IONOSPHÈRE

IONOSPHÈRE

L’atmosphère est ionisée sur toute la surface du globe à partir d’une altitude d’environ 60 km, au-dessous de laquelle l’ionisation est négligeable; cette région de l’atmosphère est appelée ionosphère. Vers les altitudes supérieures, l’ionisation s’étend jusqu’à la magnétopause, limite de la zone d’influence du champ magnétique terrestre. Cependant, il est admis que le terme ionosphère recouvre uniquement la zone inférieure, limitée à une altitude d’environ 1 000 km, zone où la densité des particules ionisées est la plus élevée. Au-delà, le milieu est essentiellement contrôlé par le champ magnétique et on lui réserve le nom de « magnétosphère ».

L’origine des électrons et des ions libres constituant l’ionosphère réside principalement dans l’interaction entre le flux de rayonnement photonique solaire et les molécules de l’atmosphère neutre: un photon d’énergie supérieure au seuil d’ionisation de la molécule peut arracher un électron à cette molécule, créant ainsi un ion positif. De l’équilibre entre ce processus de création et les processus de perte et de transport résulte la formation de couches ionisées, bien connues maintenant dans leurs grandes lignes, mais à propos desquelles subsistent encore de nombreux points à élucider.

L’existence d’une ionosphère n’est pas spécifique à la Terre. Toute planète et tout satellite du système solaire possédant une atmosphère possèdent aussi une ionosphère. Même Mercure, dont l’atmosphère est très ténue, en est pourvu.

Théories de la formation de l’ionosphère

Si Balfour Stewart, dès 1882, prévoyait l’existence d’une couche conductrice dans la haute atmosphère pour expliquer la variation diurne du champ magnétique terrestre observée au sol, il fallut attendre encore vingt ans pour que Arthur Kennelly et Oliver Heaviside reprennent cette idée en vue d’interpréter la première liaison hertzienne entre l’Europe et l’Amérique effectuée par Guglielmo Marconi: cette couche conductrice joue le rôle de réflecteur pour les ondes radioélectriques et permet la transmission sur de grandes distances malgré la courbure de la Terre.

La théorie de la propagation des ondes radioélectriques dans un milieu ionisé (plasma) ne fut développée que beaucoup plus tard par Edward Appleton et Douglas Hartree (1931), confirmant l’interprétation de Kennelly et Heaviside.

À la même époque, Sidney Chapman proposa une théorie qui, bien que très simplificatrice dans ses hypothèses, permet de comprendre le mécanisme de la formation des couches ionisées. Le taux de production de l’ionisation est proportionnel d’une part à l’intensité du rayonnement, d’autre part à la concentration en particules neutres susceptibles d’absorber ce rayonnement. Ces deux facteurs varient en sens inverse avec l’altitude; plus le rayonnement solaire pénètre dans l’atmosphère, plus il est absorbé; son intensité croît en même temps que l’altitude, tandis que la densité atmosphérique diminue très rapidement quand l’altitude augmente (fig. 1). Il en résulte un maximum du taux de production de l’ionisation situé à une altitude intermédiaire. Sa position dépend de l’angle zénithal du Soleil. Chapman détermine ensuite la forme de la couche ionisée en égalant cette fonction de production à une fonction de perte dont l’expression dépend du mécanisme de disparition de l’ionisation considéré: recombinaison des électrons avec les ions positifs pour donner une particule neutre ou attachement des électrons sur une particule neutre pour donner un ion négatif. Il obtient ainsi différents types de couches, appelés respectivement 見-Chapman et 廓-Chapman, dont on trouve des exemples dans l’ionosphère réelle.

Une modélisation complète de la formation et du comportement des couches ionisées n’est possible que si l’on connaît tous les facteurs intervenant dans les processus de création, de perte et de transport de l’ionisation. Cela implique de connaître la répartition spectrale du rayonnement solaire en fonction du temps, la répartition des composants de l’atmosphère neutre, les sections efficaces, ou probabilités, des réactions d’interaction entre photons et composants de l’atmosphère neutre, la nature et les sections efficaces des interactions ioniques et des mécanismes de perte et, enfin, les processus de transport et de diffusion de l’ionisation.

Le rayonnement solaire

Seules les radiations dont la longueur d’onde est inférieure à celle des radiations contenues dans le spectre visible sont suffisamment énergiques pour provoquer l’ionisation (ultraviolet et rayons X). Le spectre solaire se présente comme la superposition d’un spectre de raies et d’un spectre continu. Entre 200 nm et 90 nm, la température de brillance varie entre 4 750 et 6 500 K. Aux longueurs d’onde plus courtes, le rayonnement solaire est comparativement plus intense que le rayonnement du corps noir. Cela provient de ce que les courtes longueurs d’onde sont émises par la partie externe, la couronne solaire, beaucoup plus chaude (10⁶K) que la photosphère responsable de l’émission des grandes longueurs d’onde.

Les raies d’émission (au nombre de 200 environ pour 礪 80 nm) sont pour la plupart bien identifiées. La plus intense est la raie Lyman 見 de l’hydrogène à 121,6 nm, qui correspond à un flux de 2,7 練 10¹¹ photons 練 cm^-2 練 s^-1 pour des conditions solaires moyennes. Citons également les raies Lyman 廓 (102,6 nm) et C^III (97,7 nm), dont les flux sont respectivement de 2,4 練 10⁹ et 4 練 10⁹ photons 練 cm^-2 練 s^-1.

La variation régulière de l’intensité du rayonnement solaire avec une période de 11 ans (le cycle solaire) présente une amplitude d’autant plus grande que les longueurs d’onde sont faibles. Entre le minimum et le maximum du cycle solaire, l’intensité du rayonnement augmente d’un facteur cinquante au-dessous de 1 nm de longueur d’onde, alors qu’elle n’augmente que d’un facteur deux pour la raie Lyman 見 et qu’elle ne varie pratiquement pas dans le domaine visible.

Remarquons que la majeure partie de l’énergie du rayonnement solaire se situe dans les grandes longueurs d’onde. Le flux d’énergie au-dessous de 100 nm représente un cent-millième du flux total d’énergie. C’est cependant cette petite fraction du flux solaire qui est responsable des phénomènes d’ionisation et c’est elle qui dépend le plus fortement du cycle solaire undécennal.

La production d’ionisation

Un photon possède une énergie inversement proportionnelle à sa longueur d’onde. Or pour ioniser un atome ou une molécule, il faut lui fournir une énergie d’ionisation , caractéristique de cet élément. Il en résulte que seules les radiations dont la longueur d’onde est inférieure à un certain seuil seront capables d’ionisation. Pour une radiation de longueur d’onde inférieure à ce seuil, l’excès d’énergie du photon par rapport à l’énergie d’ionisation du constituant atmosphérique se retrouve sous forme d’énergie cinétique de l’électron libéré.

Les principaux composants atmosphériques susceptibles d’être ionisés, avec entre parenthèses le seuil de longueur d’onde correspondant, sont: N² (79,6 nm), N (85,3 nm), O (91,1 nm), O² (102,7 nm) et NO (134,0 nm). Le taux de production de l’ionisation, c’est-à-dire le nombre de paires électron-ion produites par unité de volume et pendant l’unité de temps, est proportionnel d’une part à la concentration de la molécule neutre ionisable et d’autre part à l’intensité du rayonnement à l’altitude considérée. La constante de proportionnalité est la section efficace d’ionisation, caractéristique du corps et de la longueur d’onde considérés. Le calcul est rendu complexe pour plusieurs raisons:

– tout d’abord, l’intensité d’une radiation à une altitude dépend de l’absorption subie par cette radiation aux altitudes supérieures; la figure 2 indique, en fonction de la longueur d’onde, l’altitude à laquelle l’intensité du rayonnement est réduite d’un facteur e (e = 2,7) par rapport à sa valeur initiale au-dessus de l’atmosphère;

– ensuite, les sections efficaces d’ionisation ne sont pas toujours parfaitement connues; de plus, elles peuvent varier d’un facteur trois pour des longueurs d’onde distantes de moins de 0,1 nm;

– enfin, pour connaître le taux de production de l’ionisation, il faut sommer la production sur toutes les longueurs d’onde du spectre et sur tous les composants ionisables de l’atmosphère.

En dehors du rayonnement solaire, d’autres sources d’ionisation doivent être prises en compte, qui peuvent jouer un rôle important dans certaines régions ou dans certaines circonstances. Les particules chargées de haute énergie d’origine solaire et galactique (rayonnement cosmique) ou magnétosphérique (ceinture de radiation) peuvent pénétrer à des altitudes suffisamment basses pour que leur probabilité de collision avec une molécule atmosphérique, et donc l’ionisation de cette molécule, devienne importante. Les poussières météoritiques fortement échauffées lors de leur entrée dans l’atmosphère libèrent également des atomes métalliques facilement ionisables, car leur énergie d’ionisation est beaucoup plus faible que celle des constituants atmosphériques.

Les réactions ioniques et les processus de perte

Les réactions chimiques faisant intervenir les particules chargées sont très nombreuses et aboutissent à une composition ionique de l’ionosphère très différente de celle qui est issue de la production primaire à partir du rayonnement solaire. Les types de réactions les plus importants sont la recombinaison, l’attachement et l’échange de charge.

Dans la recombinaison des électrons, un électron et un ion positif réagissent pour donner une particule neutre. La conservation de la quantité de mouvement et de l’énergie cinétique implique des schémas réactionnels plus complexes. S’il y a émission d’un photon, il s’agit de recombinaison radiative:

où e ^-, h 益 et X représentent respectivement l’électron, le photon et l’élément chimique intervenant dans la réaction. La recombinaison radiative ne joue jamais un rôle majeur dans l’ionosphère, car la recombinaison dissociative des ions moléculaires possède un taux de réaction beaucoup plus élevé:

où X et Y représentent généralement des états excités des éléments X et Y qui retomberont chacun à l’état fondamental par émission d’un photon. La recombinaison ionique est possible dans les régions où existent des ions négatifs:

Dans l’attachement , un électron se fixe sur une molécule neutre électronégative lors d’un choc triple:

la molécule A étant nécessaire pour emporter, sous forme d’énergie cinétique, l’énergie libérée par la réaction.

Le détachement , processus inverse du précédent, se produit soit par collision (détachement collisionnel):

soit par un photon (photodétachement):

Enfin, l’échange de charge entre un ion et un neutre:

se produit lorsque le potentiel d’ionisation du neutre Y est inférieur à celui du neutre X.

Les régions ionosphériques

L’application à l’ionosphère des mécanismes précédents est essentiellement fonction de l’altitude. Il y a lieu de distinguer un certain nombre de couches ou régions dont la séparation, bien que très arbitraire, est à la fois classique et commode (fig. 3): région D de 60 à 90 km, région E de 90 à 150 km, région F au-delà de 150 km.

La région D est la plus basse et la moins connue des couches ionosphériques. Sa chimie est rendue complexe par la présence d’ions hydratés. Seules certaines radiations peuvent pénétrer dans l’atmosphère à des altitudes inférieures à 90 km. C’est le cas de la raie Lyman 見, dont la longueur d’onde est supérieure au seuil d’excitation de l’oxygène ² et de l’azote ². Les coefficients d’absorption de ces deux molécules sont donc suffisamment faibles pour permettre à la radiation Lyman 見 de pénétrer profondément dans la région D. L’ionisation du monoxyde d’azote NO est possible et permet d’expliquer l’existence de la région D en période calme, bien que NO soit un composant mineur de l’atmosphère neutre (10^-10 de la concentration totale à 85 km). En période de forte activité solaire, le rayonnement X peut augmenter considérablement. La bande comprise entre 0,2 et 0,8 nm, dont l’intensité est faible en période calme, joue alors un rôle important et le taux de production de l’ionisation augmente. Enfin, le rôle du rayonnement cosmique galactique dans l’ionisation n’est pas négligeable au niveau de cette région.

La disparition des électrons a lieu surtout par attachement sur des particules neutres avec formation d’ions négatifs dont la densité est supérieure à celle des électrons au-dessous de 65 à 75 km d’altitude. Ce processus est prédominant à cause de la forte densité des particules neutres au niveau de la région D. La disparition est rapide, expliquant ainsi que la région D ne subsiste pas la nuit. De jour, la densité électronique atteint la valeur de 10⁴ particules par centimètre cube à 90 km d’altitude.

Les composants de l’atmosphère neutre de la région E sont ², O et ². Les ions primaires ⁺ et ²⁺ sont rapidement transformés en ions ⁺ et ²⁺ dont le potentiel d’ionisation est inférieur. L’ionisation est due aux rayons X de longueur d’onde comprise entre 1 et 10 nm ainsi qu’au rayonnement ultraviolet (raie Lyman 廓 et continuum de Lyman). Au cours du cycle solaire, le rayonnement X varie dans des proportions beaucoup plus importantes que le rayonnement ultraviolet. L’observation de l’amplitude de la variation de l’ionisation permet de penser que le rayonnement X ne joue pas le rôle majeur dans l’ionisation de la région E. La perte des électrons y est due surtout au processus de recombinaison dissociative des électrons avec les ions moléculaires:

(les ions ⁺ proviennent de l’interaction entre l’ion ⁺ et la molécule ²).

De jour, la région E comporte généralement un maximum absolu de densité électronique de l’ordre de 10⁵ électrons par centimètre cube, situé vers 110 km d’altitude. La couche se comporte sensiblement comme une couche 見-Chapman et elle est très fortement contrôlée par l’angle zénithal du Soleil.

C’est dans la région F que la densité des particules ionisées est la plus importante. Son maximum est de l’ordre de 10⁵ à 10⁶ électrons par centimètre cube pour une altitude comprise entre 250 et 400 km. L’ionisation est créée par l’action du rayonnement ultraviolet lointain (de 80 à 200 nm) sur l’oxygène atomique, qui est le constituant majoritaire de l’atmosphère au-dessus de 200 km environ. La perte des électrons a lieu, comme dans la région E, par recombinaison avec des ions moléculaires formés par réaction entre un ion atomique et une molécule:

La vitesse d’une suite de réactions étant déterminée par la plus lente d’entre elles, on voit que le processus de perte sera du type de l’attachement si la réaction (1) est la plus lente et du type de la recombinaison dans le cas contraire. Le niveau de transition entre ces deux comportements extrêmes se situe vers 200 km d’altitude. Au-dessous, les composants moléculaires neutres (O², ²) sont majoritaires et les réactions de type 1 sont rapides: les pertes sont alors du type de la recombinaison. Au-dessus, l’atmosphère est surtout formée de composants à l’état atomique (O, N) et la réaction (1) devient plus lente: les pertes sont du type de l’attachement. Des considérations expérimentales conduisent également à diviser la région F en deux couches: une couche ¹ inférieure et une couche ² supérieure.

La couche ¹ (150-200 km) correspond au cas où la transition précédente se situe vers 200 km et à la zone d’altitude située au-dessous de cette transition (pertes par recombinaison). Lorsque la transition a lieu à une altitude plus basse, la couche ¹ disparaît et la région F apparaît comme formée d’une seule couche. La couche ¹ disparaît la nuit.

La couche ² est située au-dessus de la transition (pertes par attachement).

La décroissance de la concentration d’un constituant avec l’altitude étant d’autant plus rapide que ce constituant est plus lourd, la concentration en molécules ² et ² décroît beaucoup plus vite que celle de l’oxygène atomique O. Or la production des électrons dans la région ² est proportionnelle à la concentration en O tandis que les pertes sont proportionnelles à la concentration en ² et ². La production d’ionisation décroît donc moins vite que les pertes et la densité d’ionisation résultante croît avec l’altitude. Bien entendu, cette croissance ne se poursuit pas indéfiniment. La durée de vie des ions ⁺ augmente avec l’altitude et il faut alors tenir compte de la diffusion des ions et des électrons sous l’action du champ de gravité. Il s’établit alors un maximum de densité à l’altitude où la diffusion et les pertes par attachement sont comparables. Au-delà de ce maximum, la densité électronique décroît régulièrement avec l’altitude. L’ion dominant est ⁺ jusque vers 800 km, puis He⁺ et enfin H⁺: les ions légers «flottent» sur les ions lourds.

De nuit, la couche F se maintient avec une densité maximale de l’ordre de 10⁵ électrons par centimètre cube. Une raison de ce maintien est l’échange d’ionisation entre l’ionosphère et la magnétosphère. Celle-ci joue le rôle d’un réservoir d’ionisation se remplissant par diffusion depuis l’ionosphère pendant la journée et restituant son contenu à l’ionosphère pendant la nuit. Ces transferts d’ionisation s’effectuent à l’intérieur des «tubes de force» du champ magnétique.

Thermodynamique et électrodynamique de l’ionosphère

Structure thermique de l’ionosphère

La principale source d’énergie de l’ionosphère est le rayonnement solaire. Lors d’une réaction d’ionisation, nous avons vu que l’électron créé, appelé photoélectron, est en général animé d’une grande énergie cinétique, égale à la différence entre l’énergie du photon incident et le potentiel d’ionisation de l’atome intervenant dans la réaction. Cette énergie, de l’ordre d’une dizaine d’électrons-volts, est perdue au cours des collisions, surtout avec les autres électrons appelés «électrons thermiques», mais aussi avec les particules neutres. Les électrons thermiques perdent leur énergie à leur tour par collision avec les ions et les particules neutres. La conductivité thermique du gaz d’électrons, importante dans la direction du champ magnétique terrestre, joue également un grand rôle dans l’équilibre thermodynamique de la population électronique. Quant aux ions, ils reçoivent de l’énergie des électrons thermiques et la cèdent aux particules neutres. Ces dernières jouent donc le rôle de réservoir de l’énergie thermique; cependant, l’apport d’énergie par particule neutre est faible, car celles-ci sont beaucoup plus nombreuses que les particules chargées (mille fois plus à 300 km d’altitude). Ainsi, l’étude théorique des transferts d’énergie thermique entre les différents types de particules est étroitement liée aux phénomènes de collision. Le problème des interactions coulombiennes (entre particules chargées) est particulièrement intéressant. Les résultats, tant théoriques qu’expérimentaux, montrent qu’il existe au moins trois températures différentes dans l’ionosphère: la température électronique, la température ionique et la température des particules neutres. Il n’y a en général pas d’équilibre entre les différents types de particules mais un flux constant d’énergie provenant des électrons et aboutissant aux particules neutres.

Aux altitudes inférieures à 150 km, les températures électronique et ionique sont égales à celle des particules neutres (fig. 4). L’équilibre thermodynamique prévaut, car les collisions sont nombreuses à cause de la forte densité atmosphérique. Au-dessus, la température électronique devient supérieure aux températures neutre et ionique, lesquelles restent à peu près égales jusque vers 250 km. Au-delà de 250 km d’altitude, la température des ions s’élève au-dessus de celle des particules neutres pour tendre vers celle des électrons. De nuit, en l’absence de chauffage local dû à l’absence de photoélectrons, la température électronique devient pratiquement égale à celle des ions et des particules neutres.

Électrodynamique de l’ionosphère

Parmi les différentes régions de l’ionosphère, la région E présente un comportement particulier du point de vue électrodynamique. En effet les mouvements respectifs des électrons et des ions positifs sous l’action d’un champ électrique y sont différents, ce qui rend possible la circulation de courants électriques.

Dans les régions de moyenne et basse latitude, les mouvements de marée de l’atmosphère neutre, créés par le cycle diurne du chauffage solaire, entraînent avec eux les particules chargées, créant ainsi un système de courants électriques horizontaux au niveau de la région E, dite encore région «dynamo». Ce sont ces courants qui par le champ magnétique qu’ils créent sont responsables de la variation diurne du champ magnétique terrestre ainsi que l’avait suggéré Stewart. Au niveau de l’équateur magnétique, là où le champ magnétique est horizontal, la conductivité électrique se trouve très largement augmentée et un courant intense, l’électrojet équatorial, circule dans la direction est-ouest pendant le jour.

À haute latitude, les systèmes de courants sont plus complexes, faisant intervenir également la magnétosphère, à la fois comme générateur et comme élément du circuit (cf. infra , Variabilité spatiale et temporelle).

Moyens expérimentaux

Les méthodes radioélectriques qui ont été déterminantes dans la «découverte» de l’ionosphère continuent à jouer un rôle fondamental dans l’étude de la répartition de l’ionisation, de ses variations et de ses anomalies. Leur principe est le suivant: des caractéristiques d’une onde qui s’est propagée dans le milieu et y a subi des modifications, on déduit les propriétés du plasma ionosphérique. D’autres techniques plus directes existent également; ce sont, en particulier, les mesures effectuées à l’aide de sondes embarquées à bord d’engins spatiaux (fusées, satellites terrestres et sondes planétaires). Sans vouloir faire un tableau exhaustif de toutes les méthodes, il est utile d’en citer quelques-unes.

Les ionosondes

Un signal radioélectrique de fréquence f émis verticalement à partir du sol peut pénétrer dans l’ionosphère. À cause du champ magnétique terrestre qui rend le milieu ionisé anisotrope, le signal se décompose en deux modes appelés ordinaire et extraordinaire. Chacun de ces modes peut se propager jusqu’à une certaine altitude au-delà de laquelle, la concentration électronique augmentant avec l’altitude, la propagation devient impossible et où il y a réflexion de l’onde. Le niveau de réflexion est celui où l’indice de réfraction du milieu est nul. La théorie d’Appleton et Hartree montre que, pour chacun des modes, l’indice de réfraction dépend de la densité des électrons libres. Pour le mode ordinaire, la réflexion a lieu lorsque la fréquence de l’onde est égale à la «fréquence de plasma», dont le carré est proportionnel à la densité électronique. Pour le mode extraordinaire, la réflexion a lieu lorsque la fréquence de l’onde est égale à une fonction de la fréquence de plasma et de la fréquence de giration des électrons dans le champ magnétique terrestre.

Si l’émetteur envoie des impulsions brèves, il est possible de déterminer le délai séparant l’émission de l’impulsion de la réception de l’écho réfléchi par l’ionosphère, cela pour chacun des deux modes. Ce délai dépend non seulement de la fréquence, mais aussi des caractéristiques des couches ionosphériques traversées, en particulier de la distribution verticale de l’ionisation. Par un balayage en fréquence, on obtient ainsi deux courbes représentant le délai de propagation t de chacun des modes en fonction de la fréquence. C’est un ionogramme. Pratiquement, l’axe des ordonnées est gradué non en temps, mais en hauteur virtuelle h , égale à l’altitude à laquelle se serait réfléchie une onde se propageant à la vitesse c de la lumière dans le vide: h = ct /2; la hauteur virtuelle est donc toujours supérieure à la hauteur réelle de réflexion d’une onde de même fréquence. La gamme des fréquences utilisées va de quelques centaines de kilohertz à environ 20 mégahertz. Des méthodes de calcul numérique permettent de restituer, à partir d’un ionogramme, la distribution réelle de l’ionisation.

Cette technique ne permet d’obtenir des informations que dans les régions où la densité électronique croît en fonction de l’altitude. En effet, quand la densité décroît, les ondes se sont déjà réfléchies à une altitude inférieure. En particulier, il est impossible, à partir du sol, d’étudier la répartition de l’ionisation au-delà du maximum de la couche F. On utilise alors des satellites sondeurs qui explorent l’ionosphère de la même façon mais en contrebas (fig. 5).

La diffusion Thomson

Une onde électromagnétique de haute fréquence (supérieure aux fréquences pouvant être réfléchies par l’ionosphère) se propageant dans un milieu ionisé subit une diffusion par les fluctuations de la densité électronique. Le spectre de fréquence de l’onde diffusée est centré sur la fréquence de l’onde incidente (fig. 6). Il dépend de la densité électronique, de la composition ionique, des températures électronique et ionique, des fréquences de collisions entre différents types de particules, de la vitesse d’ensemble du plasma. Tous ces paramètres peuvent être déterminés par un traitement approprié des spectres obtenus. C’est pour cette raison, la mesure simultanée d’un grand nombre de paramètres ionosphériques, que la diffusion Thomson, ou diffusion incohérente, est devenue un des moyens les plus puissants d’étude de l’ionosphère (fig. 6).

La puissance diffusée n’est qu’une infime fraction de la puissance émise. C’est ce qui explique l’importance des moyens à mettre en œuvre pour réaliser un sondeur à diffusion. À titre d’exemple, pour une puissance de 140 kW émise à Saint-Santin-de-Maurs (Cantal) avec une antenne de dimensions utiles 20 m 憐 100 m, le signal reçu à Nançay (Cher) à l’aide du radiotélescope (antenne 35 m 憐 200 m) est de l’ordre de 10^-18 à 10^-17 W, ce qui, compte tenu de la bande de fréquence dans laquelle cette puissance est répartie, est du même ordre que le bruit thermique d’une résistance qui serait portée à quelques kelvins.

Sondes embarquées à bord d’engins spatiaux

Les sondes sont destinées à faire des mesures in situ au voisinage immédiat de l’engin spatial sur lequel elles sont embarquées. Il en existe une grande variété suivant les paramètres à mesurer. La densité électronique peut être déterminée à l’aide de sondes de Langmuir dans lesquelles on mesure la caractéristique courant-tension d’une électrode immergée dans le plasma. Les spectromètres de masse permettent de déterminer la composition et la température ioniques ainsi que la vitesse d’ensemble des ions. Le champ électrique peut être déterminé à l’aide de sondes dipolaires mesurant la différence de potentiel entre deux électrodes portées par des bras montés sur l’engin spatial. Bien entendu, cette liste n’est pas limitative et de nombreuses autres techniques permettent de déterminer ces mêmes paramètres ou d’autres.

Un important problème est celui de la perturbation des mesures par l’engin spatial lui-même. Ces perturbations sont de plusieurs types: effet de vitesse de l’engin créant un sillage dans lequel le plasma est fortement perturbé; création d’une «gaine» d’ions tout autour de l’engin métallique, pollution du milieu par des gaz résiduels (dégazage des appareils, résidus de combustion de la fusée).

Il est intéressant de remarquer que les moyens d’étude à partir du sol et les moyens spatiaux, s’ils mesurent souvent les mêmes paramètres, restent cependant complémentaires. En effet, alors qu’une expérience au sol ne peut guère permettre l’étude des variations spatiales d’un phénomène (à moins de disposer d’un réseau important de stations), elle est très bien adaptée aux études temporelles; les études par satellites présentent l’avantage inverse et permettent une bonne étude des variations spatiales. Cependant, lorsque l’échelle de temps des phénomènes est courte, la distinction entre variations spatiale et temporelle est quelquefois difficile pour des mesures effectuées à bord de satellites. Quant aux mesures à bord de fusées, elles sont commodes pour obtenir des distributions suivant un axe vertical.

Les mesures à bord de satellites ne sont possibles que dans la région F et au-delà. En ce qui concerne les régions D et E, la durée de vie d’un satellite serait trop courte et l’engin, freiné par l’atmosphère, serait très rapidement détruit.

Variabilité spatiale et temporelle

Dans les chapitres précédents, nous avons décrit l’état permanent moyen de l’ionosphère et sa variation diurne. Cet état permanent est sujet à des variations souvent importantes, temporelles ou spatiales, régulières ou aléatoires.

Toutes les caractéristiques ionosphériques sont modulées par les trois périodes fondamentales du système Soleil-Terre: la variation diurne déjà évoquée, la variation saisonnière et le cycle solaire undécennal. Ces variations trouvent leur origine dans les variations du flux solaire incident sur l’atmosphère qui modifient non seulement le taux de photo-ionisation, mais aussi la répartition en altitude des constituants atmosphériques et leur structure thermique. Par exemple l’«anomalie d’hiver» aux latitudes tempérées est le fait que la densité au maximum de la couche ² à midi est nettement plus élevée en hiver local qu’aux autres saisons, bien que le Soleil soit plus bas sur l’horizon et l’intensité du rayonnement ionisant, par conséquent, plus faible. Cette contradiction apparente s’explique par les changements saisonniers dans la composition de la haute atmosphère, en particulier la concentration relative en oxygène atomique.

Les perturbations sporadiques de l’ionosphère sont variées, aussi bien dans leurs causes que dans leurs manifestations. Toutes trouvent cependant leur origine dans les phénomènes solaires. Au niveau ionosphérique, un effet important est le supplément d’ionisation résultant de l’arrivée de particules énergiques capables de créer par collision avec des molécules neutres une ionisation supplémentaire. Par exemple, lors d’une éruption solaire, des protons et des électrons avec des énergies de l’ordre du mégaélectron-volt sont capables d’augmenter considérablement l’ionisation de la région D dans les zones polaires, où le champ magnétique quasi vertical leur rend l’accès plus facile. Cette augmentation brusque se traduit souvent par une rupture des communications due à un fort accroissement de l’absorption des ondes radioélectriques.

Plus complexe, et sujet actif de recherche, est le mécanisme par lequel des particules d’énergie moyenne (de 1 à 100 keV) et stockées dans la magnétosphère peuvent «précipiter» au niveau de la région E dans les régions dites «aurorales», c’est-à-dire deux couronnes situées au voisinage de 70⁰ de latitude nord et sud. S’il est admis que le Soleil, par l’intermédiaire du champ magnétique interplanétaire, joue le rôle de déclencheur, la chaîne des mécanismes intermédiaires recèle encore beaucoup d’incertitudes.

Les perturbations ionosphériques dans la région E aurorale se traduisent également par une modification de la conductivité électrique qui, associée à une augmentation de la force électromotrice d’origine magnétosphérique, modifie les courants électriques et donc aussi le champ magnétique que mesurent les observatoires situés au sol, d’où le nom d’«orages magnétiques» donné à certains types de perturbations. L’effet Joule lié à la dissipation des courants ionosphériques intenses dans la région E aurorale représente une source d’énergie localisée importante. Cette énergie se redistribue ensuite vers la haute atmosphère neutre et vers les autres régions du globe.

L’ionosphère et les radiocommunications

Depuis la première liaison radioélectrique via l’ionosphère réalisée par Marconi, l’utilisation de cette technique de communication entre deux stations terrestres lointaines s’est développée. Elle conserve encore une certaine importance malgré la concurrence des liaisons par satellite. Le problème pour une liaison donnée est le choix de la fréquence de travail: trop élevée, l’onde ne sera pas réfléchie par l’ionosphère mais la traversera et sera perdue dans l’espace; trop faible, l’absorption dans les basses couches (région D) devient prohibitive pour le bilan de liaison. D’où la nécessité de choisir au mieux la fréquence de la liaison et surtout de la modifier en fonction de l’état de l’ionosphère. Les fréquences utilisées, de l’ordre de quelques dizaines de mégahertz, sont plus faibles de nuit quand l’ionosphère est moins dense et plus élevées de jour pour minimiser l’absorption. Des services de prévision ionosphérique chargés de déterminer à l’avance l’état probable de l’ionosphère du point de vue de ses effets radioélectriques existent dans certains pays, dont la France.

Les liaisons satellite-sol s’effectuent à des fréquences plus élevées, de l’ordre de plusieurs centaines de mégahertz. Les effets de réfraction et de diffusion deviennent alors négligeables, et l’ionosphère peut être considérée comme transparente. À des fréquences basses, de l’ordre de la dizaine ou de la centaine de kilohertz, l’ionosphère se comporte également comme un réflecteur. La cavité comprise entre la Terre et l’ionosphère est équivalente à un guide d’onde sphérique (dont l’épaisseur est seulement de quelques longueurs d’onde). Ces propagations, caractérisées par une bonne stabilité de phase, sont utilisées pour transmettre des fréquences de référence ainsi que des signaux horaires.

Remarquons enfin que les émetteurs de radiodiffusion, aussi bien en ondes courtes qu’en ondes longues, peuvent être reçus à grande distance grâce à la réflexion sur l’ionosphère.

Les ionosphères planétaires

Toutes les planètes du système solaire, certains de leurs satellites, ainsi que des comètes, possèdent une ionosphère. Bien entendu, ces ionosphères diffèrent largement en fonction des caractéristiques propres à chaque objet: composition de l’atmosphère, intensité du champ de gravité, vitesse de rotation, existence ou non d’un champ magnétique intrinsèque, distance au Soleil. Notre connaissance expérimentale est assez limitée en ce qui concerne les systèmes planétaires lointains, situés au-delà de Saturne. À l’opposé, les nombreuses sondes spatiales qui ont été placées en orbite autour de Vénus nous ont beaucoup appris sur cette planète, dont le champ magnétique propre est très faible; le vent solaire supersonique s’approche beaucoup plus près de la planète que dans le cas de la Terre et comprime directement l’ionosphère. La surface de séparation, l’ionopause, est située entre 500 et 1 000 km d’altitude suivant la pression exercée par le vent solaire (fig. 7). La chimie ionosphérique est très différente de celle de la Terre, le constituant atmosphérique essentiel étant le dioxyde de carbone. La production électronique est:

tandis que les ions majoritaires, ²⁺ à basse altitude et ⁺ à haute altitude (supérieure à 200 km), sont produits par:

L’ionosphère résultante présente un maximum de densité de l’ordre de quelque 10⁵ électrons par centimètre cube, situé vers 140 km d’altitude. Au-dessus, la densité décroît régulièrement jusqu’à l’ionopause, caractérisée par une brusque chute, pour atteindre des valeurs de quelques dizaines d’électrons par centimètre cube typiques du vent solaire. Vénus possède une ionosphère nocturne bien que le temps caractéristique de recombinaison de l’ionisation soit bien plus court que la longue nuit vénusienne (Vénus tourne sur elle-même en 243 jours dans le sens rétrograde). Il semble que l’ionosphère nocturne soit le résultat du transport de l’ionisation depuis le côté jour de la planète, le moteur de ce transport étant l’entraînement par l’écoulement du vent solaire autour de la planète. Cependant, il est possible que l’ionisation par des particules énergiques «précipitées» dans l’atmosphère nocturne puisse contribuer également à la formation de l’ionosphère nocturne.

L’ionosphère de Mars présente beaucoup de similitudes avec celle de Vénus du fait d’un champ magnétique très faible; on retrouve donc le même type d’interaction avec le vent solaire. L’atmosphère au niveau du sol est beaucoup plus ténue sur Mars que sur Vénus (d’un facteur dix mille environ). Cependant, les densités à 100 km d’altitude sont voisines, car la gravité sur Mars est beaucoup plus faible, conduisant ainsi à des ionosphères de même densité et de même altitude sur les deux planètes.

Les ionosphères des planètes lointaines sont particulières, en ce sens que l’ionisation par le rayonnement solaire n’y est pas aussi largement dominante que pour les planètes proches du Soleil. La structure en couches fines de l’ionosphère de Jupiter laisse supposer que l’ionisation particulaire joue un rôle important. En particulier, l’éjection de particules neutres (Na, sulfure, H) par le satellite Io circulant à l’intérieur de la magnétosphère, suivie de l’ionisation de ces particules par impact électronique et de leur diffusion vers les basses altitudes, est un mécanisme avancé pour expliquer ces structures. Néanmoins, la rareté des données expérimentales commande la prudence dans les affirmations.

Des ionosphères ont cependant été détectées autour de Saturne, d’Uranus, de Neptune, des satellites Io, Titan et Triton, et des comètes de Halley et Giacolini-Zinner.

Il est certain que l’étude comparative de ces ionosphères, avec leurs similitudes et leurs différences, est riche d’enseignements pour une meilleure connaissance de la Terre elle-même.

ionosphère [ jɔnɔsfɛr ] n. f.

• 1935; de ion et sphère

♦ Géophys. Couche supérieure de l'atmosphère, au-delà de la mésosphère, d'altitude variant de 100 à 1 000 km, où les gaz sont fortement ionisés par le rayonnement cosmique et solaire. Les gaz de l'ionosphère forment un plasma naturel. — Adj. IONOSPHÉRIQUE , 1948 .

● ionosphère nom féminin (de atmosphère) Zone de la haute atmosphère d'une planète, en particulier de la Terre, caractérisée par la présence de particules chargées (électrons et ions), formées par photo-ionisation sous l'effet du rayonnement solaire.

ionosphère

n. f. METEO Partie de l'atmosphère située au-dessus de la stratosphère, entre 60 et 600 km d'altitude, où se produisent des phénomènes d'ionisation.

⇒IONOSPHÈRE, subst. fém.

MÉTÉOR. Ensemble des couches de la haute atmosphère dans laquelle ions et électrons ont une densité suffisante pour réfléchir les ondes électromagnétiques (d'apr. VILLEN. 1974). Dès que fut découverte l'ionosphère, l'étude de son influence sur la propagation des ondes a fourni un apport important à la théorie des gaz ionisés (Hist. gén. sc., t. 3, vol. 2, 1964, p. 313). La méthode la plus courante en radar consiste à observer la réflexion d'ondes très courtes émises par impulsions, suivant la technique de Breit et Tuve pour les sondages de l'ionosphère (Hist. gén. sc., t. 3, vol. 2, 1964p. 280).

Prononc. : []. Étymol. et Hist. 1935 (Lar. mens., t. 10, p. 264). Terme proposé par le physicien angl. R. Watson-Watt et composé de ion et de sphère sur le modèle des mots formés d'apr. atmosphère (cf. R. WATSON-WATT, Lettre du 8 nov. 1926 ds NED Suppl.²).

DÉR. Ionosphérique, adj. Qui se rapporte à l'ionosphère. En 1935, Jouaust et Bureau, au laboratoire national de radioélectricité montrèrent la relation entre les perturbations ionosphériques et l'activité solaire (Hist. gén. sc., t. 3, vol. 2, 1964, p. 274). — []. — 1^re attest. 1948 (Y. ROCARD, Propagation des ondes... ds Science et Vie, 1948, n° hors série : Radio, radar, télévision, p. 11a ds QUEM. DDL t. 20); de ionosphère, suff. -ique, prob. d'apr. l'angl. ionospheric attesté dep. 1933 (NED Suppl.²).

ionosphère [jɔnɔsfɛʀ] n. f.

ÉTYM. XX^e (in Larousse mensuel, 1935); angl. ionosphere (1926, Watson-Watt), de ion (→ Ion), et sphere. → Sphère.

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♦ Sc. Couche supérieure de l'atmosphère, à forte ionisation et grande conductibilité (couche d'Heaviside). || L'ionosphère réfléchit les grandes ondes de radiodiffusion.

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DÉR. Ionosphérique.

Encyclopédie Universelle. 2012.