on a
progressé dans la compréhension du système global de courant à trois
dimensions.
Dans le chapitre suivant, nous étudierons la physique du plasma
ionosphérique dans sa généralité et passerons en revue des modèles
d'électrojet. Nous décrirons plus en détail celui de Richmond (1972) dont nous
nous servirons dans la suite

---

---

27
1.',
. ,
"Le sa'()ant comptet est cefui qui
em6msse à fafois fa tli40rU et fa
pratique ex:pérÎme!'tafe. "
Claude BERNARD
1
" 1
(
Chapitrell
, ,
PHYSIlQ..UE DE BASE ET MODÉLISAT][ON DE
L~ELECTRO.JlJ3T
>
ÉQ..UATORIAL
:.1,
,
.... ;.
OK. OBROfj. T'hÙlltJ. Doctoral 3° Cycl.

---

CJwpitn n:PhYJiqJJ6 th b<w ., mot:UJiUllion th l'éJ6ctrojet
28
Introduction
L'interaction entre les radiations ionisantes solaires et les particules
;
neutres de la haute atmosphère est à l'origine de la formation de l'ionosphère.
Elle constitue la composante ionisée de l'atmosphère qui s'étend de 50 à 2000
~
.'
r;" .. \\'
kilomètres d'altitude. Elle se subdivise en trois couches ou régions désignées
par les lettres D, E et F par ordre d'altitudes croissantes.
Ces couches ionosphériques présentent des morphologies qui varient en
fonction de la latitude géographique. Ainsi, il est commode de la considérer
quatre régions d'étude comme suit:
,
- zon~ équatoriale (0 à ± 200 de latitude Jéographique )
- zone tempérée (± 200 à ± 600 de latitude géographique)
- zone aurorale ( limitée par les parallèles ± 600 et ± 700 de latitude
géographique)
- calottes polaires (s'étendant vers les pôles à partir de la limite des
~.
. ~ - . '
--
.
.
,~
zones aurorales)
De toutes ces différentes zones ionosphériques, l'ionosphère équatoriale
présente des particularités aux nombres desquelles l'électrojet équatorial.. C'est
en 1922 que fut observé ce phénomène par l'analyse des variations de la
composante H du champ magnétique terrestre emegistrées à une station
située près de l'équateur magnétique (Chapman, 1951). C'est un intense
courant qui circule dans la région E de l'ionosphère. Depuis sa découverte,
l'électrojet a fait l'objet de plusieurs investigations scientifiques.
Dans ce chapitre nous nous proposons d'étudier les processus
photochimiques à l'origine de la formation de l'ionosphère. Nous décrirons la
morphologie des différentes couches ionosphériques. La deuxième partie de ce
chapitre sera consacrée à l'étude des équations de base de la modélisation de
l'électrojet équatorial.. Nous présenterons en particulier le modèle électrojet
OK. OBROU. ThÙ. d.Doctoral JOCycz.

---

29
équatorial de Richmond (1972), puis les résultats antérieurs obtenus à partir de
ce modèle.
".
!
Il.1. fORMATION DE L'IONOSPHERE
La principale source responsable de la formation de l'ionosphère est le
rayonnement électromagnétique d'origine solaire dans la partie du spectre
couvrant l'ultraviolet et les rayons X.
Les ions et les électrons qui composent le plasma ionosphérique
.. résultent de l'interaction de ces rayonnemen~ avec les atomes neutres de la
haute atmosphère. Dans ce plasma, il s'établit un processus inverse de
recombinaison entre électrons et cations d'une part, et d'autre part un
phénomène de captation d'électrons par certains atomes pour donner des
anions.
il existe également d'autres sources d'ionisation à savoir: l'ionisation par
traînées météoriques et par rayonnement corpusculaire.
Les particules météoriques de faible masse (0,1 mg) créent vers 100 km
d'altitude des traînées d'ionisation de courte durée de vie. En zone équatoriale,
cette population d'ions de courte durée de vie est recyclée par les mouvements
de la Il fontain~ équatoriale ".
L'ionisation par rayonnement corpusculaire peut être produite par
collisions de corpuscules d'origine solaire.

---

Chapt".. Il: Phyllqu th bal. tIt mod~lQtlon th 1'4U1ctl'ojtlt
30
Il.1.1 Processus de production des électrons - Théorie de Chapman
La théorie élaborée par Cllapman pour expliquer la formation des
couches ionosphériques repose sur les hypothèses suivantes:
- Le rayoIUlement ionisant du soleil est monochromatique.
- L'atmosphère contient un seul type de gaz ionisable.
- L'atmosphère est isotherme.
On désigne la densité particulaire à l'altitude z par n(z), la section efficace
d'absorption et de photoionisation respectivement par <r et cr.
La densité p~e de l'atmosphère s'exprime aJ,ors comme suit:
,
(
(n.1)
où no est la densité particulaire au sol (z = 0)
H= kT1mg la hauteur d'échelle
k : la constante de Boltzman (1,38 10-23 JI degré)
m : masse mOYeIUle particulaire
T : la température absolue
g : le champ de gravité
Soit <1>co le flux de photons solaires au sommet de l'atmosphère et <1>(z) le flux
résiduel à l'altitude z.
Le taux de production électronique P(z) à l'altitude z s'exprime par la relation
P(z) = dn(z)<1l(z)
(n.2)
Etablissons l'expression de <1>(z).
Le nombre d<1> de photons absorbés sur un trajet de longueur dans
l'atmosphère s'écrit .

---

31
" :
d<I>=
cm(z)C!(z) dz
(ll.3)
cosz
où X est l'angle zénithal et dz la variation élémentaire d'altitude. En intégrant
(ll.3) de z à l'infini
ona
C1l(z)= ~CG exp(-aN(z»)
(11.4)
où
"oH
~-z)
N(z)=--ex -
(11.5)
cosZ
H
En définitive on a
P(z) =c"''o<'b.
~ z
ex - - - cmolf
- - e x~-z)~
-
(ll.6)
CG
H
cosZ
H
(ll.6) est rexpr~n du taux qe proql!ction de ri~nisat;io~
On peut, ~,4~~u4'f!,le taux, de production maximum en annulant la.
dérivée péll::lap~,à ,z ~e P(z).
Le taux ainsi ca1çulé s'exprime par
p =P(Z,)=O"t;I>oocosz
(TI.7)
•
•
aHe
où Zm est l'altitude correspondant au taux maximum de production. Celui-ci
varie en fonctîon de'r activité soIairè et deYangle zénithal solaire. il a.'ttéirifson
maximum à midi local é est à dire lorsque le soleil est au zénith (X=O).
Il.1.2 Perte d'électrons

---

Chapitre Il : Phylique de bOle et modl1Jlatton del'Ikctrojet
32
La perte d'électrons se produit par fixation de ceux-ci sur les particules
neutres (Ûl" 0, N2, N) ou sur les ions positifs existant dans l'atmosphère. Elle
s'opère suivant deux processus.
La recombinaison radiative avec les ions positifs (A+) selon la réaction
générale suivante A+ + e- ~ A + h v. La vitesse de recombinaison a pour
expression Dl =-aN2(e) où a est le coefficient de recombinaison.
L'attachement sur les particules neutres (a) selon la réaction générale
a +e- ~ a- +hv . La vitesse d'attachement a pour expression D =- pN(e) où b
2
est le coefficient d'attachement variable avec l'altitude.
.. Il.2. STRATIFICATION DES COUCHES IONO~PHERIQUES
Il.2.1 Couche D
La couche D, située entre 50 et 95 Km d'altitude n'apparaît que durant le
jour. La densité électronique y est très faible (1()2 à 104 elcm3). Ses
composantes chimiques sont constituées d'anions et de cations polyatomiques
hydratés. L'ionisation y est provoquée par certaines radiations solaires qui
peuvent atteindre cette couche. C est ce qui s'observe lors des émissions
intenses de rayons X (2 à 8 A) associées aux éruptions chromosphériques
durant les périodes de forte activité solaire.
Dans les calottEJ!..S polaires situées aux hautes latitudes ( au-delà de 700 de
latitude), les émissions de protons solaires de basse énergie (quelques MeV à
quelques dizaines de MeV) participent aussi à l'ionisation de la couche D,
essentiellement composée de particules neutres telles que N2 et NO.
Les ondes radioélectriques de fréquences inférieures à 1 MHz sont
absorbées par cette couche D. Ainsi, la trace de la couche D n'apparaît pas sur
les
ionogrammes.
Pendant
le
jour,
les
ondes
très
longues
(ondes
kilométriques) se réfléchissent à la base de la couche D. Les ondes
OK OBROU. Th.,e de Doctorat ]0 Cyek

---

33
hectométriques (ondes. moyennes) se' réfléchissent plus haut en subissant de
très fortes absorptions.
La couche D étant faiblement ionisée, la présence d'une forte densité de
particules neutres entraîne une fréquence de collisions très élévée (1()6 à lOS S-1 )
entre particules chargées et particules non chargées indiquant ainsi un fort taux
d'absorption.
Il.2.2 Couche E
La couche E fut la première a être découverte par E. Appleton en 1925.
Elle se situe entre 95 et 130 Km d'altitude. {La densité électro~que y est
moyennement élevée (104 à lOS elcm3). Le taux de densité maximale présente
une variation en fonction de l'angle zénithal solaire (X), avec tu:l maximum
journalier vers le midi local et un maximum saisonnier en été.
La couche E est, peuplée en majorité par les ions positifs moléculaires
NQ+, et Q+ au sein de laquelle fluctuent des couches minces d'ions atomiques
(Fe+, Ca+, Mg+, Si+) qui forment la couche E dite "sporadique" que l'on désigne
par Es.
Cette couche ionosphérique est fortement dominée par les phénomènes
de création et de production de particules. Les pertes d'électrons sont dues
aux processus de recombinaison dissociation dont la vitesse est très élevée la
nuit. Les réactions de recombinaison suivantes y sont les plus fréquentes.
La nuit, l'ionisation est très faible dans la couche E, sa fréquence critique
ordinaire (foE) est d'environ 0,6 MHz (Wakai, 1971). Ceci explique l'absence

---

34
de sa trace sur les, ionogrammes nocturnes. La couche E est aussi le siège
d'importants phénomènes électrodynamiques qui feront l'objet d'une étude
détaillée.
La. couche E dite "sporadique" est formée par l'ionisation anormale qui
se manifeste aux altitudes de la région E. Elle prend des formes diverses,
parfois irrégulières et morcelées ou peu marquées et discoïdales. L'ionisation
n'a pas grand rapport avec la radiation ionisante du soleil. Les propriétés de la
couche E sporadique varient d'une latitude à l'autre.
En région aurorale le phénomène est nocturne et sans variation
saisonnière marquée.
En région tempérée, l'ionisation sporadique se présente sous forme de
,
nuages qui s'étendent sur de grandes distances avec des épaisseurs comprises
entre 500 et 2000 m. Elle est généralement située entre 95 et 135 km d'altitude
(Kerblai et Nosova, 1988). La. couche E sporadique (symbolisée par Es) se
produit surtout en été entre 6h et 24h avec un maximum absolu vers midi et
un maXimum secondaire entre 17h - 20h.
En région équatoriale, la couche Es est présente pendant une grande
partie de la journée, elle s'étend horizontalement sur une large bande de
fréquence sur les ionogrammes. La. fréquence critique ordinaire de la couche
Es (foEs) est importante et peut atteindre parfois 12 MHz. Selon Mayaud
(1965) elle serait à l'origine de l'électrojet équatorial. L'origine de la couche Es
a fait l'objet <le plusieurs études parmi lesquelles celle de Rogister and
D'Angelot (1972), Whitehead (1970).
11.2.3 Région F
La. région F est située au - dessus de la couche E, elle s'étend de 130 km
à 2000 km d'altitude. C est une région où la densité électronique est
relativement élevée (105 à 106 e/cm3). Le maximum de densité électronique se
OK OBROU. Thèle de Doctorat JO Cycle

---

i
1
j
Cltapitr. II : Physiqu. d. bas••1mod4lisatiOII d. 1'4kctroj.1
3S
situe vers 350 km le jour et 400 km la nuit. Au lever du soleil l'ionisation
présente un maximum unique au voisinage de l'équateur magnétique. Peu
après, la distribution de cette ionisation change brusquement et présente deux
crêtes séparées par un creux de 2 à 5° de largeur centrée sur l'équateur
magnétique (Vila, 1971.a; Walker et Chan, 1976). Vers la fin de la matinée, la
distance intercrête augmente en même temps que la densité d'ionisation
(Rastogi, 1959; Croom et al, 1960; Lyon et Thomas, 1963; Rao et Malthotra
1964).
De jour, la région F se sépare en deux couches: la couche F1 et la couche
F2.
Il.2.3.1 Couche F1
La couche F1 a un comportement assez semblable à celui de la couche E.
Elle apparait peu après le lever du jour et atteint un développement maximum
juste après midi. Cette couche correspond à la zone de transition entre les ions
moléculaires 0; ,N; et les ions atomiques 0+ et N+. A la base de cette couche
la fréquence d'oscillation des ions (ClJ ) est égale à la fréquence de collision ion-
i
neutre ViII'
Il.2.3.2 Couche F2
La couche F2 est la plus haute, elle est située au-dessus de 200 Km
d'altitude. L'ionisation y est très élevée avec une densité électronique
quelquefois supérieure à 1()6 elcm3• La couche F2 joue un rôle important dans
les liaisons radioélectriques à grandes distances utilisant des fréquences
élevées. Elle est fortement peuplée par l'ion ()+. La perte d'électron dans cette
OK. OBROU. ThAs. d. Doctoral JO CyclB

---

36
couche s'effectue selon' les recombinaisons ,radiatives comme indiqué ci-
dessous.
En dessous, de 200 Km, les composantes moléculaires neutre Ü2 et N2
:
:
"
; . ,
"
.,
"
'.
sont majoritaires et les réactions. de type (1) sont les plus rapides. Au-dessus
de cette altitud:e (200 Km) r atmosphère est surtout formée de composante 0 et
-
"
.
1 '
"., '.
. "
; ;
' . " t . ·
"
. "
- : .
. '
,"
N à rétat atomique et les réactions par échange de charge deviennent plus
lentes (Cerisier J-C, 1986).
(
La couche F2 présente des anomalies d'ionisa~on et se prête mal à une
interprétation par le modèle de Chapman. L'anomalie diurne consiste en ce
que le maximum de concentration électroniq~e se produit à une heure autre
que l~ midi local. ~e, plus, ce maximum présente une variabilité semi-diurne
dont les ~ ont Jieu entre. 10 et 11 heures et entre 22 et 23 heures locales
,
0;
_ )
l .
.
.
.
.'
.
(Matuura,1980).
Il.3. PHYSIQUE DE BASE ET MODELISATION DE L'ELECTROJET
EQUATORIAL
Dans ce paragraphe, nous allons aborder l'électrojet équatorial à travers
les processus électrodynamiques.
La modélisation de l'électrojet équatorial impose la connaissance d'un
certain nombre de paramètres à savoir : la densité de particules neutres
majeurs dont. il est constitué, la quantité d'énergie reçue du soleil, et la
résolution.de système. d'équations magnétohydrodynamique (MHD) incluant
les équations de conservat:ion de masse fluides ( ici constitués de particules
chargées et neutres de l'ionosphère) et les équations de Maxwell. Pour prédire
OK. OBROU. ThÙ. d. Doctorat JO cycz.

---

Chapitre II : Phyl/que de baH .t modéltlatton de l'él4ctrojet
37
le comportement de l'ionosphère, ce système d'équations doit être résolu avec
les conditions aux limites appropriées. Enfin tester les modèles avec des
paramètres mesurer expérimentalement.
La complexité des modèles capables de prédire les paramètres
ionosphériques a été résolue. Les modèles permettent de simuler l'interaction
de processus physiques et de mettre en évidence l'importance relative des
différents mécanismes en jeu. Cependant, il persiste encore des décalages
entre l'expérience et la théorie dont l'origine est à rechercher dans les
connaissances peu précises que nous avons de certains aspects fondamentaux
non complètement élucidés comme la prise en compte des turbulences dans
"les équations MHD (De la Vega and Duhau, 19~9). En outre, il n'a pas encore
été possible de réaliser des expériences où plusieurs paramètres du modèle
sont mesurés simultanément.
L'approche habituellement adoptée dans l'analyse quantitative d'Wl
mécanisme dOlUlé est de fournir certaines variables afin de réduire le nombre
d'équations du système.
Les variables ionosphériques sélectiolUlées ne dépendent pas seulement
du phénomène étudié, elles sont aussi choisis selon des dOlUlées la
disponibles. En particulier, du point de vue électrodynamique, il est commode
de choisir à priorie les densités d'électrons, d'ions et de particules neutres.
Dans ce cas, l'ionosphère est considérée comme constituée d'un système de
trois fluides: électronique, ionique et atomique. Le système d'équations MHD
se réduit pour le modèle à l'équation de conservation de la quantité de
mouvement appliquée à la vitesse moyelUle des particules, aux équations de
Maxwell et
aux équations
liant
les
variables
thermodynamiques
et
magnétohydrodynamiques (Rishbeth and Garriott, 1969).
La seconde difficulté liée à l'élaboration des modèles réside dans la
sélection des dOlUlées. Comme nous l'alUloncions plus haut, il existe très peu
0.1:. OBROU. Thùe th Doctoral JO C)!C16

---

Chapttre II : PhYltque tU brue et IfIOd4Jilation de 1';lIIctrojet
38
de'mesures simultanées, de plusieurs paramètres ionosphériques. La solution à
cette difficu1téconsiste' ,à trouver, une, série de paramètres mesurés lors
d'expériences distinctes dans le temps "mais s'étant déroulées dans des Il
conditions équivalentes Il géophysiquement parIant (Silvia Duhau, 1993).
Il.3.1. Les équations électrodynamiques
Nous portons notre attention sur les équations de Maxwell, la loi d'Ohm
généralisée" et la conductivité électrique. Les équations de Maxwell se
résument aux suivantes:
/
1
V] =0
(I1.8)
Vx Ë =0
(II.9)
En effet, aux fréquences hydromagnétiques, le courant de déplacement peut
être négligé dans la loi d'Ampère, et le champ électrique est irrotatiOImel dans
l'ionosphère tant que sa source est locale (Rishbeth and Garriott, 1960). Les
équations de'fermeture.sont des relations qui lient J et E. Pour ces équations,
nous supposons les iol.lS ,mwris d'une seule charge électrique. La densité
globale de charges du plasma et la densité de courant peuvent s'écrire
Pt: =e(n,-n.), J =e(n,v-n.v) où e est la charge élémentaire, ni, V, et !lev. sont la
densité et la vitesse des ions et des électrons respectivement.
La vitesse, moyerme des ions et électrons peut s'exprimer par la'relation
•
t'?
niV, + an V
m
M l '
.
d
swvante y :::
• •
avec a =--, m et
es masses respectives
es
ni +an.
}JZ,
électrons et des protons et Zi le numéro atomique. Zi = 31 pour 0; et N; entre
91 et 140 km (Duhau et al., 1987) Zi = 16 au-dessus de 180 km pour 0+ (Heelis,
1974).
OK. OBROU. Thùe de Doctorat 3° Cycle

---

39
En combinant l'équation' de conservation' de ,la quantité de mouvement
appliquée aux électrons et aux ions, la loi d'Ohm reliant le champ électrique l
et la densité de courant J s'écrit (Skarosfky et al., 1962)
l+a
jJ
-
Ë '
e ]
V
n
-
~
-
-
--œ;( +-xB)-[-(--u-) XD -(V· ~ +r.) +a(V· J: +1<;)]
4%
c
m e c , .
.' .
(II.l0)
dl
'
,
"
8:1"
+[-a+ V· (V] +.!V - oVV)] = (a-)C1
où m, esf 18: pulSation du plasma, (~)~ la variation de 'J due aux collisions, F. ,
i
.. Pe et ~, PJ- le~: forces ~'inerties et de pre~sirs des électrons. B, le champ
magnétique~En supposant l'ionosphère quasi neutre, c'est à dire I\\i = Ile = Il, on
peut aussi développer la loi d'Ohm en terme de paramètres infinitésimaux a et
8 (8 =mjOe ) (Duhau, 1984). Si les termes du second ordre en a et 8 sont
négligés et dans une approximation de quasi neutralité, l'équation précédente
se réduit à
D'autre part, l'équation de conservation du mouvement dans le cas
d'une approximation de quasi neutralité donne
Les équations électrodynamiques expliquées à l'ionosphère sont (11.8), (il.9),
(il.ll), e(t (II~B):, L~aJ.1aly~r. q.e l'éCl~tion (n.12) montre que le .terme le plus
i.mpo~t~ l~ preD,rl~ membre de l'équation est celui contenant J, dans le
. '
. , .
second membre, le terme contenant
..!:L est dominant. Comme Vi et Ve
a
OL OBROU. ThAu. DoctoI'tlt JO CycI.

---

ChapitrB Il : PhysiquB dB basB Bt modélisation dB l'électrojet
40
décroissent rapidement avec l'Mtitude alors que ne est constant. TI vient que J
décroît plus vite que en(v -0) suivant l'altitude. Ainsi, pour la haute
ionosphère, le terme contenant J peut être négligé dans les équations (1I.10) et
(1I.11). Ce qui implique que le courant soit parallèle au champ électrique en
haute ionosphère. De ce qui précède, apparaît l'importance de la description
de l'ionosphère, du point de vue électrodynamique en la séparant en deux
régions correspondant aux régions E située en dessous de 130 km ( où Ve/!le
«1 et Vi/ni~1) et F au-dessus de 150 km (où Vi/ni« 1).
Les équations (1I.11) et (1I.12) se simplifient d'avantage en négligeant les
termes relatifs aux forces d'inertie et de pressions ( Rishbeth and Garriott,
.. 1969). Finalement, en tenant compte du fait q~e dans les régions F et E vil ni
« 1, (Rishbe~1971; Louro and Duhau, 1983) on a
J7
v
)
E +- +B = -ne{J7-0
(1I.13)
c
a
J xB =~ne{J7 - 0)
(1I.14)
a
Il.3.2. La conductivité électrique
En éliminant J7 entre les équations (11.11) et (1I.12) et en négligeant
également les forces d'inertie et de pression on a
J=~Ë+ÛxB)
(1I.1S)
où ~ est le tenseur de conductivité. Dans le référentiel géomagnétique dont les
axes 13: parallèle à la ligne de champ o.: normale à la ligne de champ dirigé
OK OBROU. ThèsB dB Doctorat 3° Cycle

---

1
1
41
1
vers l'extérieur,·<p;: 'perpendiculaire ,à la ligne' de chamPi dans la direction Est -
f
~
Ouest le tenseur de conductivité s'écrit
f
!
'.,.
où 0'0' 0'1' et O'H sont les conductivités parallèles, de Pedersen et de Hall
respectivement. Ces différentes conductivités sont fonctions de la densité
électronique et des fréquences de collisions. Elles sont dOIUlées par la relation
de Chapman (1956).
(
,
'
(11.16)
Cf,
n.e( vA
- -
+
v.o. J
(TI. 17)
1 ' -
B
V;+~
v:+~
(TI.1S)
TI est important ,de noter que la détermination des conductivités impose le
calcul des fréquences de collisions des ions et des électrons et l'expression'de
la densité électroniques des couches. Remarquons que pour la fréquence de
collision des ions, nous faisons usage de modèles tels MSIS et ]77. Quant au
calcul de· la fréquence dec~llision des électrons il nécessite la détermination de
la
température ,des électrons.
'Nous
pouvons
déterminer la
densité
électronique soit à partir de mesures directes par radar à diffusion incohérente,
soit à partir des ionogrammes. C'est cette dernière méthode que nous

---

Chapitre Il : PhY8ique de lxue el mod&lation de 1'4lectrojet
42
appliquons dans ce travail. Elle fera l'objet d'une présentation plus détaillée au
chapitre ID.
La figure ll.t présente des profils des conductivités électriques obtenus
par le modèle électrojet Richmond (1972). Les conductivités de Pedersen et de
Hall sont maximales dans la tranche entre 90 et 150 km. Cette forte densité se
situe dans la couche E de l'ionosphère. Pendant que, le profil de conductivité
parallèle croit jusqu'à un maximum correspondant à 102 SI m.
Il.3.3. Le vent neutre
Le vent neutre est un paramètre qui intervient dans le calcul de la
,
densité de courant et du champ électrique à partir des systèmes d'équations
MHD. Dans la région F, le vent est supposé être généré par absorption
d'énergie aux altitudes de cette région. Cependant, dans la couche E, l'énergie
qui génère les vents est supposée provenir principalement des régions sous-
jacentes comme l'énergie générant les ondes de marées (Chapman and
Lindz~1970).
A l'équateur magnétique, le vent zonal Est-Ouest est plus important que
le vent méridional. Pour cette raison nous traiterons exclusivement le vent
zonal à l'équateur magnétique. Cependant, on ne saurait négliger le vent
méridional dans une description du caractère asymétrique du vent à
l'équateur (Ananda Rao and Raghava Rao, 1987).
La plupart des ~odèles utilisent des profils spécüiques de vent dans la
région E pour calculer le champ électrique et la densité de courant. Une
expression analytique intégrant les caractéristiques principales du vent neutre
fut proposée par Reddy et Devasia (1981). Cette expression est sous la forme
suivante
21lZ
U(z) =Uocos(~ + rPo)
(11.19)
OK. OBROU. ThùedeDoctoratJOCycI.

---

Chapitr, Il: PhYl/qu, d, btu, " mod4lisattOll d, 1'4l«:troj"
43
avec z =h:"" ho, -\\ =).jl(z), H(z) = kT où H(z) est l'échelle de hauteur, ~o la phase
mg
initiale, Âo la longueur d'onde de référence et Uo l'amplitude du vent
400 r-..........,r--,----.----r---'-----..,----.-----'T--......----,
300
_.E.:Ji
(
'-"
\\
" 200
'0
~
-.J
:.J
;;:
...:~.....
......
.' .
.
)
100
.
L.--_:'=:-.:-:C-=-·.:::·:::;:F.~-;:: ~:::
..
°10~~A8::--"'---·,-0~-::;:6:-....A.-~·,1-:0~~7~4~·.............:...-~1·~0-~~-;-'"...............:.:-."""':".-l...L00-=-'~·-.,-'-~,02
Conductivités (Sim)
Figure ll.1 : Profils des conductivités électriques obtenus par le modèle de
Richmond. ( Richmond A. D., 1992 )
OK. OBROU. Thù, d, Doctoral 3°Cyct.

---

Chapt". Il : PhYltqlltl dtl baH tlt mod41tlatton dtll'.ketro/tlt
44
11.3.4 L'ionosphère équatoriale
L'ionosphère équatoriale présente des caractéristiques particulières par
rapport aux moyelUles et hautes latitudes. Ce paragraphe sera consacré à
l'études de l'électrodynamique de cette région. Nous traiterons séparément les
régions E et F.
11.3.4.1. La région E
En première approximation, on peut adme~tre que le vecteur densité de
..courant électrique est horizontal. Cette hypOthère fut adoptée par Sugiura et
Caïn (1966) dans le premier modèle d'électrojet équatorial. Sous. cette
condition, en négligeant les effets du vent neutre à l'.équateur, et en· admettant
que E" constant l'équation (II.15) devient
et J" =(J'cE" avec (J'c =(J'p +
di,
où O'cest la conductivité de Cowling avec 1
(J'otgI + (J'p
désignant l'inclinaison magnétique. Ainsi, à l'équateur magnétique E
et J"
a
sont amplifiés et la configuration du champ magnétique influence l'intensité et
la forme du courant de l'électrojet ( Sugiura and Poros, 1969). Les cartes
représentant le potentiel électrique généré dans les régions dynamo en tenant
compte de la conductivité le long des lignes de force du champ magnétique
terrestre magnétique (laBelle, 1985), ont amené Dougherty (1985) à suggérer
la circulation d'un courant le long de ces lignes. Ce fait remet ainsi en cause
l'hypothèse des courants horizontaux. La bolUle approximation pour simplifier
OK DBRDU. Thùe de Doctorat JO Cycl8

---

Chapitre 1/ : Physique de base et modélisation de l'électrQjet
45
1
considérablement les équations serait de considérer les lignes de force du
l
~j
champ magnétique comme des conducteurs.
1
·1
En fait, les courants verticaux sont importants dans les régions
i,
f
équatoriales. En effet, leur prise en compte dans le modèle produit un
t
~
électrojet plus intense (Untied,1967).
t
Le système d'équations se simplifie d'avantage en considérant les lignes
de force du champ magnétique terrestre comme des conducteurs parfaits.
1J Dans ce cas, le champ EfJ = 0 et les lignes de force du champ magnétique
J
, terrestresontéquipotentielles.Cetteapproximationfut évaluéeparRichmond
t
(1973a). Ce dernier a trouvé que cela n'introduisait pas de différences
1
1
., appréciables dans la distribution du potentiel ~ectrostatique au-dessus de 95
t
km d'altitude.
1
4
î
La figure IL2 présente des isocontours du potentiel électrostatique
i
reproduit par le modèle de Richmond.
L'étude de l'électrojet équatorial en période de calme magnétique a été
1
largement développée. Cependant, deux problèmes majeurs démeurent à
savoir :
1
1) Les modèles théoriques donnent une mauvaise description de la
1
configuration de l'électrojet autours du midi local.
2) Les causes du contre électrojet ne sont toujours pas bien expliquées.
Nous discuterons ces deux problèmes dans le paragraphe ci-après.
Il.3.4.1.1. Structure de l'électrojet autour du midi local
Autour du midi locaL .les variables électrodynamiques de l'ionosphère
atteignent leur maximum. Pour cela, leurs dérivées par rapport au temps sont
négligeables par rapport à leurs dérivées spatiales. De plus, les lignes de force
OK OBROU. Thùe dB Doctorat 3° Cyc14

---

Chapitre Il : Physique de lHue et modélisation de l'~l«trojet
46
180
0'0 =(0 MOD~~
l60
FINITE-O"o MûDEl
1
-E~-CD"C 140
::J
.....
~
ct
lao.
'OOê~
la
Latitude géomagnétique (0)
Figure IL2 : DistribUtion du potentiel électrostatique pour 00 =00 et <:ro finie
avec Et'=0,3 mV.m-1 • Le potentiel est nul à 200 km et les isopotentielles sont
espacées de 20 V ( Richmond, 1973a)
OK OBROU. Th~se de Doctorat 3° Cycls

---

47
du. champ magnétique;terrestre :étant supposées équipotentielles, on déduit
des équations (ll.8), '(il.9) et (11.15) ce qui suit
Ea =~P (E" ~H -u+) (il.21)
"
rp, rH et U+ sont les intégrales des conductivités uP' eTH et de BeTH~ le long des
,
lignes de fon:~,~ '~p magnéti~~e terrertre (Duhau et al~ 1987). Les
expressions explicitant de rp, rH et U+ sont données en annexe II.1. Si les
: .
l
,
•
:,
. ' ," .' ' . .
t
. ~
.'
:
conductivités électriques et la distribution du vent neutre sont connues, on
peut calculer lIé"champ électrique secondaire et la densité du courant électrojet
t
~
:
~ \\.:::
' ..
si et seulement si le champ électrique primaire est connu.
Des modèles ont été développés à partir des équations ci-dessus. Le
,
.
paragraphe suivant sera consacré à l'analyse des profils tirés de ces modèles.
Il.3.4.2.' Profils de l'électroJet en fonction de l'altitude
L'intensité absolue' de l'électrojet dépend de la valeur attribuée au
•
1
'.
,l',
, ' .
j'; 1;.:.. 0"
'.,
:";1'
. . . :-
'
.
champ électrique primaire. Nous présentons dans ce qui suit, trois différentes
. "
_ ,o. 1 ." :
,
f. r ~,
•.. ~~.
,
approches selOn la valeur du champ électrique primaire Est-Quest.
."
1
Richmond, '(i9?3à) et Stening, (1985), ont adopté un champ primaire
•. ,'
,t;.,I·.·_,:.,~.:,)~.;:
.
~
,
égale à 0,37 mVIm. Ce choix correspond à la valeur normalisée pour laquelle
~ ,:
y~ '-' .... '
.
~ .
, . .
' ,
le 'profil' théonque et le profil expérimental coïncident au maximum de
{
. .
l'électrojet. ~ '.
Forbes et Undzen (1976), ont adopté un champ primaire de 0,5 mVlm.
Cette valeur a été obtenue en imposant dans un modèle d'électrojet

---

Chapitre II : PhYllque de bau et modélJlatfon de "éÜlctrojet
48
hidimensiolUlel, la condition que le champ électrique primaire, à une latitude
très éloignée de l'équateur magnétique ( au-delà de 7° de latitude
géomagnétique) est égal au champ primaire issue de la dynamo globale.
Duhau et al. (1987) ont utilisé un champ primaire de 0,6 mV/m. Cette
valeur a été déduite des mesures de la dérive verticale des ions mesurées à 300
km par Fejer et al. (1979). ils ont montré que la densité de courant du modèle
était 1,5 fois plus importante que la densité mesurée au centre de l'électrojet.
TI ressort de ces trois exemples que le champ primaire qui permet de
mieux représenter le courant au centre de l'électrojet est inférieur à celui
mesuré dans la région F.
,
Selon la théorie, le champ élechique p~e Est - Ouest devrait être
constant en altitude, et au-dessus de 160 km. Le champ élechique EqI est alors
lié à la dérive verticale des ions par la relation EqI = BVa où Va représente la
vitesse de dérive des ions ( Prakash and Muralikrisha, 1981). La vitesse de
dérive verticale des' ions est proportiolUlelle au champ élechique primaire Est-
Ouest. Ainsi, la valeur choisie par Duhau et al.. (1987) semble être la plus
réaliste.
Le résultat ci dessus impliquerait que les lignes de force du champ
magnétique terrestre ne soient pas équipotentielles ou que des mécanismes
non pris en compte dans le modèle réduisent le champ élechique primaire. En
effet, Prakash et Muralikrisha (1981) ont montré que le champ élechique
primaire déduit des mesures de dérive verticale n'est pas constant en altitude,
mais est de valeur plus petite dans la région E que dans la régi~n F.
. Nous présentons ci-après des profils de densité de courant obtenu à
l'équateur magnétique. Les représentations graphiques de la figure ll.3 sont
des illustrations des résultats obtenus par Duhau et al. (1987) et par Stening
(1985).
OK OBROU. Thèse de Doctorat 3° CycÜl

---

49
: IZO
-E~'-'
,..-..~II•.....;..:.".. .
1io
," ....,··r ~
"
S'·.,,·- " -••.
.... "
,
--
,...-~---,.
..
. \\
~.-~
.
~...............
;C ;.;.- "
.-.----
.-.-
..•: : .
.,.~ -
.-.,., .
.....-.~ : .
.
..'
.' .
i ,
, .. 1~
;.~ .:
. 10;
-z .
, J .... (A k m.j~ >.
1
a
Figure IL3 : Profils de densité de courant Est-Cuest à l'équateur magnétique à
1
midi. (A) : obtenu à partir des données des vols 14.176 et 14.171 ( Davis et ~
l 1967). (8) et (q : obtenus par calculs en utilisant respectivement une
distribution empirique de Te/Tn et Te/Tn ==1
1
1

---

so
La figure IL4 montre qu'au-dessus de l'équateur magnétique, la densité
de courant calculé théoriquement est de 60% plus élevé que la densité issue
des mesures. Cet écart décroît au fur et à mesure que l'on s'éloigne de
l'équateur magnétique, et s'annule au-delà de 250 km de part et d'autre de
l'équateur. Selon Duhau et al. (1986), cet écart serait dû à des phénomènes
locaux dont les effets n'ont pas été pris en compte par le modèle théorique
comme pas exemple la réduction linéaire du champ électrique de la région E
par les instabilités de type II (Rogister, 1971).
A la figure ILS, nous présentons des profils d'intensité de l'électrojet dus
à la contribution des effets du vent neutre (Reddy et Devasia, 1977).
L'analyse comparative de ces profils monp-e clairement que l'écart entre
le modèle et les mesures serait dû aux effets du vent au-dessus de 110 km, par
contre, en dessous de 105 km, les effets du vent neutre sont faibles et ne
peuvent pas justifier cet écart. Selon Stening (1986), une variation de 30% de la
densité des particules neutres produit 20 % de réduction de l'intensité
maximale de l'électrojet.
Il.3.4.2. La région F
La modélisation du champ et du courant électrique dans la région F
dépend des mécanismes dynamiques locaux qui s'y produisent (Rishbeth,
1971b). Prenant en compte ce résultat, Hellis et al. (1974), ont développé un
modèle de la région F dans lequel les équations dynamiques sont résolues en
tenant compte du couplage électrodynamique avec la région E. Ce modèle
permet la prédiction du champ et du courant électrique et le vent neutre aux
altitudes de la région F. Aussi ce modèle a été largement utilisé pour
interpréter les données expérimentales et décrire le comportement de base de
la région F (Duhau and Louro, 1983).
OK OBROU. Thèse de Doctorat JOCyck

---

1
!f
CluJpirr.lI: Phy.riqu d. 1Hu. fi m0d4U.ration d.l'.kcrrojet
51
1
t
o
o
)00
~m)
Distance de "équateur
Figure IL4 : Distribution en latitude du courant Est - Ouest à midi à 106 km.
Les cercles indiquent les valeurs mesurées (Davis et al., 1985). Les courbes
sont issus de modèles incluant les densités électriniques des vols 14.176 et
14.71 (A), 65-5 (B), 65-3 (C) et 14.173 (D) (Duhau et al., 1985)
A féqualeur magnétique
....... J..
-----Je
)
t, ······.TT
l'
---.IN!
. " ~:
.,' .,
,," ,.
,.t!'
,.-
"
lo,
f
,/
........ i
......-.-.
" -.....
U, (mis)
Figure ILS : Distribution en altitude de l'intensité de l'électrojet due à~' la
contribution des effets du vent neutre ( Reddy et Devasia, 1977)
0.1:. OBROU. 7'11Ùe d. Doctorat 3° Cycle

---

Chapitre Il : Physique de base et modélisation de l'ékctrojet
52
La figure II.6 représente la variation de la vitesse verticale des ions en
fonction de l'heure locale. Cette vitesse a été calculée à partir du modèle de
Hellis et al. (1974). il faut rappeler que la vitesse verticale est proportionnelle
à la composante Est-0uest du champ électrique. Sur la figure IL7, est
représentée séparément la vitesse de dérive verticale des ions résultant de la
contribution du champ électrique généré dans les régions F et E. A IIanalyse de
ce résultat, il ressort que le champ électrique est principalement généré
pendant le jour dans la région E et pendant, la nuit dans la région F.
La plupart des modèles qui traitent de la région F équatoriale se sont
inspirés des travaux de Hellis et al. (1974). Nous donnons ci-après un résumé
., des hypothèses simplificatrices et des conditio~ aux limites utilisées dans la
plupart des modèles.
Les deux hypothèses simplificatrices couramment utilisées sont les
suivantes:
1 - le phénomène est symétrique par rapport à l'équateur magnétique
2 - les dérivées par rapport à la longitude ne sont retenues que pour les
équations du vent neutre.
il faut noter que la première hypothèse est valable seulement qu'en période
d'équinoxe. Cette hypothèse fut utilisée par Hellis et al. (1974) dans ce
contexte. Cependant, elle a été écartée par Batista et al. (1986) pour interpréter
la dérive verticale déduites des observations à Huancayo et Fortaleza. En effet,
cette dérive verticale a été calculée à partir des ionogrammes en appliquant la
relation V=M1.'F/ ~t, au coucher du soleil. Avec cette modification, ces auteurs
ont reproduit les observations saisonnières de la dérive verticale des ions.
OK OBROU. Thèse de Doctorat JO Cyck

---

53
. ·Èib.--.,....---,,~.--r---y---,.
,..
, 1
ciO .
j 1
,. 1·
'/,1
. ': l i
r i 1
:,0
_
1 ! 1
.• -:..... •••••.
1
i 1
.l'.'
• ~ '~', '1
11
.,.....-1.
:'
'."::'/
.• \\ t
. 0 1--~f--t/'-1..~------''t----''++--l
1 ...
,..
,l
,
j."'
1
-20
.....:.., .
..~.. ".'
. ~ 1 1
\\ .
1
,
t
.
....
1
\\~../
.\\"
Temps (HL) (
Figure ll.6 : Variation de la vitesse de dérive verticale à partir du modèle de
Heelis et al., (1974).
'iil
è
20
-~CIl.!!.
0
>
~20
i
1
1
Temps (HL)
II
Figure IT.7 : Vitesse de dérive équatoriale engendrée par un vent uniforme de
1
1
1
Est de 200 mis dans la région F. (a) dérive Est à 300 km dans la région F. (b)
1
dérive verticale des ions de la région F. (c) dérive Ouest des ions dans la
région E (Farley et al., 1986)
OK. OBROU. ThU. tk DoctorQt 3° CycI.
...

---

Chapitre U ; Physique de base et modélisation de l'ékctrojet
54
Les conditions aux limites généralement appliquées aux modèles de la
région F sont les suivantes:
1- aucun courant ne circule à la base de la couche E
2-le vent zonal est nul à la base de la région F
3- le courant circulant de la région E à la région F est parallèle aux lignes
de force du champ magnétique terrestre.
La troisième condition contredit les résultats de l'expérience de
Musmann et Seller (1978) et les données du satellite POGO (Maeda et al.,
1985). En effet, les données du satellite POGO ont révélé l'existence d'un
système de courant méridien avec une composante verticale à l'équateur
,
magnétique.
{
1
L'atmosphère neutre et l'ionosphère interagissent fortement. Ainsi, au
coucher du soleil, on observe une dérive verticale importante de la couche F à
des altitudes élevées. Ce processus réduit l'ionisation des couches sous-
jacentes et peut. affecter le vent neutre zonal par deux mécanismes : la
décroissance de la résistance des ions au déplacement et l'émergence
d'anomalies de la température des électrons (Richmond, 1992). Ces effets
doivent être prises en compte dans les modèles électrodYnamiques en n'y
introduisant les température des particules. neutres et des électrons mesurées
expérimentalement (Louro and Duhau, 1988).
Il.3.4.2.1. Le vent neutre zonal
Le vent neutre zonal a été mesuré par le satellite Dynamics Explorer 2
(Warton et al., 1984). La varia~on temporelle du vent neutre zonal obtenue à
partir des ces données est comparée aux résultats du modèle (figure ILS)
(Louro et Duhau, 1988a). On peut remarquer que l'accord entre le modèle et
OK. OBROU. Thèse de Doctorat JO Cycle

---

ss
les dOIUlées s'améliore notablement la nuit, si l'anomalie liée à la température
des neutres à 00H00 est prise en compte par le modèle (Spencer et al., 1979).
. Il.3.4.2.2. Le système de courant méridien
Un système de courant méridien associé à l'électrojet, et confiné en
dessous de 150 km. d'altitude a été mis en évidence par Untiedt (1967), puis
par Sugiura et Poros (1969). La mesure du champ magnétique le long du
méridien aube - crépuscule par le satellite MAGSAT a révélé l'existence d'un
système de courant dans le plan méridien. Ce ~ystème est composé de deux
., vortex approximativement non symétrique~ par rapport à l'équateur
magnétique. En utilisant le modèle du circuit électrique établi entre les régions
E et F, Louro et Duhau (1983) ont calculé les courants méridionaux et prédit
l'existence de deux vortex antisymétriques dans la région F. Ces courants
varient en intensité et présentent un maximum à midi, puis décroissent
jusqu'au couché du soleil (figure IL9). On remarque que les prédictions du
modèle sont siIriilaires en forme et intensité aux altitudes basses.
Il.3.4.2.3 Le champ électrique et le contre électroJet
En période de calme magnétique, le champ électrique primaire généré à
midi est dtl aux vents des marées thermiques organisées à l'échelle globale.
Par contre, c'est par action dynamo que ce champ est généré dans la région F la
nuit.
Souvent, l'après midi, et rarement le matin, un phénomène particulier se
produit à l'équateur magnétique. En effet, on peut observer soit une
diminution de l'amplitude de la composante H, soit une inversion de celle-<:i
(Reddy, 1989). C'est le phénomène du contre électrojet.

---

Chapitre II : Physique de base et modélisaI/on de l'électrojet
56
lJql
__. _
Meynard et al. (1979) .
zoo
'ZW
-
Wharton et al. (1984)
. _ .'
Wharton et al.
-
Anomalie de température
,,,,,, _. elI1rême
\\'
\\
Anomalie de température·
100
"
\\ -
typique
_
ilUO
l, ~
CIl
...
. / ' \\
'iiI
..--.....
,....
È
-<-.
È
-
\\\\
:œ5 a 1-.:l--H~---~---,f---;,~----1 - o
(ij
c
N.
4)
'CIl
~
CIl
Il
Il
~.
Il
-100
5 ;100
(0)
5
-JOO J...-...-----J_ _-.l.._ _- ' - - _ - - '_ _- - ' - _ - - '
-ZOO. ol----i.."'--..Ja~--I.!...t.--
....'6--L-:'"O:----:7.z...
JO
Temps (HI,.)' ..
Temps (HL)
Figure ll.S : Profils, en latitude du vent neutre zonal à 300 km à l'équateur. (a)
profil obtenu à l'exclusion des anomalies de température nocturnes. (b) profil
résultant des mesures de températures des neutres ( Spencer et al., 1979)
600.----r---r-------r--,-----".----.,....-.,-----,
300
20°'Z.....
0 - - - - - - " , 0 - - - -....
0-----1'-0-------'-2·0
LoUlude (.)
Figure ll.9 : Contours de la variation de la composante D (nT) dans le plan
méridien. Les courbes fines sont les lignes de force du champ magnétique
terrestre. (Maeda et al., 1988)
OK. OBROU. Thése de Doctorat JO Cycle

---

Chapit1W Il: Phylique th lxue et modi/Jlatioll del'ilectrojet
S7
Deux approches théoriques sont proposées pour expliquer le mécanisme
1
1
physique à l'origine du contre électrojet. A savoir :
J
1) le renversement du champ électrique secondaire ou vertical dans la
i
tranche d'altitude où l'électrojet équatorial est dft à l'interaction du vent local
présentant gradient vertical
2) renversement du champ électrique primaire ou champ Est-0uest
généré par une combinaison anormale des modes des marées atmosphériques
à l'échelle globale.
Aucun de ces mécanismes ne suffit à décrire complètement le
comportement du contre électrojet. La caractéristique la plus intriguante qui
reste à expliquer est l'inversion du champ priIpaire uniquement aux latitudes
de l'électrojet et dans un secteur de longitude bien spécifique.
Fukushima (1989) avait suggéré la possibilité que le champ électrique
aube-crépuscule d'origine magnétosphérique pouvait atteindre les altitudes
ionosphériques. Ainsi, en estimant de façon quantitative les effets du champ, il
conclut qu'un champ aube - crépuscule de 0,5 mVlm produira un Sq plus
petit que celui observé.
D'autre part, Stening (1992), concluait que le mode de marée (2,3)
générait un système de courant similaire à celui observé. Ainsi, l'analyse des
profils de vent mesurés avec Meteor Wind Radar, ont montré que l'amplitude
et la phase de toutes les composantes des marées, pendant les événements de
contre électrojet, étaient substantiellement différentes des jours d'électrojet
normal (Somayajulu et al, 1992). En étudiant l'extension globale en longitude
des événements de contre électrojet, Somayajulu et Cherian (1992) ont conclu
que les variations du champ magnétique observée les jours de contre électrojet
peut être expliquée en terme de modulation par le vent local de la marée
globale,
combinée
avec
celle
due
aux
systèmes
de
courants
magnétosphériques.
OK OBROU. Thùe de Doctorat JO Cycle

---

Chapitre II : Physique de base et modélisation de l'éI.ctrojet
58
Il.3.5. Le modèle Richmond (1972)
Les premiers modèles capables de reproduire les caractéristiques de
l'électrojet équatorial furent proposés par Sugiura et Caïn (1966), puis par
Untiedt (1967). Reprenant une remarque de Priee (1965), Untiedt (1967) avait
montré que l'hypothèse de l'inhibition des courants verticaux à l'équateur était
inexacte, mieux il existait un système de courants méridionaux de part et
d'autre de l'équateur. Utilisant les remarques de ces prédécesseurs, Richmond
(1972) a développé un modèle physique d'électrojet dans lequel il prend en
compte les instabilités du plasma et les effets du vent neutre.
Ce modèle calcule les composantes d"l vecteur densité de courant à
partir des conductivités ( (JO (J1 et (J2), le flux solaire à 10.7 cm (FS), l'angle
zénithal X, le champ électrique Prinu:rire E.,et le vent neutre zonal vcp.
Dans ce qui suit, nous traiterons d'abord de la théorie de base, puis des
résultats obtenus à partir de ce modèle. Enfin, un intérêt particulier sera
accordé aux travaux de Fambitakoye et al. (1976) utilisant le modèle de
Richmond. Nous présentons ci-après un schéma synoptique du modèle de
Richmond (1972).
OK. OBROU. Thèse de Doctorat JO CycI.

---

59
SCHEMA SYNOPTIQUE DU MODELE DE RICHMOND
, .'
• f , le gradient d'inclinaison
• Ba, le champ magn~tiqueprincipal
PARAMETRES
• FlO.7 flux solaire à 10.7 cm
D'ENTREE.
• X, angle solaire zénital
• E., le champ elecbique
• v<p, vent neutre
(
h(km)
1
200
MODELE
o
,_~o
o
i
1i
1
_
i1
• densités des particules neutres et élecbisées
t1
LES
• conductivités 00, 01 et 02
1
PARAMETRFS
1
CALCULES· densités de courant
t
• effets magnetiques H et Z des courants
i1\\!1
f
1
DL DBRDU. 7Wu th Doctort1l JO Cyc14
1
J

---

Chapin II : Phy'iqu, d, Ixu, Il mod~lQtJOIId, l'&ctrojll
60
Il.3.5.1. La théorie 'de base du modèle Richmond (1972)
Le modèle utilise le système de coordOlUlées géomagnétiques lié aux
lignes de force du champ magnétique terrestre, c'est à dire le trièdre
(lp, la' l.,) où lp : parallèle aux lignes de force, la: perpendiculaire aux lignes
et contenu dans le plan méridien l., : dirigé vers l'Est. Une illustration du
système de coordOlUlées est présentée à la figure IL9.
Les équations de base du modèle sont les suivantes
1
J=aoE,,+Oj(El. +vxB )+u l x(~l. +vxB
O
2 p
o) (II.23)
VxE = 0
(II.24)
J =VxR
(II.25)
où J est la densité de courant, 0'0, 0'1, et 0'2 les conductivités parallèle, de
Pedersen et de Hall, E" et El. sont les composantes du champ électrique
parallèle et perpendiculaire au champ magnétique principal Bo, v la vitesse du
vent neutre, On rappelle que B et H sont liés par la relation B =~H.
Le champ électrique Est-Cuest et la vitesse du vent sont supposés
connus, on détermine alors les trois composantes du courant J. Des
composantes du courant déduites de l'équation (II.25) sont données par
OK. OBROU. ThùedeDoctoratJOC)'ClB

---

,1.,; ChapitreJI:PhY$iquedebauetmodéli$ationdel'électrojet
61
1
)!•
La ligne de champ est modélisée par la fonction a.=r+fR;V, r et a. sont
liés par la relation r=a.sin2E) où e désigne la colatitude géographique, et f
représente le gradient d'inclinaison défini par la relation f=0,5(dII dÂ.) avec Â.
représentant la latitude g~ographiqueet 1l'inclinaison du champ magnétique.
Le champ magnétique Bo est supposé constant de sorte que les
conductivités et le vent Est-Ouest sont uniquement fonction de l'altitude.
!1
Ainsi, la composante du vent perpendiculaire aux lignes de force du champ
;
.
magnétique terrestre dans le plan méridien est nulle.
1
f
Les paramètres sont calculés à des latitudes espacées par des points
j
dont les positions sont données par Â. = (0, ±.Jï, ±.J2, ........ ±.J100 )*1,0061 li
1
;~
!
. et dans la tranche d'altitude de 80 à 200 km.
Le modèle admet que le champ de polarisation et la densité de courant
Est-Ouest atteignent leur valeur assymptotique aux latitudes éloignées de
l'équateur magnétique.
Le modèle permet également de reproduire les variations des
composantes du champ magnétique, qui sont calculées par application de la
loi de Biot-Savart aux différentes composantes du courant.
Le modèle Richmond (1972) s'exécute selon deux modes à savoir: le
mode Oô infinie et 0"0 finie. En faite, seul le mode 0"0 finie a une signification
physique, cependant l'approximation infinie donne des résultats très proches
de 0"0 finie. Cette approximation présente l'avantage de mettre en évidence, de
manière simple, des propriétés importantes. En effet on montre que le champ
Ep est nul et que les lignes de forces du champ magnétique sont
équipotentielles (Richmond, 1973a). Des simulations ont été faites à l'aide du
modèle par l'auteur. Nous présentons à la figure II.IO, la distribution en
altitude du courant Est-Ouest. Celle-ci présente un maximum à 105 km
d'altitude.
OK OBROU. Thé$e de Doctorat JO Cycle

---

Chapitre 1/ : Physique de base et modiUsation de /'ilectrojet
62
Fambitakoye et al. (1976) ont simulé les caractéristiques de l'électrojet à
partir du. ~odèle de Richmond. Dans la suite, nous analysons les résultats de
cette étude.
Nord
.....
..'
...........•..
1
111
1,,
1
1
11
\\ ,,,,,
Est
\\.:---__:_____ ·············{.....m.~~~E9~L~~:~:~al
.................. ------
----~~=~--
.
"
. Figure II.9 : Le systènle de coordolUlées utilisé par le modèle de RichnlOnd
ISO
80 ':-L...-I---L---L---L......L......L---L-L....l- - -
0
5
10
J, 00-6cmp m-2)
FigureII.l0 : Distribution de la densité de courant Est-Ouest en mode 00 finie
avec Ecp = 0,3 mVlm, pour 4 profils de vent dont les vitesses maximales
n'excèdent pas 60 mls (Richmond, 1973a)
OK OBROU. Thùe de Doctorat ]. Cycle

---

1
Ii
63
l1~1
1
j
i
~
Il.3.5.2. Résultats antérieurs du modèle de Richmond
1
}
~.
t
1
Fambitakoye et al.(1975), ont étudié de façon comparative les effets
1
;
observés de l'électrojet avec ceux obtenus par le modèle physique de
1
l
Richmond. Ces auteurS se sont intéressés principalement aux effets du vent et
i
des instabilités du plasma. Ces deux caractéristiques sont prises en compte par
J
le modèle. Pour l'initialisation du modèle, des profils théoriques de vents
1
zonaux ont été supposés.
j1
Cette étude a porté sur une chaîne de 9, stations installées en Afrique
f
t
.. centrale, et qui traverse l'équateur magnétique 4u sud au nord dans le secteur
l
~
de longitude 20° E.
1
L'étude consistait à l'analyse des effets du vent en absence de champ
j
électrique primaire, puis de l'effet du champ électrique en absence de vent,
1
1
enfin de l'effet de la combinaison ,des deux paramètres. Les figures ILl0 et
i
ll.11 représentent respectivement les profils théoriques de vent, les profils du
courant intégré dus soit aux vents neutres soit au champ électrique et le profil
1
~
issu de la combinaison des deux.
1
l
Les résultats majeurs de cette étude ont révélé, que le vent pouvait avoir
deux types d'influence sur les courants ionosphériques. D'après Fambitakoye
et al. (1976), le vent peut créer un second ruban de courant opposé et plus
large que le ruban électrojet d1î. à un champ électrique Est -Ouest. De plus, le
1
vent peut diminuer ou augmenter l'intensité du courant planétaire dans les
régions de basses latitudes en comparaison de celui d1î. à un champ électrique
1
t
pur.
'1
1
!
O.K. OBROU, Thà. d. Doctol'Qt JO C)IC"

---

Chapitr6// : Physique de base 6t modélisation de l'ékctrojet
64
a
~,·rL
'3 IL::
A
E
.x
~dl\\===
~
00'"
Q
~
...
-
-"--":"'-'
__ -r"l~,----L-
~
o_7 ,\\::--..__
100 <
-100
0
v+ ~
;,....,-1
-1000' -500
0
SOO
1000
/
x,lml
1
Figure 11.10 (A) Profils en altitude du vent Est-Duest. (B) Profils latitudinaux
du coUrant intégré issus des vents A-O. Le profil E représente le courant
intégré dû uniquement à un"champ électrique primaire de 0,4 mVlm
(Fambitakoye et al., 1976)
b
"
.-
"
.-
2 "......./
-1000
-500
o
SOO
1000
x. km
Figure 11.11 Profils en latitude du courant intégré résultant de la combinaison
des effets du vent et du champ électrique (Fambitakoye et al., 1976)
OK OBROU. Thése d6 Doctorat JO Cycle

---

Chapitr. Il : Phynqu. d. bal••t mod.lilation d.l'.l«trojet
6S
Conclusion
Les caractéristiques de l'électrojet, les jours magnétiquement calmes et
les mécanismes à l'origine de son existence sont de plus en plus cernés de
façon détaillée. L'absence d'informations quantitatives sur les vents de la
région dynamo à l'échelle globale est manifeste. il résulte de cela le désaccord
entre les résultats théoriques des modèles et les observations sur la variabilité
de l'électrojet sous ses différentes formes.
Des progrès ont été réalisés dans la compréhension des effets de la
variabilité du vents sur le courant et le champ électrique à l'échelle global,
ainsi que l'interaction locale du vent nEFtre avec l'électrojet et les
modifications de la structure du courant et champ électrique qui en résultent.
Le comportement de l'électrojet, les jours magnétiquement perturbés, est
difficilement modélisable. Cet aspect de l'analyse de l'électrojet équatorial
nécessite plus d'attention de la part des modélistes et des analystes des
données réelles. Mieux une collaboration de ceux-ci s'avère nécessaire. En
effet, la perturbation de l'électrojet équatorial est une extension des
changements électrodynamiques complexes qui se produisent dans le système
magnétosphère - ionosphère résultant de l'interaction vent solaire -
magnétosphère.
La situation idéale, pour développer un modèle et tester ses résultats
avec les données réelles consiste en ce qu'une série complète de paramètres
mesurés simultanément soit disponible. Les campagnes de mesures dans le
cadre de l'AIEE et de la mission de satellite VARS obéissent à quelques
variantes près à ce critère. Nous allons analyser les variations de l'électrojet
équatorial
à
partir
des
données
magnétiques
et
des
paramètres
électrodynamiques de quelques jours sélectionnés à l'aide du modèle
Richmond (1972).
OK. OBROU. Thil. d. Doctorat 3° Cycle

---

---

Chopin-. m DiJpositif~.r traJWMnl du donnJu
66
",ftcdaer à fa Science, c'est spirituellement
rajeunir, c'est accepterune mutation 6rusque
qui doit contredire un passé"
Gaston BACHELARD
;'1
CIulpitre III
DISPOSITIF EXPERIMENTAL ET TRAITEMENT DES
DONNEES

---

ChapitrB III DispositifexpérimBntal et trait_Mt dBS donnéel
67
Introduction
Le projet Année Internationale de l'Electrojet Équatorial (AIEE), dont le
but est d'intensifier l'étude de l'électrojet équatorial dans le secteur de
longitude Afrique f Europe fut proposé à la communauté internationale de
géophysique pendant l'Assemblée Générale du IAGA
( International
Association for Geomagnetism and Aeronomy) à Vancouver en 1987 par
rICOC (Interdivisional Commission on Developing Countries). Pour le secteur
Afrique fEurope, cette étude devrait à terme permettre d'améliorer nos
connaissances en aéronomie, aussi bien qu'en électrodynamique et en
.. physique de l'ionosphère équatoriale (MazaudiFr et al., 1993).
A cette fin, une campagne de mesure intensive a été organisée de
Décembre 92 à Décembre 94. Cette campagne s'est déroulée sous la
coordination d'un comité scientifique international qui a maintenu les contacts
avec d'autres programmes internationaux tels que WITS ( World Ionosphere
Thermosphere Study) , LTCS ( Lower Thermosphere System ), STEP (Solar
Terrestrial Energy Program) et UARS (Upper Atmosphere Research Satellite).
L'AIEE a vu la participation effective d'Universités et centres de recherches
français (CEA, CNET, CNRS, IPGP, ORSTOM, Université Paris Sud, CRAAG )
et d'Universités Africaines ( l'Université de Cocody en Côte-d'Ivoire et
l'Université d'Awolowo au Nigeria ). L'Université de Dakar a rejoint le projet
depuis quelque temps.
Plusieurs appareils de mesures ont été utilisés lors de cette expérience.
Un réseau de dix stations magnéto-télluriques réparties de part et d'autre de
l'équateur magnétique dans une bande de longitude autours de 5° Ouest; a
permis de mesurer les variations du champ magnétique O, Vassal, 1993). Les
caractéristiques du vent neutre ont été mesurées à l'aide d'un interféromètre.
il faut noter que ces mesures sont intervenues à la fin de la campagne (D.
Rees, 1993). Les instabilités et les irrégularités du plasma sont mesurées par
O. K. OBROU. ThèSB dB Doctorat 3° Cycle

---

Chapitre III Dispositif.rlmentalet traitement des données
68
effet Doppler avec W1 radar H.F. zénithal (E. Blanc, 1993). Les ionogrammes
sont produits par W1 réseau de trois ionosondes installées à Dakar, à
Ouagadougou et à Korhogo (R. Hanbaba, 1993).
Une base de données a été constituée pour ces deux années de mesures.
Les données de l'ionosonde, du radar H.F. et des stations magnéto-telluriques
ont été validées pour l'ensemble de la période de mesure, quant aux données
de l'interféromètre; elles sont en cours de validation.
C'est à partir de cette base de données que nous étudions l'électrojet
équatorial dans le secteur de longitude Europe / Afrique. Notre contribution
repose sur l'utilisation du modèle de Richmond.
Ce modèle sera initialisé à partir de paramètres d'entrée réels. Ces
paramètres d'entrée, densité électronique, conductivité et hauteur réelle sont
obtenues à partir du traitement des ionogrammes.
Ce chapitre est consacré à la présentation du dispositif expérimental
ayant servi à la collecte des données. Nous y exposons les teclmiques de
sondage
ionosphérique
ainsi
que
les
méthodes
de
traitement
des
ionogrammes, des variations du champ magnétique terrestre et des mesures
du vent neutre zonal. En plus des données réelles de vents, nous présentons
des profils de vents obtenus à partir du modèle HWM ( A. Hedin, 1996).
111.1. DISPOSITIFS DE MESURES ET TRAITEMENT DES DONNEES
Nous abordons dans ce paragraphe, la description des dispositifs de
mesures et leurs principes de base. Nous donnerons ensuite les procédures de
traitement des données. L'analyse de certains paramètres est illustrée par des
figures.
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat JO Cycle

---

ChopitTB ID DispositiftqW#1IIMtlll BI tTailBIIIMl da donnUs
69
1II.1.1.·Le sondage Ionosphérique :,prlnclpe de base
Le sondage ionosphérique est 1llle technique de télédétection qui permet
de mesurer les paramètres caraCtéristiques de l'ionosphère. Le sondage est
basé sm le principe consiStant à émettre ~e onde radioélectrique à partir
d'1llle station au sol ou d'1lll satellite vers l'ionosphère.
L'onde émise se propage 'dans ce milieu et s'y réfÎéChie lorsque sa
fréquence est égale à la fréquence 'd'oscillation de ce milieu. En effet,' l'indice
de réfraction de l'ionosphère peut s'écrire de façon simplifiée par la relation
d'Appleton comme suit
/
\\
où fp et! désignent respectivement la fréquence du plasma etla fréquence de
l'onde émise. Au point de réflexion, l'indice de réfraction du milieu est nul ou
imaginaire, c'est à dire lorsque la condition fp =f est réalisée.
TI existe trois techniques de sondages ionosphériques. On diStingue le
sondage sous incidence verticale, le sondage sous incidence oblique et le
sondage par rétrodiffusion.
Le sondage à incidence verticale consiste à émettre 1llle onde en
direction de l'ionosphère située au zénith de la station. L'onde émise est
réfléchie et reçue à la même station par 1lll récepteur.
Le sondage sous incidence 'oblique est réalisé à l'aide d'1lll émetteur et
d'1lll récepteur situés en deux stations éloignées. L'onde émise est reçue à la
station réceptrice par réflexion sur l'ionosphère située à mi-distance des deux
stations.
O. K. OBROU. Thèu tU Doctorot 3° Cyck

---

Chapitr,lII DispositifBXp4rl1lNlltal .t trait.mflllt dfll donn;es
70
Le sondage par rétrodiffusion utilise le sol comme une cible radar. En
effet, l'onde est émise à partir d'une station émettrice E. Elle parcourt le
chemin émetteur - ionosphère-sol. Par diffusion au sol une fraction de l'onde
est reçue par un récepteur R (situé à la même station que E) en suivant le
chemin inverse. La figure llI.l est une représentation schématique des trois
types de sondage
Au cours de la campagne de mesure du projet AIEE, seuls les sondages
sous incidence verticale ont été réalisés à la station de Korhogo.
111.2.2. La station de sondage de Korhogo
!~
1
Au cours de la campagne de l'AIEE, une station de sondage a été
J-
I
1
installée à Korhogo. Celle-ci est dotée d'une ionosonde de type IPS42
~
J
couramment utilisé par le CNET.
·1
j
Une station de sondage ionosphérique a pour objet la mesure et
ti
l'analyse des paramètres caractéristiques des couches réfléchissantes et
i1
absorbantes de l'ionosphère afin d'établir des prévisions de propagation des
ii
ondes radioélectriques ainsi que l'étude des caractéristiques physiques de
l1
l'ionosphère. Celle de Korhogo est constituée d'une chaîne d'acquisition de
1
t
données dont les éléments constitutifs sont : les antennes, le sondeur IPS 42 et
1
le Digital ionosonde system" ou DBD 43. Une ~escriptionde ces appareils est
1
présentée en Annexe III. 1.
.,j
l
Les ionogrammes ( Figure llL2) sont des données brutes, leurs
exploitations nécessitent un traitement préalable.
1
{
Nous avons procédé d'abord au dépouillement, puis au traitement des
1
!
ionogrammes à l'aide de logiciels développés par le CNET (POLAN, 1994).
Le dépouillement des ionogrammes en vue de leurs exploitations nécessite la
connaissance
des
paramètres
caractéristiques
de
l'ionogramme.
Ces
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat jO Cyck

---

Chapitre III Dispositife:cpértmenrol et traitement du données
71
paramètres sont identifiés et mesurés suivant des règles et définitions établies
par YU.R.S.!. (Union Radio Sdentijique Internationale). Les différentes définitions
des paramètres caractéristiques peuvent être consultées en annexe III.2.
Le traitement des données a aussi consisté à corriger les hauteurs
virtuelles des couches en hauteurs réelles. En effet, une onde émise en
direction de l'ionosphère se propage à la célérité de la lumière jusqu'à la base
de l'ionosphère située à l'altitude ho. Au-dessus de cette altitude, l'onde se
propage dans l'ionosphère caractérisée par un indice de réfraction Il'. La
vitesse de propagation de l'onde est alors différente de la célérité de la
lumière. Si l'on désigne par h' est la hauteur virtuelle, elle peut s'écrire sous la
forme suivante
(ITI.2)
Les bornes de cette intégrale sont ho et hl où hl est la hauteur réelle d'une
couche ionosphérique. Comme h et J.1' sont des fonctions de la fréquence
d'oscillation du plasma ionosphérique l'intégrale devient
(ID.3)
avec x= (fp/ f)2. L'intégrale est calculée par:la méthode quadratique de Gauss
pour x variant de 0 à 1 (Abramowitz, 1964).
A partir de la correction des hauteurs virtuelles et des densités
électroniques calculées on reproduit le profil réel des densités électroniques
des couches.
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat JO Cycle

---

Chapitr. III Dispositifexpérimental.t traitement dBl donnhl
72
1
1
1
j
1
Sondage sous incidence verticale
1
1
1
1
1
j
Sondage sous incidence oblique
i
1
1
Sondage par rétrodiffusion
Figure m.t :Représentation schématique des trois techniques de sondage
O. K. OBROU. Thùe d. Doctorat JO Cye"

---

Chapitre III Dispositif.rlmental et traitement des données
73
4281
93
182U0800
, ..'
1
1
1
1
1
1
1
1
4 281 96 153U1145
,
1
(
-
'-
1/
f-
"
r
\\ ~/J
-
........
-
-
J
.:J" ,
f-
..~ ,
-
,.
.. ',..
.~:
f-
,tI., •·•.
I
~ ~$i
. "
•
ott ".
1.
.1
•
1
.'
1
• 1
'-.
1
1••
1
.
. .
428i
94
141U2000
,.
t
. ,
.'
. t', .... '
.
l '
,."
,.", ...
,"IoI"\\6~""" k.tft III
_...,
",
... '
::.-..~ .• • -.1
1
.
Figure IIL2 : Quelques ionogrammes obtenus à la station de Korhogo.
O. K. OBROU. Théle tk Doctorat ]0 Cyck

---

)
!
Chapitre Ul Di.po'iti{cxpIrl_tol et traiteltllllli du donnÛl
74
111.2.4. Morphologie des profils de densité
1
,
'1
l
La densité électronique d'une couche ionosphérique est liée à la
fréquence de- 'sondage par l'expression ci-après déduite de la relation
d'Apleton
(TII.4)
La figure. ~ pr~sente les profils de densité électronique de
1
._ l'ionosph~e à Korhogo à différents moments df la journée du 21 janvier 93. En
ordonnée, nous. avoQS JAl hauteur réelle des couches et ~ abscisse les densités
électroniqu~ exptimées ~ nombre.de particules par unité de volume (é/cm3).
Les profils électroniques ont ~ même morphologie d'une heure à l'autre
sauf le matin (06h00) et le soir (18h00). TIs présentent deux "coudes"
correspondant respectivement aux densités maximales des couches E et F2
c'est à dire aux fréquences correspondant à foE, fréquence maximale ordinaire
de la couche E et foF2, fréquence maximale ordinaire de la couche F2.
La d~ité crQit régulièrement de sa valeur minimale (de 104 é/cm3)
pour atteindre un premier maximum représentant la densité maximale de la
couche E, puis l'on observe une déflexion due à la "vallée" située entre la
couche E et les couches FI et F2. De cette vallée, la croissance reste toujours
. ' I i
régulière et progressive jusqu'à la densité maximale de la couche F2. Au-
, . '
,
dessus de ce maximum, la densité subie une décroissance montrant ainsi la
rareté des électrons au-dessus de ce maximum.
Le matin (06H00) et le soir (18H00) la morphologie des profils présente
un seul "coud~" correspondant é\\ la foF2. Ceci pourrait s'expliquer par le fait
qu'à ces moments de la journée la couche E est quasi inexistante du fait de sa

---

Chapitre III Dispositife:JqJértmental et traitement des données
7S
très faible densité électronique. En effet, Wakai (1971) a mesuré des fréquences
critiques ordinaires de la couche E (foE) de l'ordre de 0,6 MHz pendant la nuit.
L'une des caractéristiques majeures des profils est qu'ils n'offrent pas la
possibilité de distinguer la trace de couches FI par rapport à celle de la couche
F2 sur leds ionogrammes.
Les profils permettent également de localiser les couches. Ainsi, la
couche E peut être située entre 100 et 140 km. Quant à la couche F2 elle se
situe au-dessus de 250 km. Outre les profils de densités électroniques on
localise les couches ionosphériques E, FI et F2 respectivement à parties des
paramètres h'E, h'F1 et h'F2. Nous avons fait l'analyse statistique de h'E (
hauteur réelle de la couche E ) à 12H00 pour la période étudiée. il ressort de
cette analyse que la hauteur moyenne de la couche E (h'E) est égale à 105 km
avec un écart type de 1,2 km. Nous présentons à la Figure IIL4 les variations
de h'Eles 27 et 28 Janvier 93.
111.2.5. Les magnétogrammes
Les données magnétiques de notre étude ont été enregistrées à l'aide de
magnétomètres repartis en dix stations situées approximativement sur la
longitude 5° Ouest. Cette chaine de station traverse l'équateur magnétique de
Lamto (6,233° N; 5,017°0) au sud jusqu'à Tombouctou (16,733°N; 3,0°0) au
nord (Figure IILS).
Chaque station est dotée de trois capteurs magnétiques, qui enregistrent
les variations des composantes H, Z et D du champ magnétique terrestre. Les
potentiels EW et NS du champ tellurique sont enregistrés par deux capteurs
placés entre les extrémités des lignes respectivement dans les directions Est -
Ouest et Nord - Sud.
Les composantes D, H, NS, EW et Z sont identifiées sur les
magnétogrammes par les numéros des voies 1, 2, 3, 4, et 5 respectivement. La
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat 3° Cycle

---

Chapitre III Dilpolttt!e:.cpbtment41el Irallentenl deI don,,"1
76
1
1
figure IIL6 est une représentation des signaux magnétiques et telluriques
!} enregistrésà lastationdeNiellé.
l
fj
L'analyse des variations des composantes (H, Z et D) du champ
l
magnétique a contribué à caractériser la structure du SR sous l'électrojet
équatorial ( Fambitakoye et Mayaud, 1976).
1
......................................................................... ,
-
_
~
..
06h00
13h00
:j
•••• û"
r=jl
i ISO
:t 100
2E+Œ
2E+05
3E+05
3E+05
S: t------"-----+--
~-
[À>nsite ék,,-troni'l'll' (è/l1l\\.'\\)
OE·OO
SE·OC
lE-OS
lE-OS
lE-OS
lE-OS
3E-OS
u-os
U·os
D~".il. ~1KtrC'niiu.. (e/cml)
10h00····..················································ 15h00···························································
soo
500 T
~400
~ 400
cu
QI
:::l
=300
300
·t..
~...
:: 200
200
a:
"~
~
"
..
100
100
X
:x:
O+----+----+-----+------i
0
OE+OO
3E+OS
SE+OS
8E+OS
1E+Q6
OE+OO
5E+05
1 E+ 06
2E+06
Densité électronique (é/CDI3)
Densité électronique (é/an3)
12h00·
,
:18h00································...........................•
500
500
]'400
' - '
~300
~...............
......... ...-...--:>
-f~:;ro
2:l
i!lOO
o +----+----t----t------i
0 + - - - - - + - - - - - + - - - - -
OE+OO
3E+OS
SE+OS
8E+OS
IE+06
OE+OO
SE-+{)5
IE+06
2E+06
Densité électronique (éfcm3)
Densité électronique (éfcrrl3)
............................................ __
- _
--_
__ ...................................................•.. ~
Figure llL3 : Profils de densité électronique à différents moments du 21 Janvier 93
O. 1:. OBROU. Thù. de Doctorat 1° CycI.

---

Chapitre III Dispositifexpérimental et traitement des données
77
(a)
130
125
120
Ê
:.
110
105
(
100 +-
+-
~I__-------ll----------l
06:00
09:00
12:00
15:00
18:00
Temps (HL)
140
135
130
Ê 125
~
~ 120
(b)
~
;:l
ct 115
110
105
100 +-------f-------+------f-------i
06:00
09:00
12:00
15:00
18:00
Temps (HL)
Figure m.4 : Variation de la hauteur réelle de la couche E hiE les 27 (a) et 28 (b)
Janvier 93 à titre d'exemples.
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat 30 Cyck

---

Chapitre 11/ Dispositifexpérimental et traitement des données
78
Les figures Ill.7a et m.7b sont des représentations graphiques des profils
horaires de variation journalière SR des composantes D, H et Z respectivement
les 23 et 27 Janvier 93 le long du méridien 50 Ouest. Ces profils mettent en
évidence les variations journalières des trois composantes du champ
magnétique terrestre, d'une station à une autre.
La composante D, varie très peu au cours de la journée. Cette faible
variation est particulièrement prononcée aux stations situées entre 10 et 12 0
de latitude nord. La variation de la composante H a une allure grossièrement
assimilable à une courbe de gauss. Les valeurs maximales de cette composante
sont atteintes dans les stations situées autour( de l'équateur magnétique. La
\\
composante H varie fortement avec l'heure locale. Ainsi, ses valeurs
maxiIDales sont atteintes autour de 12H00 locales quelle que soit la station. En
comparant les observations de Hies 23 et 27 Janvier 93, on remarque que
l'amplitude de H du 27 janvier est plus importante que celle du 23. Les
variations de la composante Z présentent un maximum au sud de l'équateur
magnétique et un minimum au nord de l'équateur magnétique.
O. K. OBROU. Thése de Doctorat JO Cyc14

---

Chapitre III DilPOlitifexp;rt",."tal et traiUlment deI donnéel
79
.' .
" lC1M
.. '
· ..
· ..
·..
· ..
. ... " .... "
o
-20
-10
o
10
20
so
N° Stations
Symboles
Latitudes e>
Longitude e>
Dip-latitudes e>
Dip-distance e>
1
Tombouctou
TOM
16.733
-3.00
5.513
611.98
2
Mopti
MOP
14.508
-4.087
3.288
365.00
3
San
SAN
13.237
-4.879
2.017
223.91
4
Koutiala
KOU
12.356
-5.448
1.136
126.11
5
Sïkasso
Sil<
11.344
-5.706
0.124
18,75
6
Niellé
NIE
10.203
-5.636
-1.017
-112.85
7
Korhogo
KOR
9.336
-5.427
-1.884
-209.17
8
Katiola
KAT
8.183
-5.044
-3.037
-337.10
9
Tiébissou
TIE
7.218
-5.241
-4.003
-444.28
10
Lamto
LAM
6.233
-5.017
-4.988
-553.61
Figure IIL5 : Position géographique des stations le long du méridien 5° O. Les
stations sont symbolisées par les trois premières lettres (Doumouya V., 1995)
O. K. OBROU. Thèle de Doctorat JOCycl.

---

Chapitre III Disposlriferpérlmental., traitement du donn~es
80
n 1 tK:
I~ 1 ~ ':"~ U 1
st ... tinn NTFI 1 F
RAM
1 Oï4
kn~"
V.:ll
r1'p~hp·l·
111
1(1
Cad:
60
5 Vni~~.
7~S1
kln~~
zn
/0
1(1
Il,,,tp
fin
:
hl
"i./<U
14h4t5mn
Date debut.
7!11jQ1
Qh Omn
----------------------------------------_._--------------------
Notes~
Trace blocs
5264
a 5876
:
Fichier moyenne sur 12
points.
V.e.graphe
10 -
vni~ 1 n = 411i nTj1"'m
10 -
vn;~ J H = 411i nT/~m
,n -
vni~ ~ Ns= 411i nn' mV/km/~m
ïn· -
vni~ 4 FW= 4/i.nn mV/km!rm
10 -
vni~ S 7 =
411i nT!~m
Figure IIL6
Représentation des
signaux magnétiques et telluriques
enregistrés à la station de Niellé
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat JO Cyc14

---

Chapitre III Di!po!ittftapJrimentalet traitement de! donnée!
81
23 January 1993
LAT.
STA.
18
o
H
z
TU
9U
~HIE
~KaR
9
~KAT
~TIE
~
~~ l~ l'--/'----LAH
1100nT-
lDDnT
LOOnT
1••••• J".,. 1." •• 1 •• ".1 1." •• 1 •• ".1 ••• " 1 •• ,. ,1 1 ••• " 1 ••••• 1 ••••• 1•• , •• 1
D
5
L2
Hl
2'lO
5
]2
18
i!\\I0
6
li!
lB
211
TIME U.T.
TlKE U.T.
T]HE U.T.
Figure IIL7a : Profils horaires de variation journalière SR des composantes 'D,
H et Z le 23 Janvier 93 le long du méridien 5° O.
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat JO CycUl

---

Chapitre III Di$po$/tifuperlnumta/ et traileme"t de$ do"".e$
82
27 January 1993
LAT.
STR.
j8
o
H
TBM
J5
J2
lIU
~MIE
9
~
~Kall
-----A-- ----A-KRT
~~~TIE
~~r~'"
,., '"
, .. '"
" " "
'.,,,,1
1, .. " 1 " , , , " " " " " " ,
" " " " "
el, ""
1
1.",,1
D
&
lZ
J8
ZIlO
&
JZ
18
2IJO
5
12
lB
21!
TIME u.,.
Tl"E U.T.
lJ"E U.T.
Figure Ill.7b : Profils horaires de variation journalière SR des composantes D,
H et Z le 27 Janvier 93 le long du méridien 5° O.
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat 3° Cyck

---

Chapitre III Dispositifexpérimental et traitement des données
83
11I.2.6. Les données de vent
Les données de vents sont mesurées par le satellite UARS (Upper
Atmospheric Research Satellite). Ce satellite a pour mission la mesure des
paramètres physiques de l'atmosphère et des vents circulant dans la basse
thermosphère. Ces mesures sont effectuées à l'aide d'un interféromètre et un
radar HF utilisant la technique Doppler. il s'agit respectivement du WINDII
(Wind Imaging Interferometer ) et du HRDI ( High-Resolution Doppler Image)
(Warren, 1993).
En plus de ces mesures de vents, nous utilisons les données théoriques
.. de vents, obtenues à partir du modèle HWM (H~din, 1993).
Sur les figures IIL8a et rn.8b nous présentons deux profils verticaux du
vent issus respectivement du satellite VARS et du modèle HWM à 15 H le 29
Janvier 93. Le vent est compté positif lorsque qu'il est dirigé vers IIEst et
négatif lorsqu'il est dirigé vers l'Ouest.
Le profil du vent VARS (figure III.8a) présente une forte variabilité
suivant l'altitude. De 60 à 120 km d'altitude, la vitesse du vent passe de +65
mls (vent dirigé vers l'Est) à - 60 mls ( vent dirigé vers l'Ouest). Cet example
met en évidence le caractère variable du vent.
Le profil du vent HWM (figure IIL8b) a une allure régulière. La vitesse
du vent varie régulièrement. Cette variation régulière du profil de vent HWM
s'explique par le fait que cel1e<i est une représentation de valeur moyenne du
vent.
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat JO Cycle

---

84
120.00
- 100.00
~-Q)
'0
;:,
~
80.00
60.00 __..--.,---r--....,..----,r--T"--"'T""--y----,
-65.00
-32.50
0.00 '
32.50
65.00
Vent <1S)
Figure IIl8a: Profil vertical du vent le 29 Janvier 93 à 15 H (UARS, 1993)
200.00
î 150.00
CD
'0
oP
..
Ci:
100.00
50.00 -I--~-~--_r_--r-__r__-"'T"'"-.....,..-_.,
-100.00
-60.00
0.00
50.00
100.00
Vent (mis)
Figure IIl8b : Profil vertical du vent le 29 Janvier 93 à 15 H (HWM, 1990)
O. K. OBROU. ThèJ. d. Doctarat JO Cyc14

---

85
Conclusion
La campagne de mesure effectuée dans le secteur de longitude Afrique -
Europe dans le cadre de l'AIEE, a permis de constituer une base de données
relative aux variations du champ magnétique terrestre et aux paramètres
électrodynamiques de l'ionosphère équatoriale.
Cette campagne s'est déroulée à la même période que la mission du
satellite VARS qui mesure le vent neutre zonal. Ces deux campagnes nous
,
.. offrent
l'avantage
de
disposer
simultfrnément
des
paramètres
électrodynamiques de l'ionosphère et des variations du champ magnétique.
Ainsi, nous réalisons la condition de simultanéité des paramètres d'entrée
suggérée par Duhau et al. (1993).
Dans le chapitre suivant, nous allons étudier les variations de l'électrojet
équatorial sur une série de jours sélectionnés à, l'aide du modèle diagnostique
de Richmond (1972).
O. K. OBROU. Thèle de Doctorat JO Cycu.

---

Chapitre lY: EI'UDEDECAS : lIII01yu da WlrlattOllla.I'~.4qIuItorlaJ à l'ota. du modi14 d. Richmond (1972)
86
'tJ<9.tfw fuzs nofuture "
Lord KELVIN
Chapitre IV
, .'
/
1
ETUDE DE CAS : Analyse des variations de l'électrojet
équatorial à l'aide du modèle de Richmond (1912)
O. K. OBROU. Th". Dockwat 3°Cycl4

---

Chapitre IV: EI'UDE DE CAS: analyu du WIrlatiOlll de l'~troj" 4quatorlal à l'aide du ~ de Richmond (1972)
87
Introduction
L'électrojet équatorial est analysé sur sept jours sélectiOlmés dans la
période du 20 au 30 Janvier 93. Le critère de sélection est basé sur l'analyse des
indices magnétiques. Par ailleurs, le choix de ces jours a été imposé par la
disponibilité des données expérimentales du vent neutre zonal d'une part.
D'autre part, cette période correspond à une phase d'étude du programme
mondial LTCS
Le moyen d'investigation utilisé pour cette étude, est le modèle
diagnostique de Richmond. Ce dernier est initialisé par cinq paramètres
.. d'entrée (gradient d'inclinaison f, champ ma~étiqueprincipal Bo, flux solaire
à 10,7 cm, angle solaire zénithal et le champ électrique primaire ou champ
électrique Est-0uest), et le profil en altitude du vent neutre zonal. Ces profils
de vent sont d'origine expérimentale ou théorique.
Pour chaque cas, nous reproduisons le profil en latitude du Sr(H) avec le
modèle et nous le comparons au profil en latitude du Sr(H) expérimental.
Cette étude comparative est basée sur l'analyse du rapport entre l'amplitude
du Sr(H) expérimental et celle du Sr(H) théorique. Ce rapport est noté RET.
Nous analysons également, la densité intégrée du courant Est-0uest produite
par le modèle. Les densités maximales de ce courant sont comparées aux
estimations faites par Doumouya et al., (1995), pour cette même période.
L'étude des caractéristiques de l'électrojet équatorial suppose l'absence
de perturbations magnétiques provoquées par les orages magnétiques. En
effet, lors des orages magnétiques le Sr se noie dans les perturbations de sorte
que l'on ne peut extraire le Sr. il est donc nécessaire d'étudier le contexte
géophysique
qui
caractérise
l'état
d'agitation
magnétique
d'un
jour
d'enregistrement. Cette étude est basée sur l'analyse des indices magnétiques.
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat ]0 Cyck

---

Clulpitrc IV: EIVDEDECAS :Q1IQIy.. du vœ1attolll dll';I.ctToj,t iqtuJtorial à l'aid, dll modè~ d, Richmond (1972)
88
IV.1. ANALYSE DU CONTEXTE GEOPHYSIQUE DES JOURS ETUDIES
Le tableau IV.l présente le contexte géophysique qui caractérise la
période d'étude choisie (du 20 au 30 janvier 93). Cette analyse repose sur la
variation des indices Ap,Am, Dst et le flux solaire des jours correspondants.
Les indices Ap et Am (Mayaud, 1965) nous renseignent sur l'activité
magnétique globale. Le Dst par contre est un indice équatorial lié à la
1
composante H du champ magnétique des stations équatoriales. TI met en
f
évidence les variations du courant annulaire de la magnétosphère. L'indice
1
-1
Dst permet également d'étudier les différente~ phases d'un orage. Bien que
l'objectif de cette étude s'écarte de l'analyse d~s orages, nous présentons à la
1j figure IV.l les variations de l'indice Dst de quelques jours de notre période
d'étude. Pour caractériser les jours nous avons adopté un critère de sélection
1
i
basé sur la valeur des indices Am. En effet, selon la valeur de l'indice d'un jour
~
on dira qu'il est magnétiquement calme ou perturbé. Les jours calmes sont
)
f
caractérisés par un indice Am inférieur ou égal à 20 nT et les jours perturbés
1
par un indice Am supérieur à 20 nT ( Doumouya V., et al., 1996).
L'analyse de cette période selon le critère de l'indice Am montre que
1
1
1
quatre (20, 26, 25 et 30) des onze jours sélectiolUlés sont magnétiquement
1
perturbés.
1
f
!
Les flux solaires mesurés à une longueur d'onde de 10,7 cm a.G.R, 1993)
t
1
i
!
correspondant à notre période d'étude sont également consignés dans le
t
~
1
tableau IV.l. TI faut noter que le flux solaire 10,7 cm correspond à une
fréqutillCe de radiation solaire de 2,8 MHz. On remarque que ces flux solaires
1
1
exprimés en 1~22 Wm-2Hz-l ont des valeurs relativement faibles et varient de
1
1
1
1
J
101 à 110.7 avec une valeur mOYe1Ule de 1051~22 Wm-2Hz-l.
f11
1
1
t
t
O. K. OBROU, Thù, th Doctorat JO Cyc~
f
1

---

ChapitrBlV: E1'UDE DECAS: Q1IQ}Y'B du WIrlatton, d.l'll6ctrojBl kiualDrlal à l'aki. du mod& d. Richmond (1972)
89
50.00
50.00
...-..
P
P
S
0.00
~
!
0.00
~.OO
~.OO
50.00
50.00
a_ta
~
0.00
~
~
M
0.00
~.OO
~.oo'
50.00
D_ta
50.00
i 0.00
~
0.00
~
~.OO
~.OO
0;00
50.00
.. _ta
P
~
! -20.00
~
0.00
-40.00
-60.00
50.00
50.00
:Ill_ta
P
~
B 0.00
~
0.00
~.OO
~.OO
0.00
8.00
18.00
24.00
0.00
8.00
18.00
24.00
r_pa(HLJ
r_pa(HL)
Figure !V.l: Variation du Dst au cours de la période de 20 au 29 Janvier 93.

---

Chapitr.lV: ETUDEDE C4S : GNlly" da wutaliOfll.l'~trojll4qlUltorlalet l'aid. dII ~l6. Richmond (1972)
90
Tableau IV.l. Le contexte géophysique pendant 10 jours de Janvier 93. Les
valeurs du Dst et Am sont des moyennes journalières.
1
!
1
Date
FS 10.7 (10-22 Wm-2Hz-l)
Am(n1)
Ap(n1)
Dst (nT)
i
20/01/93
106.5
14
27
-16
21/01/93
103.3
7
11
-17
1
!
22/01/93
101.0
7
12
-8
1
l
1
23 /01/93
102.7
4
7
-5
1
24/01/93
101.6
10
19
-6
-fJ
1
25 /01/93
102.6
25
44
-7
26/01/93
103.3
22
35
-36
1
27/01/93
107.6
~1
18
-23
28 /01/93
108.6
7
12
-15
11l
29/01/93
110.7
5
10
-9
1
30/01/93
109.6
12
23
-5
li
IV.2. ETUDE DE L'ELECTROJET AVEC LE MODELE DE RICHMOND (1972)
IV.2.1 Choix des paramètres d'entrée du modèle
Le modèle utilise cinq paramètres d'entrée à savoir : le gradient
d'inclinaison f, le champ magnétique principal Bo, le flux solaire à 10,7 cm
l'angle solaire zénithal et le champ électrique primaire ou champ électrique Est
-OUest.
A la longitude de notre chaîne de station, le gradient d'inclinaison f est
égal à 1,227 (A. D. Richmond, Communication personnel).
Le champ magnétique principal Bo à l'altitude de 105 km est égale à
0,303 104 T. Cette valeur a été obtenu à partir du modèle IGRF (International
Geomagnetism Reference Field, 1995).
O. K. OBROU. Th~I' d. Doctoral 3° Cyel6

---

Chapitr.lV: EIVDE DE CAS: allaiy" du var/atioll' d. l'~hlctroJ.t~quator/alà l'aide du mod~le de Richmond (1972)
91
Les valeurs du flux solaire correspondant à la période d'étude sont
consignés dans la tableau IV.1.
Les valeurs de l'angle solaire zénithal correspondant à notre période
d'étude sont calculées à partir des relations de la trigonométrie sphérique.
Nous présentons ces expressions en annexe IV.3. Les valeurs de l'angle zénithal
correspondant à 12 H TU sont représentées dans le tableau IV.2.
Le champ électrique primaire utilisé est le seul paramètre que l'on fait
varier.
IV.2.2 Choix du champ électrique primaire Eep
Le champ électrique primaire est un paramètre déterminant pour
l'électiojet équatorial. Pour approcher au mieux la valeur la plus probable du
champ électrique Ecp1 nous avons effectué plusieurs essais avec le modèle en
faisant varier le champ Elpl pour un profil de vent donné (figure IV.2).
Nous avons alors comparé les profils en latitude de la composante H du
champ magnétique calculé théoriquement avec le profil expérimental. Sur la
figure IV.3 sont représentés d'une part, les profils de la composante H
théorique et expérimental pour des valeurs de Eep variant de 0 à 1,2 mVlm (A).
Et d'autre part les profils latitudinaux du courant Est-0uest correspondant (B).
En absence de champ électrique, c'est à dire lorsque Erp est nul, la
composante H résultant est faible et vaut à peine 25 nT. Cependant le rapport
entre la courbe expérimentale et la courbe théorique est de l'ordre de 4. Le
profil de courant correspondant présente une faible intensité au centre de
l'électrojet et une intensité négative au-delà de 20 de latitude géomagnétique
de part et d'autre de l'équateur magnétique.
O. K OBROU. Thèse de Doctorat 3° Cychl

---

Chapitre IV: EIUDE DE CAS : aMlYI. du wuiationl d.l'élsctrojet ~torial à l'aide du modèle de Richmond (/972)
92
Tableau IV.2 : Angle zénithal correspondant à 12 Heures TU
Date
Angle zénithal à 12H00 TU(O)
20 Janvier 1993
32,181
21 Janvier 1993
31,996
22 Janvier 1993
31,806
23 Janvier 1993
31,609
24 Janvier.1993
31,407
25 Janvier 1993
31,199
26 Janvier 1993
30,985
.27 Janvier 1993
30,766
28 Janvier 1993
30,541
29 Janvier 1993
30,310
30 Janvier 1993
(
30,074
1
120.00
- 100.00
E
.::t:.
-(1)"t:J:J.....:;::;
<{
80.00
60.00 --t--.....,---~-........,.---.---..,...----.
-60.00
0.00
60.00
120.00
Vent (mis)
Figure IV.2: Profil en altitude du vent zonal, le 23 Janvier 1993 à 12 H locales
(UARS, 1993). Ce profil a été utilisé pour reproduire les Sr de la figure IV.3 "
O. K. OBROU. ThÙ. d. Doctorat JO Cycle

---

Chapitre W: ETUDE DE CAS: analyu des variaI/ons d. l'éhJctrojet équatorial à 1'a1r:/4 du modéle de Richmond (1972)
93
Figure IV.3: (A) Profil en latitude de la composante H. Les croix représentent
le profil expérimental. Les courbes représentent le profil théorique. (B) Pro,fil
de courant intégré en altitude. Ces profils sont relatifs au 23 Janvier 93.
O. K. OBROU. 1'huedeDoctorat 3°Cycle

---

Chapitre IV: ElUDEDE CAS : QlJQly,e du variat/olll dB l'~lsctrojet BqU4torial à l'aide dJl modè16 de Richmond (1972)
94
A Ecp = 0,4 mVlm, l'écart entre les deux courbes (expérimentale et
théorique) s'améliore et devient nul sur les bords du profil. Au centre, le
rapport est de l'ordre de 1,25.
A Ecp = O,S mVlm, le profil théorique passe au-dessus de la courbe
1
expérimentale et le courant est pratiquement positif c'est à dire dirigé vers
1
l'Est.
1
A Ecp = 1,2 mVlm, l'écart entre les deux profils devient important. On a
i! uncourantintenseessentiellementdirigéversl'Est.
1
Au vue de cette analyse, il apparait clair~ment que le champ électrique
primaire Ecp = 0,4 mVI m représente appro~tivement la valeur de celui-ci.
Ains~ c'est en faisant plusieurs essais de proche en proche que l'on approche le
champ électrique primaire. C'est cette procédure que nous avons adoptée car
elle minimise les résidus.
IV.2.3 Analyse des cas
IV.2.3.1 Analyse avec le données de vent UARS
Nous présentons dans cette partie l'analyse des profils obtenus en
utilisant les données de vent VARS. Le vent est approximé pour représenter
celui de 12H locales par le biais d'une correction suivant la longitude à
laquelle les mesures ont été faites. Dans cette étude, nous avons introduit le
paramètre RET qui défini le rapport entre les mesures expérimentales et les
valeurs théoriques à une station donnée.
( 7 22 Janvier 93 (Figure IV.4)
Le 22 janvier 93 se caractérise par des indices Ap et Am respectivement
7nT et 12 nT et un flux solaire 10,7 cm de 101,0 10-22 Wm-2Hz-l. L'indice Am est
o. K. OSROU. TIIùe de DoctOl'Qt 3°Cyc16

---

Chapitre IV: EI'UDE DE CAS : analyle du varlattonl ds l'électrOftll ;quatorlal al'aide du modèle de Richmond (1972)
9S
largement inférieur à 20 nT, on peut alors admettre. que ce jour est
magnéti.quement calme.
Le profil de vent ,en altitude du 22 Janvier 93 à 12 H, est mesuré entre 80
et 120 km d'altitude. Le vent est variable et présente approximativement
quatre modes de vibrations dont l'amplitude maximale est de 100 mis entre
105 et 110 km. Le vent est principalement dirigé vers l'Ouest dans cet
intervalle.
Nous avons utilisé un champ électrique primaire Eep =O,4mVlm. Le
profil théorique du Sr (H) présente une variation régulière de type parabolique
variant de _5° à +5° de latitude géomagnétique. La valeur maximale du Sr(H)
à l'équateur est égale à 60 nT. Le profil expétimentalse caractérise par une
variation irrégulière de la composante H. Le maximum du Sr(H) expérimental
est légèrement situé au sud de l'équateur magnétique (-D,50 ). Malgré les
différents essais, les deux profils ne cOÜlcident pas. Un écart existe entre les
deux profils principalement au coeur de l'électrojet c'est à dire dans une bande
de -1° à +1° de latitude géomagnétique avec un rapport expérience -théorie
(RET) de 1,33 à l'équateur magnétique.
Le profil en altitude du courant intégré Jep a la forme d'une courbe de
Gauss. TI faut noter que celui-ci est donné par le modèle. La densité de courant
est positive dans l'intervalle de -2,7° à +2,7° c'est à dire dirigé vers l'Est. Son
maximum est légèrement inférieur à 110 AIkm. Aux extrémités de ce~
intervalle, la densité de courant est négative. Le courant est dirigé vers l'Ouest.
Le courant atteint alors une intensité de 40 A/km.
r::r 23 Janvier 93 (figure IV.S)
Le 23 Janvier 93 se caractérise par un indice Ap = 4nT, Am = 7nT et un
flux solaire à 10,7 cm de 102,7 *1Q-22Wm-2Hz-l • L'indice Am (7nT) de ce jour est
0.1:. OBROU. Thùe de Doctorat ]0 Cycle

---

Chapltr, IV: ETUDE DE e.tS : QllQly" du Wlrlationl d, l'~l«:trojlt~lUltorialà l'ald, du mod~14 d, Richmond (1972)
96
le plus faible des sept jours sélectioIUlés. Ce faisant, nous choisirons le 23
comme le jour calme de référence.
Le vent Est-Duest de la tranche d'altitude de BO à 120 km est très
variable. Entre 85 et 95 km, il est dirigé vers l'Est et atteint une vitesse
maximale de BOrn/s. Tandis que dans la région située au dessus de 105 km, le
vent est dirigé vers l'Ouest et atteint une vitesse de 60 rn/s. A partir de 110
km, le vent s'inverse et prend le sens Est et croît en intensité jusqu'à 120 km.
Le profil en latitude du Sr(H) théorique présente une variation régulière
dont le maximum est atteint à l'équateur magnétique. Le profil du Sr(H) selon
les mesures expérimentales présente une variation qui épouse le profil
.. théorique sur les bords de l'électrojet. Dans l'~tervalle _3° à +2,2° un écart
1
apparaît et s'amplifie
vers le coeur de l'électrojet jusqu'à 0,5° au sud de
l'équateur magnétique. A cette latitude, le RET est égal à 1,22. Le profil
théorique est obtenu en utilisant un champ électrique primaire de 0,4 mV/m.
Le profil du courant intégré est identique à celui d'une courbe de Gauss.
Le sommet correspond à la valeur maximale du courant (105 A/km). Sur les
bords de l'électrojet, c'est à dire au sud de -2,7° et au nord de +2,7°, on observe
une inversion du courant qui se propage vers l'Ouest. L'intensité de celle<i est
alors faible et égale à 40 A/km.
O. K. OBROU. Thù, dl Doctorat JO Cyc14

---

CMpltr.1Y: ETUDE DE CAS :.Q1IQly,. da WIrlGtlon, d.l'4lM:troj« 4quQtorlal à l'a/d. du mod414 tÜ Richmond (1972)
97
(a)
- 80.00
X
t-
c
......
X
J:
Q)
-c 40.00
eu
CI)
0
0-
E
0
0
0.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (0)
120.00
Ê
·80.00
~ 40.00
01Q)
..,
0.00
-40.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (0)
(c)
120.00
Ê
~
100.00
......
Q)
"C
:::J
-
~
80.00
«
60.00
-100.00
-50.00
0.00
50.00
100.00
Vent (mis)
Figure IV.4 : (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental (croix),
(b) Profil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du vent Est-
Ouest, le 22 Janvier 93
O. K. OBROU. ThtJe de Doctorat JO Cycl4

---

98
(a)
80.00
~
X
X
-J:.!c:cu 40.00 :
8-
E
8
0.00
-8.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (0)
120.00
(b)
1 80.00
40.00
0
cb
-,
0.00·
-40.00: .,
~.oo
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (0)
(c)
120.00
-~
-~.a+1 80.00
<C
-SO.OO
0.00
SO.OO
120.00
Vent (mis)
Figure IV.S : (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental
(croix), (b) Profil de la densité de courant intégré et (c)variation en altitude du
vent Est-Cuest, le 23 Janvier 93

---

Chapitr. IV: ETUDE DE CAS : analys. des Wlrlations de l'électroj.t iquatorial à l'aide du modèÙl de Richmond (1972)
99
r:r 24 Janvier 93 (figure IV.6)
Le 24 Janvier 93 se caractérise par des indices Ap et Am correspondant
respectivement à lOnT et 19nT. Le flux solaire à 10,7 cm est égal à 101,6 10-22
Wm-2Hz-l. L'indice Am est à la limite du critère d'appréciation de l'activité
magnétique d'un jour calme'
Le vent zonal Est-Cuest ce jour est très peu variable et présente à peu
près deux modes de vibration. L'amplitude maximale du vent dans la tranche
de 100 à 115 km atteint 80 m/s et son sens orienté vers l'Ouest.
Le profil du Sr{H) théorique a été traité par un champ électrique
,
.. primaire Ecp =0,35 mVlm. Après plusieurs essafS, le Sr{H) théorique et le Sr{H)
\\
expérimental sont loin de coincider. En dessous de -2,5° c'est à dire au sud de
l'équateur magnétique, le Sr{H) expérimental est inférieur au Sr{H) théorique.
Les deux profils du Sr{H) évoluent et se croisent à une amplitude de 50nT à la
latitude -2,5°. De cette latitude jusqu'au nord de l'équateur magnétique le
profil expérimental domine en amplitude le profil théorique. A l'équateur
magnétique. le RET est de l'ordre de 1,22.
Le profil du courant intégré associé au Sr{H) a l'allure d'une courbe de
Gauss dont le sommet correspondant au maximum du courant a une intensité
légèrement inférieure à 100 amp /km Le courant est positif dans l'intervalle -
2,7° à +2,~. Aux extrémités de cet intervalle, le courant est négatif et met ainsi
en évidence le renversement du courant sur les bords de l'électrojet où son
intensité est très faible (40 A/km).
O. Je. OBROU. Thèse û Doctorat 3° CycÙl

---

r:r 26 Janvier 93 (figure IV.7)
Le 26 janvier 93 se caractérise par un indice Ap=22nT, Am=35nT et un
flux solaire à 10,7 cm égal à 103,3*lQ-22Wm2Hz-l • Bien que le magnétogramme
de ce jour (voir Figure IV.6) ne révèle pas la présence d'un orage, nous
pouvons le considérer comme un jour perturbé selon notre critère de sélection
(Am>2On'D.
Le vent présente trois modes de vibration dont l'amplitude la plus
élevéè
est atteinte dans la tranche d'altitude de 105 et 115 km. Cette
amplitude est égale à 100 mis. Ce vent fort t~st essentiellement dirigé vers
l'Ouest dans cette région.
Pour un champ électrique primaire de 0,65 mV/ m, les profils du Sr(H)
théorique et expérimental corncident en dehors de deux valeurs isolées aux
latitudes de -1,8° et 2°. Le RET est de 1,09 au centre de llélectrojet.
1
Le courant intégré présente une allure de courbe de Gauss dont le
sommet indique la valeur maximale du courant. Le courant circule dans le
sens Est dans l'intervalle -3,3° à +3,3° où sa valeur maximale est 170 A/km.
Aux extrémités de cet intervalle, il s'inverse et circule dans le sens Ouest où sa
."
valeur maximale est de 20 A/km.
r:r 27 Janvier 93 (figure IV.8)
La situation,géophysique du 27 Janvier 93 se caractérise par un indice
Am=18 nT, Ap=ll nT et un flux solaire à 10,7 cm de 107,6*lQ-22Wm-2Hz-l •
Selon le critère de sélection, ce jour est magnétiquement calme.

---

ChapJtre/Y: EIVDEDEC.4S ! QIUIlyJ. da WlrlatlonJ del'~r.ctroJet4quatorlal à l'aide du IJIO(;/JUJ de Richmond (I972)
101
(a)
80.00
-
l-
c:
'-"
X
J:
.!
c:
CG
40.00
CI)
0
a.
E
0
0
0.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude(O)
(b)
100.00
-~ 50.00
~
C?
Q)
0.00
..,
-50.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude e)
(c)
120.00
100.00
80.00
60.00 .--11-----.,.----_----.....---__.
-100.00
0.00
100.00
Vent (mis)
Figure IV.6 : (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental (croix),
(b) Profil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du vent Est-
Ouest, le 24 Janvier 93
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat JO Cyck

---

Chopin IV: ETUDEDECAS: tutaIyI, da WIrlDtiDlll d41'~jlt ~tJl Q l'aid, du 1IIOtU'- d4 Richmond (1972)
102
120.00,
P
(8)
c:
-J:~co 80.00"
~
0..
E
8
40.00'
. -6.00
' -3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (0)
200.00
160.00
120.00
80.00
40.00'
0.00
-40.00 --ll---
-
.......-_r_-......- -......- .......-_._.--.
-6.00
-3.00
3.00
6.00
120.00
(c)
~ 100.00!,
-Q)~
+li
80.00
c(
60.00
-100.00
-50.00
0.00
50.00
100.00
Vent (mis)
Figure IV.7 : (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental (croix),
(b) ~fil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du vent Est-
Ouest, le 26 Janvier 93
O. Je. OBROU. 71Jù, d4 Doctorat JO C)'C"

---

Clulpltr.W: ETUDE DEC4S : QllQlyu da wu1at101U d.l'~*trojlt équatorial d l'ald. du modjZ. d. Richmond (1972)
103
Le profil du vent à 12 H, présente deux modes de vibration. Entre S3 et
lOS km d'altitude le vent souffle vers l'Est à une vitesse de 50 m/s. Au-dessus
de lOS km, il change de sens. fi est dirigé vers l'Ouest avec une vitesse de 60
mis.
L'amplitude de la composante H, est élevée et culmine à 120nT à
l'équateur magnétique. Pour un champ électrique primaire de lmV/ m, le
Sr(H) expérimental est largement süpérieur au Sr (H) selon le modèle.
Cependant on observe un accord entre ces deux profils au sud de l'équateur
magnétique c'est à dire de -40 à _5° de latitude géomagnétique. A l'équateur
magnétique, le RET est égal à 1,5.
Le profil de courant correspondant est rgu1ier et met en évidence un
courant qui circule d'Ouest en Est. A l'équateur, le courant atteint sa valeur
maximale qui est de 250 A/km.
r;r 28 Janvier 93 (figure IV.9)
La situation géophysique du 28 janvier 93 se caractérise par les indices
suivants Ap = 7nT, Am = 12 nT et un flux solaire de 10S,2*1Q-22Wm-2Hz-l • C'est
un jour magnétiquement perturbé selon notre critère de sélection.
,Le profil du vent à 12H est dominé par un vent fort de 60 m/s qui
souffle d'Ouest vers l'Est entre SO et lOS km d'altitude. Au-dessus de lOS km,
le vent s'inverse et circule dans le sens Est -Ouest et sa vitesse atteint 45 m/s.
Le profil ~éorique a été obtenue avec ùn champ électrique primaire de
1,15 mVlm. On observe un accord entre les deux profils sauf en deux stations
où l'écart entre valeur théorique et valeur expérimentale est faible. A la
latitude de -1,02°, l'écart entre les deux profils est d'environ 10 nT et 5 nT à la
station située à +3,2° de latitude géomagnétique. Le RET est 1,11
.
,
~
O. K. OEROU. 1'hù6 d. Doctorat JO Cycz.

---

Le profil en latitude du courant intégré correspondant présente Wle
variation régulière. L'intensité du courant est positive sur tout le profil. Son
Figure IV.S : (a) Profil du Sr(H) théorique simulé et expérimental (croix), (b)
Profil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du vent Est-
Ouest, le 27 Janvier 93
O. K. OBROU. Th48• • Doctoral JO CycI.

---

Chapitre IY; ETUDE DE CAS ; Q1IQlyl. du l1QT/at/OIII d. l'~trojetéquatorlalà l'aide du modez. de Richmond (1972)
lOS
120.00
(a)
~
-J:
X
oS
c
80.00
tU
CI)
8.
E
8
40.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude CO)
300.00
- 250.00
i 200.00
0
150.00
cU
"")
100.00
50.00
-6.00
120.00
(c)
-~ 100.00
-Q)
~
+:J
80.00
<
60.00
-50.00
-25.00
0.00
25.00
50.00
75.00
Vent (mis)
Figure IV.9 :, (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental
(croix), (b) Profil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du
vent Est-Duest, le 28 Janvier 93
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat 3° Cyck

---

ClIDpttIY 1Y: E1VDE DECAS: QIItIly" du wutatlOlllthl'iJctroJIt ~ li l'al. du ",~,. d. Richmond (1972)
106
r:r 29 Janvier 93 (figure IV.10)
Le 29 janvier 93 est un jour calme selon le critère de sélection. En effet,
les indices Am et A p :de ce jour sont respectivement 10 nT et 5 nT. Le flux
solaire à 10,7 cm est égal 110,7 *10-22 Wm-2Hz-l.
Le profil en altitude du vent présente deux plages de variations. Une
située en dessous de 108 km où le vent est principalement dirigé vers l'Est
avec une vitesse maximale légèrement inférieure à 60 m/s. La deuxième est
située au-dessus de 108 km. A cette altitude le vent circule à l'Est et atteint une
vitesse maximale de 45 mls.
/
1
Les profils du Sr(H) théorique et expérimental obtenus s'épousent
pratiquement sur tôût le profil en dehors de la stations de Niellé ( 1,020 au sud
de l'équateur l'et de la station de Mopti ( 3,230 au nord de l'équateur
magnétique). A l'équateur magnétique, le RET est d'environ 1,05. Le profil
théorique du Sr(H) a été calculé avec un champ électrique primaire de 1,2
mV/m.
Le profil en latitude du courant intégré présente une forme régulière.
L'intensité de celui-ci est principalement positive et atteint une valeur
maximale d'environ 300 A/km.
Les valeurs au;actéristiques du vent, de la densité de courant et du
champ électrique primaires sont consignés dans les tableaux IV.3, IV.4 et IV.S.
O. K. OBROU. ThèH tU DoctorGl JO Cyc"

---

ClwpitrelV: EIVDEDEC.4S: GlIQlyl. da vtll1altonl del'414ctrojet 4q1latorlal à l'aide dII ~le de Richmond (1972)
·107
- 120.00
(a)
l-
e
-
X
J:
CD
-e 80.00
cv
en
0
Q.
E
0
0
40.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude CO}
305.00
- 250.00
E
~
< 195.00
.. -
01
CD
..,
140.00
85.00
-6.00
-3.00
0.00
3.00
6.00
Latitude (O)
(c)
120.00
Ê
~
100.00
-CD'0:J-~ 80.00
<C
60.00
-65.00
-32.50
0.00
32.50
65.00
Vent (mis)
Figure IV.10: (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental (croix),
(b) Profil de la densité de courant intégré et (c) variation en fonction de altitude
du vent Est-Cuest, le 29 Janvier 93
O. K. OBROU. Thèle de Doctorat 3° Cycle

---

ChDpitr. IV: EIVDEDEC4S : 4Wl{ys. du wutatJons d41'4Ulctrojet BquaJorlal à l'ald. du mocUl6 d. Richmond (1972)
108
Tableau IV.3: Vitesses caractéristiques et direction du vent neutre zonal (UARS,
i
î
1993)
},
Jours
v. (+)max (m/s)
v. (-) max(m/s)
'22/01/93
37,S
100
23/01/93
80
60
24/01/93
30
80
26/01/93
40
100
27/01/93
50
60
28/01/93
80
45
1
29/01/93
45
1
59
v. max(+) représente le vent maximale à l'Est et v. (-) max le vent maximal à l'Ouest
Tableau IV.4 ~.~ à l'équateur et état de l'activité magnétique des jours
ii
étudiées
i,
,Jours ,
RET
Am (nT)
Type de jours
1
'22/01/93
1,33
12
Calme
23/01/93
1,'22
7
Calme
24/01/93
1,22
19
Calme
26/01/93
1,09
35
Perturbé
27/01/93
l,50
18
Calme
28/01/93
1,11
12
Calme
29/01/~3
l,OS
10
Calme
RETm =1,2 ± 0,2
~
,,~
La moyenne du RET calclée sur l'ensemble des jours étudiés est de 1,2 avec
11
un écart type de 0,2
O. K. OBROU. TMs. d4Doctorat 3° cycz.

---

ChapttrtW: ETUDE DE CAS : Q1IQlYI. du 'tItUtatlOltI d.l'~z.ctroj.t 4quatortal à l'atd. du modè16 de Richmond (1972)
109
Tableau IV.S : Champ électrique primaire, Densité maximale du courant Est-
Ouest intégré
Jours
E.(mV/m)
JlpIDaX (+>(A/km)
JlpIDaX (->(A/km)
22/01/93
0,4
110
-40
'23/01/93
0,4
105
40
24/01/93
0,35
100
40
26/01/93.
0,65
170
20
27/01/93
1
250
28/01/93
1,15
280
29/01/93
1,2
300
IV.2.3.2 Analyse avec les données de vent HWM
Dans cette partie, nous analysons les variations de l'électrojet à l'aide du
modèle Richmond en y introduisant des données de vent issues du modèle
HWM. L'utilisation de ce modèle devrait être un test en vue de sa validation
dans le secteur de longitude Mrique - Europe. Nous présenterons l'étude du
cas du '23 Janvier 93.
IV.3.3.2.1 Présentation du Modèle HWM
Le HWM ( Horizontal Wind Model ), est un modèle empirique global
du vent horizontal de la thermosphère et de la moyenne atmosphère. Ce
modèle est basé sur une série importante de mesures réelles du vent effectuées
avec une variété de tecluriques ( mesure optique, radar, satellite) (Hedin et al.,
1996).
Ce modèle offre l'avantage de reproduire des profils de vents allant de
80 à 400 km d'altitude. TI utilise cinq paramètres d'entrée qui sont:
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat 30 Cyc16

---

CluJpitTdV: EIVDEDECAS: Q1fQJyNdu wutQt/0IUd41'~trojtlt~al à fald4 dM ~ d4RJch1llond (1972)
110
-le flux solaire
-le quantième de l'année
-l'indice Ap
-l'heure locale
-les coordonnées géographiques
TI calcul. les deux composantes du vent horizontal à savoir zonale et
méridional.. Nous avons reproduit les profils de vent relatifs à 12H00 locale
pour les sept jours de notre période d'étude.
IV.2.3.2.2 Profils de vent HfM
Les profils 4e,vent reproduits à l'aide du modèle HWM à 12H00 sont
représentés à la figure IV.ll. Les profils présentent la même allure et diffèrent
très peu des W\\S des autres en terme de vitesse du vent. Les profils ont une
caractéristique particulière autour de 120 km. En effet, à cette altitude, le vent
est maximal avec une amplitude qui culmine 80 ml s. Contrairement aux vents
VARS, il est essentièllement dirigé vers l'Est. Au-dessus de 120 km, il se
produit une inversion; le vent souffle alors vers l'Ouest pour atteindre un
maximum au-dessus de 150 km d'altitude.
La faible variabilité jour-à-jour à 12H00 mis en évidence par les profils
nous a conduit à n'étudier que le cas du 23 Janvier 93, jour calme de référence
(Am = 7 nT et Ap =4 n1)~
.. Cas de 23 Janvier 93, (Figure IV.12)
Le profil théorique Sr(H) reproduit par le modèle de Richmond avec un
champ électrique de 1 mVlm est régulier..Les profils en latitude des Sr(H)
O. K. OBROU. Thù. d4 Doctorat JO Cycl.

---

Chapitre IV: EI'UDE DE CAS : analYle du wuiationl de 1'4kctrojet 4qllatorlal à l'aide du mod~Z. de Richmond (1972)
111
théorique et expérimental s'épousent presque parfaitement avec un RET (
rapport expérience/théorie ), égal à 1,004 au centre de l'électrojet.
La densité de courant Est-0uest a une allure régulière, essentiellement
positive donc dirigée vers l'Est. La densité de courant a une forte valeur et son
maximum est de 300 A/km à l'équateur magnétique.
22 ...n.... 83
200.00
~ 150.00
al
"C
~
:p
100.00
Ci:
50.00
,
1
\\
200.00
27 Jan.... 83
23 Jan.... 83
200.00
! 150.00
! 150.00
al
~ 100.00
Ci:
i 100.00
50.00
50.00 .
200.00
200
24 Jan.... 83
28 ...n.... 83
!
! 150.00
150
al
j
i 100.00
:p
100
Ci:
50.00
50
28 ...n.... 83
200.00
200.00
28 Jan.... 83
! 150.00
! 150.00
al
al
]
~
100.00
~ 100.00
50.00
50.00
-100.00
~.oo
0.00
50.00
100.00
-100.00 ~.oo
0.00
50.00
100.00
Vent (mis)
Vent (mIs)
Figure IV.II. Profils du vent zonal obtenus à partir du modèle HWM. Ces
profils sont relatifs à 12H00 locales
O. K. OBROU. Thue de Doctorat JO Cycle

---

(c)
200.00;
E
-li)'0 100.00
.a
~
«
0.00
-100.00
0.00
100.00
Vent (mis)
Figure IV.U': (a) Profil du Sr(H) théorique (trait continu) et expérimental
(croix), (b) profil de la densité de courant intégré et (c) variation en altitude du
vent Est-Cuest, le 23 Janvier 93. Le profil de vent est issu du modèle HWM
O. K. OBROU. 'l'Wu lM DocIlJIvt JO Cjd.

---

Cltapirr.lV: ETUDE DE CAS : Q"'''y,. da Wll'iQtiOIll d.l'~*troj.t 4qIuItorlal à l'aide du motUI. d. Richmond (1972)
113
IV.2.3.3 Analyse du rapport des Sr(H) expérience théorie
-RET
Le RET défini le rapport des Sr(H) expérimental et théorique pour une
station donnée. La figure IV.t3 est une représentation graphique de la
dispersion du RET en fonction de la latitude géomagnétique. TI se dégage de la
distribution que le RET est globalement compris entre 0,9 et 1,2. Cependant,
on observe deux cas isolés. TI s'agit des 24 et 27 Janvier 93 où le RET est faible
« 0,7) dans le premier cas et fort dans le second(> 1,4).
Le modèle et l'expérience sont en accordjau sud de -2,5° et au nord de
1,3° de latitude géomagnétique. Dans interva11~ de latitude délimité par _2,5°
et 1,3°, il existe un écart entre expérience et théorie. En moyenne, cet écart
représente au plus 20% des valeurs donriées par le modèle à l'équateur
magnétique.
Le tableau IV.4, est un récapitulatif des valeurs du RET avec les valeurs
de l'indice Am correspondant à l'équateur magnétique. Ceci permet d'étudier
le RET en fonction de l'état géophysique des jours considérés. Cette analyse ne
permet pas de mettre en évidence l'effet des perturbations magnétiques sur les
résultats du modèle. Cependant, il est à remarquer que, le 26 Janvier 93, jour
faiblement perturbé (Ap = 22 nT ), le RET obtenu est l'un des plus faible
(RET=1,09) à l'équateur magnétique.
O. K. OBROU. ThÙ. d. Doctoral 3°CycI.

---

Chapitre IV: ElUDE DEGAS: analyll deI varlatiOlllde l'~trojet équatorial à l'a;dedu modèk de Richmond (1972)
114
i
1
j
1
j
Figure N.13: Variation du RET en fonction de la latitude géomagnétique
j
f,
IV.3.3 Interprétations et discussion des résultats
,. L'analyse des variations de l'électrojet à l'aide du modèle physique
Richmond (1973), a consisté à reproduire les caractéristiques de l'électrojet à
l'aide du modèle en y introduisant les paramètres ionosphériques mesurés ou
calculés à partir de données réelles. En effet, des paramètres d'entrée du
modèle, seul le champ électrique primaire est choisi arbitrairement de sorte
que les profils théorique et expérimental du Sr(H) se rapprochent le mieux
possible.
O. Je. OBROU. ThÙ. d. Doctorat 3° Cyck

---

Chapitre IV: EIUDE DE CAS : analYle tklvarlationl de l'électrojet équatorial à l'aide du modéle de Richmond (1972)
115
Les données du vent neutre zonal utilisées représentent l'état de celui-ci
dans la région E. En effet, le vent a été mesuré dans la tranche d'altitude de 80
à 120 km d'altitude. De façon globale, le vent est dominant dans le sens Ouest.
La valeur maximale du vent enregistré n'excède pas 100 mls; ce, qui
correspond aux caractéristiques des vents de 80 à 200 km dans l'ionosphère
équatoriale (Lindzen and Blake, 1971 ).
Au niveau du Sr(H), on remarque en première observation que le
modèle le reproduit assez fidèlement, sur les bords de l'électrojet. (cas des 23,
26, 27, 28 et 29). Cela est particulièrement vrai au Sud de l'équateur
magnétique (Figure 1V.13). Dans une bande de latitude en moyenne
. correspondant à l'intervalle -2,So à 1,3°, le Sr(~ donné par le modèle s'écarte
i
du Sr(H) expérimental. La tendance qui se dégage est que le RET est compris
entre 0,9 et 1,2. Ainsi, globalement, l'écart entre modèle et expérience n'excède
pas 20% de la valeur du Sr(H) théorique à l'équateur magnétique. Ce qui
suggère un bon accord entre modèle et expérience. Cet écart est inférieur à
celui obtenu par Duhau et al., (198S). En effet, pour un champ électrique
primaire de 0,6 mVlm, Duhau et al., (198S) ont obtenu un taux de 60% à
l'équateur magnétique en comparant les résultats de leur modèle aux mesures
de la densité de courant faites par Davis et al., (1967).
L'analyse du RET des jours étudiés en fonction des indices magnétiques
ne permet pas d'apprécier l'influence de l'activité magnétique sur les résultats
du modèle quoi que le 26 Janvier 93, jour faiblement perturbé, RET soit proche
de l'unité (RET= 1,09). D'autre part, le modèle n'intègre pas les indices
magnétiques qui caractérisent l'activité magnétique. Aussi, l'allure du profil
de vent (figure IV.1S) n'est pas indiqué pour mettre en évidence l'effet de
l'agitation magnétique, qui aurait pu influencer les résultats du modèle.
Toutefois, l'étude d'un nombre important de jours aiderait à élucider cette
situation.
0. K. OBROU. Théle de Doctorat 3 0 Cyc",

---

C1uJpitrtl IV: ElUDE DE CAS: analyltl du WIrlarJOfII dtll'électrojtlt équatorial d l'aidtl du mocUle dtl Richmond (1972)
116
Le modèle est Wle représentation idéale des caractéristiques de
l'électrojet. Le Sr(H) théorique étant Wle représentation des effets magnétiques
dus aux courants extemes, l'écart entre les deux profils ( Expérimental et
théorique) pourrait être attribué aux effets d'Wl courant additionnel minimisé
par le modèle ou non pris en compte par celui-ci.
Nous avons comparé la densité du courant au centre de l'électrojet
(Tableau IV.6) obtenue par le modèle à celle calculée par Doumouya (1995)
pour la même période. L'évaluation faite par Doumouya '1995) repose sur le
modèle de ruban uniforme. Cette méthode est Wle paramétrisation de
l'amplititude de la composante H du champ magnétique. La. densité du
courant au centre de l'électrojet, notée Jo est caiulée selon l'expression suivante
Ml
1 = - - - a -
(IV.5)
0
O,4arctg h
où &-I désigne l'amplitude de H, a la largeur de l'électrojet et h l'altitude de
l'électrojet.
On observe dans le tableau IV.6 que le rapport 10/1", est supérieur à 1
pour les faibles amplititudes de Mi. Aux amplitudes élevée, c'est à dire
supérieur à 100 nT, le rapport est inférieur à 1. La. moyenne des rapports
calculée sur l'ensemble des jour étudiés est de 1,04 avec wl écart type de 0,3.
Ce résultat met en évidence le rapprochement de ces deux approches qui
permettent d'évaluer l'intensité du courant au centre de l'électrojet.
O. K. OBROU. Théltl th Doctorat JO Cycle

---

Chapitre IV: ETUDE DE CAS: an4lys/I du variations d/ll'élllctroj/lt équatorial à l'aide du modélll de Richmond (1972)
117
Tableau IV.6: Tableau comparatif des courants Jo etJep au cenue de l'élecuojet
issu respectivement du modèle parabolique et du modèle de Richmond
Jours
MI(nT)
Io (A/km)
Jep(A/km)
Iollep
22/01/93'
67
136
110
1,24
23/01/93
65
159
105
l,51
24/01/93
68
131
100
1,31
26/01/93
83
171
170
1,01
27/01/93
107
221
250
0,88
'213/01/93
102
186
'2130
0,66
29/01/93
106
209
i·
300
0,70
,
Rm = 1,04 ± 0,3 1
Rm est la moyeIUle du rapport b/Jep calculée sur l'ensemble des jours étudiés.
il est égal à 1,04 avec Wl écart type de 0,3
La densité du courant est fortement influencée par le champ électrique
primaire Eep.· En effet, plus le champ électrique primaire est élevé, plus la
densité du courant est importante (Tableau IV.S). On note également Wle
inversion du courant sur les bords du profil pour certaines valeurs du champ
électrique primaire. En effet, cette inversion de courant a été attribuée à
l'existence d'Wl deuxième ruban de courant circulant dans le sens opposé à
celui de l'élecuojet (Fambitakoye et al., 1976). Pour ce dernier, ce courant serait
dû au vent neuue. Les profils de vent utilisés par Fambitakoye et al. (1976)
sont théoriques et présentent Wle variation par palier qui couvre la plage
d'altitude de 100 à 400 km, alors que nos profils issus de mesures réelles ne
couvrent que la plage de 80 à 120 km. Puis que ces profils (VARS) ne
représentent que la région E de l'ionosphère. Par ailleurs, l'influence du vent
O. K. OBROU. ThélB th Doctorat 3° Cyclll

---

Chapitre W: ErUDEDECAS: analYIB deI variaüonl dB l'éÙJctrojBtéquatorial à l'aidB du modèle dB Richmond (1972)
118
neutre sur les variations du champ magnétique est très prononcée sur les
bords de l'électrojet, c'est à dire à quelques degrés de part et d'autre de
l'équateur magnétique (Reddy and Devasia, 1981; Fambitakoye et al., 1976).
Pour lever la difficulté liée au manque de mesures de vent au-dessus de
120 km, nous avons étudié pour la même période les caractéristiques de
l'électrojet avec le modèle Richmond (1973) en introduisant des données de
vents issus du modèle de vent HWM.
Les profils de vent obtenus (figure IV.ll) à l'aide du modèle HWM pour
une heure donnée présentent la même allure et diffère très peu les uns des
autres en ·terme de vitesse de vent. Ce fait est à attribuer aux effets des
paramètres d'entrée du modèle. En effet, celui-ci utilise comme paramètres
1
d'entrée, le flux solaire, le quantième de l'année, l'indice Ap, l'heure locale et
les coordonnées géographiques du lieu. Ces paramètres varient très peu d'un
jour à l'autre (voir Tableau IV.1), les profils n'ont pu se différentier l'un de
l'autre de manière significative. L'étude de cas du 23 Janvier 93, jour calme de
référence (Figure IV.21) montre un accord presque parfait entre le Sr(H)
théorique et le Sr(H) expérimental. Le champ électrique primaire utilisé est
égal à 1 mV/ m. nrésulte de cela une densité de courant importante au centre
de l'éléctrojet. Les résultats du modèle ont mis en évidence le fait que le
champ électrique primaire varie avec la densité du courant Est-Duest intégré.
Or pour un même champ électrique (Eep = 1 mV/ m), on a des densités de
courant différentes respectivement égales à 250 A/km ( 27/01/93 avec vent
VARS) et 300 A/km (23/01/93 avec vent HWM). De ce qui précède, il ressort
à l'évidence que le vent Est-Duest influence la densité de courant intégrée.
Cela peut s'expliquer à partir de l'équation (II.27) ( voir chapitre II). D'après
l'équation n.27, la densité de courant Jep dépend de la vitesse du vent vep et du
champ électrique de polarisation lorsque Eep et Bo sont constants. D'autre part,
O. K. OBROU. ThèlB dB Doctorat ]0 Cycle

---

Clulpitr8 IV: EI'UDE DE C4.S : analy" da varlatiolll U l'~troJet h/Ilatorlal à l'aide du modèI. de Richmond (1972)
119
le champ Ea (équation IV.5) dépend de vIp alors que E'P et Bo sont constants. En
définitive, J'P est essentiellement dépendant de v'P'
(IV.6)
Conclusion
La campagne de mesure conjointe de l'AIEE et VARS a offert
l'opportunité d'utiliser le modèle de Richmond ,dans un contexte nouveau. Le
choix des valeurs des paramètres d'entrée ( ltl" flux solaire à 10,7 cm, l'angle
l
solaire zéni.thaL le .gradient d'inclinaison, ·le champ magnétique. principal, le
champ électrique primaire et le vent neutre ) effectué à partir des mesures a
permis de les rapprocher un peu plus de la réalité.
fi se dégage de cette étude, que la modèle physique local de Richmond
(1973), reproduit les caractéristiques de l'électrojet. Cependant, il est à
remarquer que
malgré un bon accord
entre
modèle
et expérience
particulièrement a~ bords de l'électrojet cet accord n'est pas excellent. Ce
d'autant plus qu'entre -2,5° et 1,3°, l'écart entre modèle et expérience est en
moyenne 20% de la valeur du modèle à l'équateur magnétique.
Dans cette étude, nous avons été handicapé par des difficultés liées à
l'insuffisance des données réelles de vent. Les tentatives visant. à nous
affranchi de cette situation par l'utilisation des profils issus du modèle de vent
HWM n'ont pas rempli nos espérances.
O. K. OBROU. Thèse d, Doctorat JO CycI.

---

120
"Tomorrow is an otlier aay "
W. SHAKESPEARE
(
~~~UM~ E~ CONCLUSION GENERALE
O. K. OBROU. Thùe de DoctQral JO CYCUI

---

Concbuion GémIraIs
121
CONCLUSION GENERALE
L'étude des caractéristiques de l'électrojet équatorial débutée, depuis sa
découverte en 1922, s'est effectuée à l'aide des mesures expérimentales et de
modèles théoriques. Bien que, ces modèles théoriques reproduisent les
principaux traits de la morphologie de l'électrojet équatorial, il existe des
écarts entre les études théoriques et les études expérimentales.
Le modèle de Richmond (1972) qui intègre les effets du vent neutre
zonal, a été utilisé par Fambitakoye et al., (1976) pour étudier les
caractéristiques de l'électrojet équatorial. Ne disposant d'aucune mesure
expérimentale, ils ont initialisé le modèle à (partir de paramètres d'entrée
théoriques.
Les enregistrements des variations du champ magnétique et des
paramètres électrodynamiques de l'ionosphère effectués au cours de l'AIEE,
les mesures du vent neutre zonal effectuées lors de la mission du satellite
VARS, et les dOlUlées théoriques du vent issues du modèle HWM; nous ont
offert l'opportunité d'étudier les variations de l'électrojet équatorial à l'aide du
modèle de Richmond. L'utilisation de ces dOlUlées expérimentales comme
paramètres d'entrée inscrit ainsi cette étude dans une nouvelle approche par
rapport aux études antérieures (Fambitakoye, 1976; Richmond, 1973a; 1973b).
Le choix des paramètres d'entrée du modèle a nécessité le traitement des
ionogrammes. Cela a mis en évidence:
- la morphologie des profils de densité électroniques, caractérisée par
deux pics horizontaux correspondants aux valeurs maximales de la densité
d'électrons dans les couches E et F2 respectivement égale à 2.105 e-jcm3 et
1,5.106 e-j cm3 à 12H00 locales.
- la hauteur de la couche E qui a permis de positiolUler l'électrojet
équatorial est à l'altitude moyelUle de 105 km à 12H00. TI faut noter que cette
position de l'électrojet avait été adoptée par Fambitakoye et al., (1976).
O. K. OBROU. Thèse de Doctorat ]Q CycIs

---

ConcluiJlon G~n~raz.
122
A la différence des travaux antérieurs, nous avons évalué à 30° ( à
12H00 locales ), l'angle solaire zénithal, un des paramètres d'entrée du modèle,
à partir des relations de la trigonométrie sphérique. Cela a l'avantage de
prendre en compte les caractéristiques géographiques de notre secteur de
d'étude.
Les profils de vent utilisés dans cette étude proviennent de deux sources
à savoir: sources VARS (données' expérimentales) et sources HWM (données
théoriques).
Les profils expérimentaux, ont révélé l'existence d'un vent de vitesse
élevée ( 80 mls en moyenne ) qui souffle de l'Est vers l'Ouest autour de 105
km d'altitude. De façon générale, la vitesse au vent n'excède p,as 100 mls,
confirmant ains~ les observations faites par Lindzen et Blake, (1971).
Cependant, les vitesses maximales de vent obtenu avec le modèle HWM se
situent au-delà de 120 km d'altitude.
Bien que la qualification des données d'entrée, ne soit pas un des
objectifs de cette étude, l'analyse des profils de vent HWM a mis en évidence
des profils constants en terme de vitesse, d'un jour à l'autre révélant ainsi la
cohérence des mesures.
L'étude comparative des profils du Sr(H) expérimental et théorique
d'une part, et la comparaison entre les densités maximales du courant Est-
Ouest intégré issues du modèle avec les estimations faites par Doumouya
(1995) d'autre part, ont permis d'établir les performances du modèle de
Richmond initialisé avec des données réelles.
Ainsi, on observe un accord entre l'expérience et le modèle sur les bords
de l'électrojet ( au sud de -2,5° et au nord de 1,3°). A l'intérieur de cet
intervalle (entre -2,5° et +1,3°), il Y a un écart entre ces deux types
d'évaluation. Cet écart se traduit par un rapport des Sr(H) expérimentale et
théorique en moyenne égal à 1,2 à l'équateur magnétique. Ce qui correspond à
O. K. OBROU. Thùe de Doctorat JO Cycz.

---

Conclusion Généra16
123
une moyenne de 20% de l'amplitude du Sr(H) théorique à l'équateur
magnétique. Comparé à des résultats antérieurs ( taux de 60% obtenue par
Duhau et al., 1985), notre résulatat est de loin meilleur.
En ce qui concerne la densité maximale du courant intégré, la moyenne
du rapport Rm = 1,04 ± 0,3 de lep ( densité maximale du courant au centre de
l'électrojet produit par le modèle) et Jo (densité maximale au centre de
l'électrojet calculé à l'aide d'un modèle de ruban uniforme) estimé par
Doumouya (1995), a mis en évidence le rapprochement de ces deux approches.
nest à remarquer que le vent zonal a une influence sur la densité de courant.
Globalement, les résultats obtenus au cours de cette étude sont dans
l'ensemble satisfaisants. D'une part, ces travaux ont mis en évidence les
performances du modèle de Richmond initialisé à partir des données
expérimentales. D'autre part, ils ont souligné les limites du modèle. Enfin, ils
ouvrent la voie à la mise en oeuvre d'un modèle spécifique à notre secteur de
longitude qui reste à mettre au point.
n est souhaitable que le modèle de Richmond intègre de plus de
mesures réelles pour reproduire de mieux en mieux les caractéristiques de
l'électrojet. Le choix arbitraire du champ électrique primaire doit être corrigé
par des mesures in situ afin que soient identifiées d'autres observations pour
une éventuelle amélioration du modèle. n est important de noter que des
difficultés majeures ont gênés les résultats escomptés de cette étude. n s'agit
notamment de l'insuffisance des données expérimentales de vent. En effet, une
abondante et variées de mesures de vent auraient certainement permis
d'identifier des profils types de référence pour caractériser l'électrojet. C'est ce
à quoi nous nous attellerons dans la suite de ce travail.
0. K. OBROU. Thèse de Doctorat JO Cyc16

---

Réfèrencel Bibüographiquel
124
REFERENCES BIBLIOGRAPHIQUES
Abramowitz, M. , and L E. Stegun ( Eds). Handbook ofMathematical Functions.
National Bureau of Standards, Applied Mathematics Series, No. 55,
Washington, 1964.
Alan E. H, MSIS Thermospheric modeL Journal ofGeophysical Research, Vol. 92,
N° AS, pages 4649 - 4662, May 1,1987.
Alan E. H., Horizontal Wind Model, J. atmos. terr. Phys, 58, 13, 1421-1447, 1996.
Ananda Rao, B. G., and Raghava Rao, R., Structural changes in the current
fields of equatorial electrojet Due to zonal and meridional winds. , J.
Geophys. Res., 92,2514-2526, 1987.
Asimov Isaac, in Univers de la Science, éd. Noupeaux Horizons, pages 217-219,1986.
Breit, G., Tuve, M. A radio method of estimatipg the height of the conducting
layer, Nature, 116, 257, 1925.
'
Brekke, A., Doupnik, J.R., Banks, P.M., Incoherent Scatter measurement E
region conductivity and currents in the auroral zone, Journal of
Geophysical Research,. 79, page 3773, 1974.
Cain,). C. and R. E. Sweeny, The POGO data, ].atmos. terr. Phys. 35 p 1231-
1247,1973.
Cerisier J-C., in Technologie de l'environnement spatial, 1986.
Chapman and Lindzen, Atmospheric tides : thermal and gravitational, D.
reidel publishingjDordretch, Holland, 1970.
Chapman S., and Lindzen, R. S., Atmospheric tides : thermal and
gravitational, D. Residel publishing companyjDordretch, Holland, 1970.
Chapman S., The equatorial electrojet is detected from the abnormal electric
current distribution above Huancayo, Peru and elsewhere. Arch.
Meteorol. geophys. Bioklimatol. A4, 368., 1951.
Chapman, S., and Bartels, J. Geomagnetism, Oxford University Press, New
York, 1940.
Cowling, T. G., Terrestrial Mag. Atmos. Elect, 47, 209, 1942.
Croom et al, Variation of electron density in thermosphere with magnetic dip
Nature, 185, 902-903, 1960
Davis, T. N., Burrows, K., and Stolarik, J. D., A Latitude Survey of the
Equatorial ffiectrojet With Rocket borne Magnetometers, J. Geophys. Res.,
72, 1845-
1861, 1967.
De la Vega, M. and Duhau S., A comparison between the experimentally and
theoretically determined equatorial electrojet electric field, J. Geophys.
Res., 94, 12061, 1989.
OK OBROU. Thile de Doctorat JO cyck

---

Références Bibliographiques
125
Doumouya V., Etude des Effets Magnétiques de l'Electrojet Equatorial
Variabilité Saisonnières et Réduction des Mesurses Magnétiques
Satellitaires. Thèse de Doctorat 3° cycle. Université de Cocody, 1995.
Duhau S., Electrodynamics of the equatorial ionosphere in the context of
equatorial electrojet processes. Trends in Geophys. Res., 2, 1993.
Duhau, S., M. de la Vega and M. C. Azpiazu, Effect of the electron
temperature in the electron Number Density and dynamics of the
equatorial E-region. Planet. space Sa. Vol. 35, No 1 pp 109, 1987.
Duhau, S., Hydromagnetic equations for collisionaless plasma in strong
magnetic fields. J. ofPlasma Phys.,32, 23, 1984
Duhau, S., Loura, A. A., The current flow between the equatorial E and F
Regions., J. Geophys. Res.,88, 9205,1983.
Fambitakoye O., Etude des effets magnétiques de l'électrojet équatorial. Cahier
ORSTOM, Geophysique 14, 1976.
Fambitakoye O., Mayaud, P., N. and Richmond A., D., Equatorial electrojet
and regular daily variation SR - II. Companson of observations with a
Physical model. J.atmos. terr. Phys. 38,113. 1976
Farley, D. T., Bonelli, E. , Fejer, B. G., and Larsen, M. F., The prereversal
enhancement of the zonal electric field in the equatorial ionosphere. J.
Geophys. Res., 91, 13723, 1986.
Fejer, B. G., Farley, D. T., Gonsales, C. A., Woodman, R. F., and Calderon, C.,
Dependence of equatorial F-region vertical drifts on season and solar
cycle. JGR, J. Geophys. Res., 84,5792,1979.
Gauss, K. F., General theory of terrestrial magnetism, 1839.
Heelis, R. A., Kendall, P. c., Moffett, R. J., Windle, D. W., and Rishbeth, H.,
Electrical coupling of the E and F regions and its effects on F region
drifts and winds. Planet Space Sa. 22, 743. 1974.
Jacchia, J. G., Revised static model of the thermosphere and exosphere with
empirical temperature profiles, Spoc. rep., 332, Smithson Astrophys. Obs, 1971.
Kerblaï, T. S. et Nosova, G. N., Satatistical prediction of Es parametters and
echo-signal characteristics. Solar-Terrestrial Predictions Proceedings, Vol.
IV, C77 à CS8, Stoke N° 003-117-00479-9, US Govt. Printing office,
Washington, DC 20402, Etats Unis dlAmerique, 1988.
Labelle, J., Mapping of electric field structures from the equatorial F-region to
the underlying E-region. J. Geophys. Res., 90, 4341, 1985.
Legrand J. P., in Introduction élémentaire à la physique cosmique et à la
physique des relations soleil- terre, CNRS-INAG, pages 170-173, 1984.
Loura A. A. and Duhau, S., Meridional electric current in the equatorial F
region. J.atmos. terr. Phys.Vol. 50. NO 10/11 pp 977-981, 1988.
Lyon, A. J. et Thomas, L., The F2-region equatorial anomaly in the African
American and East Asian sector during sunspot maximum. J.atmos. terre
Phys. 25, 373-386, 1963.
OK OBROU. Thèse de Doctorat 3 0 cycle

---

Riflrencel BiblJographiquu
126
Maeda, H., Horizontal wind systems in the ionosphere E region deduced from
dynamo theory of the geomagnetic S variation 1. Non rotating earth, J.
Geomagn. Geolec., 7, 127. 1955.
Matsuchita, S., Dynamo currents, winds, and electric fields. Radio Sei. 4, 771, 1968.
Matuura, N., Characteristics of global distribution of foF2 based on topside
sounding by ISS-b, Highlights of the Japanese !MS program. Institut of
Space and Aeronotical Science, University of Tokyo, 239-247, 1980
Maxwell, J., Introductory Lecture on Experimental Physics. Cambridge University,
1870.
Mayaud, P. N., Analyse mophologique de la variabilité jour à jour de la
variation journalière et régulière Sr du champ magnétique terrestre,
système C (region non polaire), Ann. Geophys., 21, 514 -544, 1965.
Maynard, N. c., and L J. Cahill Jr, Measurement of the Equatorial Electrojet,
.J. Geophys. Res., 72, p. 1863-1875, 1967
Mazaudier, C and M. Blanc, Electric currents above Saint-santin 2. Model. J.
Geophys. Res., 88, A2, 981-987. 1983.
Mazaudier, c., J. Vassal, D. Rees, E. Blanc, R. Hanbaba, P. Vila, J. Achache,
A. Achy Séka, Y. Alboury, E. Blanc, K. Boka, J. Bouvet, Y. Cohen, M.
Dukhan, V. Doumouya, o. Fambitakoye, R. Gendrin, C. Goutlard, M
Hamoudi, E. Houngninou, C. Huc, K. Kakou, A. Kobea Toka, P. Lassurdrie
Duchene, E. Mbipon, M. Menvielle. S. O. Ogunade, C. A. Onwumechili, J-
O. Oyinloye, D. Rees, A Richmond, E Schmucker, J-L Tireford, J. Vassal"
International Equatorial Electrojet Year, Brazilian Journal ofGeophysics,
Vol. 11(3), pp 303-317, especial issue, 1993.
Musmann, G. and E. Seiler, Detection of meridional current in the equatorial
ionosphere, J. Geophys., 44,357-372,1978.
Priee A. T., The effective condactivity of the equatorial ionosphere for Sq
current system, in Proc. Second Inter., Symp. on Equatorial Aeronomiy,
edited by F. de Mendonca, p. 415-418, Sao Paulo, 1965.
Priee, A. T., and Wilkins, G. A., New methods for the analysis of geomagnetic
fields and their application to the Sq field of 1932-1933, phil. Trans. Roy.
Soc. Lond. Series A, 256, 31-98, 1962.
Palo S. E. ,M. E. Hagan, C. E. Meek, R. A. Vincent, M. D. Burrage, C.
McLandress, S. J. Franke, W. E. Ward, R. R. Clark, P. Hoffmann, R. Johnson,
D. H. Manson, D. Murphy, T. Nakamura, Yu 1. Portnyagin,J. E. Salah, R.
Schminder, W. Singer, T. Tsuda, T. S. Virdi, Q. Zhou. An intercomparison
between the GSWM, UARS, and ground based radar observations: a
case-study in January 1993. Ann. Geaphysicae 15, 1123-1141, 1997
Rapport 725-3, Propriétés de l'ionosphère. Rapport et Recommandations du Comité
Consultatif International des Radiocommunications (CCIR) Génève, 1990.
Reddy C. A., The equatorial electrojet. A. Geoph. Vol. 131 No. 3, 1989.
O.K. OBROU. ThèJe de Doctorat 3" cycle

---

Références Bibliographiques
127
Reddy c., A. and Devasia V., c., Height and latitude structure of Electric
Fields and Currents Due to Local East-West Winds in the Equatorial
Electrojet, J. Geophys. Res., Vol. 86 NO.A7, pp 5751-5767, July 1, 1981.
Richmond A. D. in Ionospheric Electrodynamics.Vol. II, ed Hans Volland, 1995
Richmond A. D., Numerical Model of Equatorial Electrojet. Environment
Research Peppers, No. 421, 1992.
Richmond A. D., Ridley E. C. and Roble R. G., A thermosphere/ionosphere
general circulation model with coupled electrodynamics. Geophys. Res. Lett.,
19,601-604, 1992
Richmond A., D., Equatorial electrojet 1. development of a model induding
winds and instabilities, J. abnos. terr. Phys. VoL 35, pp. 1083-1103, 1973a.
Richmond, A. D., Equatorial electrojet II. Use of the model to study the
equatorial ionosphere. J.abnos. terr. Phys 35, 1105, 1973b.
Richmond, A. D., Matstushita, S., and Tarpley, J. D. , On the production
mechanism of electric currents and fields ·in the ionosphere. J. Geophys.
Res, 81, 547., 1976.
(
Rishbeth H. and Garriott K. G., in Introduction to Inospheric Physics. Academie
Press. 1969.
Rish1?eth, H., Polarisation fields produced by winds in the equatorial F-region,
Planet, Space Sei. 19, 357, 1971b.
Robert Nonnan, The New Attractive, 1576.
Rogister, A., N. d'Agelo, On the origin of small scale type II irregularities in
the equatorial electrojet, J. Geophys. Res., 6298, 1972.
Salah, J. E., and Evans, J. V. Tests of electrodynamic consistency from
daytime ionospheric electric fields and currents, Jaurnal ofGeophysical
Research, VoL 81, N° 6, pages 2413 - 2418.
Sampath, s. and Sastry T.S.G. Results from in situ measurements of
ionospheric currents in the equatorial region - 1. J. geomagn. Geoeled. 31,
373, 1979a.
Sampath, s. and Sastry T.S.G. Depth of non-conducting layer in the Indian
Ocean region around Thumba, derived from in situ invertigation of
equatorial elctrojet - II. J. geomagn. Geoeled. 31, 381, 1979b.
Schuster, A. The diurnal variation of the Terrestrial Magnetism, Phil. trans.
Roy. Soc. Lond., series A, 180, 467, 1889
Siebert, M., Analyse des Jahresganges des l/n-tagigen vatiationen des
luftchuckes und des temperatur, Nach. Aksd. Wiss. Goffingen Math. Phys.,
Kl, N6, 127 -144, 1956.
Siebert, M., Zur theorie der thermischen erregun gezeinartiger Schwingungen
des Endatmosphares, Naturwissenchaften, 41, 446, 1954.
Stening R. J., Modeling the Equatorial Electrojet, J. Geophys. Res, 90,
1705-1719,1985
Stening, R.J., An assessment of the contributions of various tidal winds to Sq
current system, Planet. space 50.,17,889, 1969.
OK. OBROU. Thèse de Doctorat JO cyclB

---

Références Bibliographiques
128
Stewart, B., On the case of the solar-diumal variations of the Terrestrial
Magnetism, Communicated to the Physical Sooety, 1886.
Stewart, B., Terrestrial magnetism, Encyclopedia Britanica, 9th ed., Vol. 16,159-
184,1882.
Sugiura, M., and Cain, J. c., A model equatorial electrojet. , J. Geophys. Res.,71,
1869,., 1966.
Sugiura, M., and Poros, D. J., An Improved Model Equatorial Electrojet With
a
.Meridional Current System, J. Geophys. Res., 74,4025-4034, 1969.
Tarpley, J. D., The ionosphere wind dynamo, 2, Solar tides, Planet Space 50.,
18, 1091, 1970.
Untiedt, J. A model of the equatorial electrojet involving meridional Currents.
J. Geophys. Res, 72, 1799., 1967.
Vasseur, G., Dynamics of the F region observed with Thomson scatter -1.
Atmospheric circulation and neutral winds, J. afmos. terr. Phys., 31,397, 1969.
Wakai, N. Study on the night time E region and its effects on radio wave
propagation. J. Radio Res. Labs. 18, 245-348, 1971.
Wharton, L. E., Spencer, N. W., and Mayr, H. G., The earth's thermospheric
superrotation from Dynamics Explorer 2. Geophy. Res. LeU. 11, 531, 1984.
William G., De magnete, 1600.
Woodman, R. F., Vertical drift velocities and east-west electric field at the
magnetic equator, J. Geophys. Res., Vol. 75, pages 6249-6259, 1970.
OK OBROU. Thèse de Doctorat 3° cycle

---

al
(
ANNEXE
...

---

al
ANNEXE 1.1
l'Origine des Aurores
" L'aurore boréale est un phénomène lumineux ainsi nommé parce qu'il a
coutume de paraître du coté nord ou de la partie boréale du deI, et que sa lumière,
lorsqu'elle est proche de l'horizon ressemble à celle du point jour, ou à l'aurore. Sa
véritable cause est selon, ce que je pense, la lumière zodiacale .....
Et Mairan de poursuivre en indiquant que cette mIltière qui compose
l'atmosphère solaire vient rencontrer les parties supérieures de notre air et tombe dans
l'atmosphère terrestre à plus ou moins grande profondeur, cette mIltière s'enjùlmme
soit spontanément, soit" par collision avec les particules de l'air"
J-D de Mairan in
.. ANNEXE Il. 1 : EXPRESSIONS DE LP, LH ET J'+
ANNEXE 111.1 : DISPOSITIF EXPERIMENTAL DE LA STATION DE
SONDAGE DE KORHOGO 1
Les antennes
.Les antennes sont de type delta montés orthogonalement sur 5 pylône
dont 4 de 15 m et un pylône centrale de 30 m (Figure A.1). Elles sont orientées
normalement dans la direction Nord -Sud pour l'émission et Est-Ouest pour la
réception. Les antennes sont reliées à l'ionosonde à l'aide de deux cables
aériens.
O. K. Oüvier. Thèse tkDoctorat 3°cyc14

---

AnneJC8S
a4
NOTA: f,l:... oÙ, in•• II~
·
.....Iuite·' TA.h(
• fUI J',.qPIE
.y.,.I".. U/l!..J!Jl...
• If••&••• !
r,,,lil ''I!~
•Tv";"",, 1"'" qllO''''''I(''i.t.
, c,'U'J J".Jw..: ~ J~"" 1",. IIJ/!..!J!.!
· 1 • • ~/wrf Ct/.nlt/"t.
· v,.,f" ~ "".f. p.'!"I" J.
'P,.f,J,V? .
- iI••b••, ;.01<' ,,~
Cl 1 &.IC&111
OU~r1c",c"llfl .."ml"IO' , , •• u'
sondeur Jono
Figure A.l : Vue synoptique des antelUles de Korhogo
O. K. Olivier. Thdle de Doctoral ]0 cyck

---

Annexes
a3
L'ionosonde OU le sondeur IPS 42
il permet de localiser les couches et d'en mesurer les hauteurs virtuelles
en fonction de la fréquence qu'il émet. il est composé d'un émetteur et d'un
récepteur incorporés.
L'émetteur utilise la teclmique à impulsion verticale et couvre la bande
de fréquence comprise entre 1 et 22,6 MHz. La puissance crête de sortie de
l'émett~urest de l'ordre de 5kW.
Les échos reçus sont détectés par le récepteur incorporé au sondeur. il es
accordé automatiquement à la même fréquence que l'émetteur. Le récepteur
. est constitué d'un ensemble d'appareillage d F disposé dans un armoire
métallique.
Le " Digital ionosonde system" ou DBD 43
Le digital (figure A.2) ionosonde system " a pour charge le traitement
numérique des informations, c'est à dire des dormées provenant du sondeur et
les transmet à un ordinateur pour enregistrement et utilisation. il comprend:
~. deux claviers qui permettent la programmation de cet appareil
- un écran qui permet le traitement manuel des ionogrammes (affichage
, visualisation, transfert etc...)
- un dérouleur de bandes magnétiques incorporé qui enregistre les
ionogrammes numérisés et les compresse pendant un mois.
- un ordinateur associé à un lecteur de disque optiques (Figure A.3).
Le résultat brut issu d'un sondage ionosphérique est une représentation
graphique que l'on appelle ionogramme.
O. K. Olivier. Thise de Doctorat JO cycle

---

Annexes
a5
1
1
J
f
J
f
~
fi
!,
~
1
1
Figure A.2 : Le Digital ionosonde system (DBD) et l'ionosonde IPS 42 de la
1
station de Korhogo.
1
1
1
t
1
i1
1t
1
[
1
1
Figure A.3 : L'ordinateur servant au traitement des ionogrammes (archivage,
1
dépouillement, visualisation .... )
J
1
!f
O. K. Olivier. Thèse de Doctorat 3° cycle
!
1

---

Annexes
a6
ANNEXE 11/.2 : DEFINITION DES PARAMETRES CARACTERISTIQUES DE
L'IONOSPHERE
Les paramètres caractéristiques sont identifiés et mesurés suivant des
règles et définitions établies par l'Union Radio Scientifique Internationale
(U.R.S.I)
Fréquence extrême (top frequency) d'une couche: c'est la fréquence la
plus élevée à laquelle est obtenu un écho zénithal sur une couche.
Fréquence d'occultation d'une couche: c'est la fréquence la plus basse à partir
de laquelle une couche devient transparente. Elle est souvent identifiée par
l'apparition d'échos provenant d'une couche plus haute.
,
Fréquence critique: c'est la fréquence la plus (élevée à laquelle une couche
réfléchit et transmet également. Elle est comprise entre la fréquence extrême et
la fréquence d'occultation.
TI est à remarquer que ces trois fréquences sont identiques dans le cas d'une
couche épaisse stratifiée horizontalement, et distinctes pour une couche mince.
foF2 : fréquence critique de l'onde ordinaire de la stratification la plus élevée
dans la région F (couche F2).
foFt : fréquence critique de l'onde ordinaire de la couche FI.
foE : fréquence critique de l'onde ordinaire correspondant à la couche épaisse
la plus basse de la région E.
foE2 : fréquence critique d'une couche épaisse occultante qui apparaît parfois
entre les couches E normales et FI.
foEs: fréquence extrême (top frequency) de la trace ordinaire correspondant à
la fréquence la plus élevée pour laquelle on observe une trace Es (couche E
sporadique) presque continue.
Pour chaque définition il existe une correspondance de l'onde extraordinaire
définie de la même manière et pour laquelle il suffit de remplacer ordinaire
par extraordinaire et "0" par "x".
fbEs : fréquence d'occultation d'une couche Es. Elle représente la fréquence la
plus basse pour laquelle la couche Es commence à devenir transparente.
O. K. Olivier. Thèse de Doctorat JO cycle

---

a7
fmin : fréquence la plus basse pour laquelle on observe Wle trace sur
l'ionogramme.
La hauteur virtuelle minimale : hauteur pour laquelle la trace présente Wle
tangence horizontale.
h'F : hauteur minimale de la trace de l'onde ordinaire de la région F.
h'F2 : hauteur virtuelle minimale de la trace de l'onde ordinaire de la
stratification stable la plus haute de la région F.
h'E: hauteur virtuelle minimale de la couche E normale.
h'Es : hauteur virtuelle minimale utilisée pour dépouiller foEs.
h'E2: hauteur virtuelle minimale de la trace de ronde ordinaire de la couche E2.
ANNEXE 11I.3: EXPRESSION DE L'ANGLE SOLAIRE ZENITAL
Cosz =SinÂSinô + COSÂCOSrP
avec :
X" l'angle zénital
Â, la latitude géographique
Ô, la déclinaison du soleil
" l'angle horaire
- la déclinaison solaire
Ô ='23,5Sin(O,986(j - 80))
où Jest le quantième de l'année.
- l'angle horaire
t/J = 15(TU + rp / 15+ At -12)
où TU est le temps universeL. cpla longitude géographique et ât un terme
correctif defini comme suit
6t == 9,9Si1(2(O,986j +l(0)]-7,7Sin(O,986j - 2)
O. K. Olivter. 7'hhe deDocIDl'at JOCJlCI.

---