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Manuscrit

L'atmosphère de la Terre et son rayonnement

Sous-sections

• Contexte
• Le rayonnement de la haute atmosphère terrestre
• Activité solaire et activité géomagnétique
  • Grandeurs utilisées pour quantifier le flux solaire
  • Indices géomagnétiques
  
  
• Vers une météorologie de l'espace

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Contexte

Le fil conducteur de ce travail de thèse est l'étude des phénomènes de luminescence qui prennent place dans la haute atmosphère de notre planète. La naissance de notre atmosphère remonte à l'époque où notre planète s'est formée, il y a environ 4,55 milliards d'années. Ce sont à la fois les impacts météoritiques et le volcanisme intense existant à l'époque qui en sont l'origine (voir par exemple la synthèse récente faite dans Encrenaz (2000)). En effet, ces phénomènes ont apporté un certain nombre d'éléments volatiles, notamment de l'eau. Mais depuis quand connaissons-nous l'atmosphère qui nous entoure ?
C'est Aristote qui le premier prit conscience du fait que l'air était pesant, bien qu'il ne put en estimer la densité. Cette mesure de la densité ne fut réalisée que bien plus tard, en 1613, par Galilée. La pression atmosphérique fut estimée quant à elle par Toricelli en 1643 au moyen de son baromètre à mercure. Pour ce qui est de la composition chimique de l'air, elle ne fut déterminée qu'à la fin du XVIIIe siècle. Le gaz carbonique, constituant très minoritaire sur la Terre (son pourcentage massique n'est que de 0,03%), fut découvert par Black en 1757. L'azote, constituant majoritaire (78%), fut découvert par Scheele en 1770 mais ce résultat ne fut annoncé que deux ans plus tard par Rutherforf et Cavendish. L'oxygène, quatre fois moins abondant que l'azote dans l'atmosphère terrestre (21%), fut découvert par Scheele en 1772, puis redécouvert par Priestley deux ans plus tard. Avec l'azote et l'oxygène on connaissait, en volume, 99% de la composition de l'air, mais il fallut attendre un siècle pour que soient découverts l'argon, en 1894, par Lord Rayleigh et Sir Ramsay, puis les autres gaz rares (néon, krypton et xénon) en 1897, à nouveau par Sir Ramsay.

photographie de la raie verte depuis l'espace (source: S. Koutchmy, IAP-CNRS)

L'intérêt pour l'étude des émissions lumineuses de la haute atmosphère a quant à lui débuté au XIXe siècle, avec l'observation d'émissions de couleur verte dans le ciel (voir photographie ci-contre).
Il faudra attendre le XXe siècle pour comprendre que cette émission est dûe à l'oxygène atomique, et la longueur d'onde a été mesurée pour la première fois par Babcock en 1923.

photographie de la raie rouge depuis l'espace (source: S. Koutchmy, IAP-CNRS)

En 1930, l'émission de la raie rouge est observée en laboratoire par Paschen et identifiée dans l'atmosphère par Cabannes en 1935 (voir illustration ci-contre). Mais ce n'est qu'au milieu des années 1960 que l'on admit que la raie verte était caractérisée par deux couches à environ 100 et 300 km d'altitude, et la raie rouge par une seule couche autour de 300 km d'altitude.

Les premières données sur le rayonnement atmosphérique diurne ont été obtenues beaucoup plus tard, lorsqu'on a pu faire des observations depuis l'espace. Si des mesures à bord de fusées ont permis d'identifier les processus de production de nombreuses raies et d'évaluer leur contribution (voir par exemple Link (1983) pour l'émission à 630 nm), ce sont les observations à bord de satellites qui ont permis d'obtenir une grande couverture spatiale et temporelle. On peut citer les observations réalisées par les photomètres composant le Visible Airglow Instrument (Hays et al. (1973)) embarqué sur les satellites des missions Atmosphere Explorer C, D et E, lancés à partir de 1973. Hays et al. (1988) présentent une synthèse des résultats obtenus. Plus récemment, le Upper Atmosphere Research Satellite (Uars), qui a été lancé en 1991, comprend l'interféromètre Windii dont nous avons utilisé les mesures pendant cette thèse, et qui sera décrit en détail dans la deuxième partie.

Les mesures à partir du sol du rayonnement diurne de la haute atmosphère ne sont apparues que plus tardivement, grâce au perfectionnement des photomètres. On doit les premiers travaux à Narayanan et al. (1989), et Sridharan et al. (1998) ont réussi à obtenir une définition leur permettant de mesurer des intensités n'excédant pas 0,05% de la lumière environnante, ce qui permet maintenant d'utiliser ces photomètres dans le cadre d'études du rayonnement de jour.

Parallèlement à ces différents instruments, des modèles ont été développés pour essayer de comprendre le rayonnement atmosphérique diurne. Ces études sont résumées pour la raie verte par Singh et al. (1996) et pour la raie rouge par Solomon et Abreu (1989). Les études les plus récentes essaient de modéliser les observations Windii, mais sont limitées à un petit nombre de données : Tyagi et Singh (1998) utilisent et améliorent le modèle de rayonnement atmosphérique de Solomon (1992). Shepherd et al. (1998) rajoutent au modèle de circulation générale de l'atmosphère TIME-GCM (Roble et Ridley (1994)) un code de la photochimie de la haute atmosphère pour simuler le rayonnement de l'oxygène. Witasse et al. (1999) ajoutent au modèle ionosphérique Transcar un module photochimique pour simuler quelques observations Windii corrélées avec des observations ionosphériques en zone aurorale. C'est ce modèle que j'ai continué à développer pendant ce travail de thèse et que je présenterai en détails dans la troisième partie.

Le rayonnement de la haute atmosphère terrestre

Les phénomènes de luminescence prennent place dans la haute atmosphère de notre planète, et plus précisément dans la thermosphère, région qui s'étend depuis environ 80 km d'altitude, jusqu'à 500 km.
Le panneau de droite de la figure 1.1 présente le profil de la température de l'atmosphère, profil qui est à la base de la nomenclature utilisée pour décrire les différentes couches atmosphériques. Le gradient important de température dans la thermosphère est la conséquence directe de l'absence d'émission thermique et de l'absorption de l'énergie solaire dans le domaine EUV. Les deux courbes correspondent à des conditions de Soleil calme (trait plein) et de Soleil actif (trait pointillé). Sur le panneau de gauche, qui présente les concentrations typiques des composants de l'atmosphère pour un Soleil calme et un Soleil actif (respectivement en trait plein et en trait pontillés), on peut voir que dans la thermosphère l'oxygène atomique devient progressivement le composant majoritaire. A 400km d'altitude sa concentration augmente d'un ordre de grandeur lorsque le Soleil est actif.

Le spectre solaire EUV désigne les photons émis par le soleil dans les basses longueurs d'onde, depuis environ 1 Å jusqu'à 1100 Å. Ce rayonnement est principalement émit à des températures comprises entre 1 500 K et 1 000 000 K, c'est-à-dire émis dans la zone de transition, qui est la fine couche de l'atmosphère du Soleil située entre la chromosphère et la couronne, où la température augmente brusquement. Ces différentes couches sont indiquées sur la figure 1.2 qui présente les profils de température et de densité de l'atmosphère solaire en fonction de l'altitude.

L'émission solaire EUV est complètement absorbée par les hautes couches de l'atmosphère terrestre au travers de processus d'ionisation, de dissociation, et d'excitation. Cette absorption du rayonnement solaire EUV a pour effet d'ioniser et d'exciter le gaz de la haute atmosphère, ce qui entraîne un rayonnement par desexcitation radiative, ainsi qu'un chauffage de l'ionosphère et de la thermosphère.

La figure 1.3 indique, en fonction de l'altitude, les différentes espèces de la haute atmosphère qui sont ionisées par le flux solaire EUV. J'ai indiqué entre parenthèses les seuils de réaction (correspondance avec la longueur d'onde du photon incident). Les annotations en rouge montrent les différents ions qui sont produits, avec l'altitude du maximum de production de ces ions. Ainsi, on peut noter que la majeure partie du spectre EUV contribue à l'ionisation de l'atmosphère. En effet, le rayonnement compris entre 100 Å et 1000 Å produit principalement des ions et avec un maximum de production vers 160 km d'altitude, alors que le rayonnement entre 10 Å et 100 Å produit les trois principaux ions , , et aux environs de 110 km d'altitude (Lilensten et Blelly (1999)).

Les électrons produits au cours des processus d'ionisation sont appelés photoélectrons. Ils contribuent à leur tour aux processus d'ionisation, de dissociation et d'excitation avant d'être thermalisés. Ces électrons suprathermiques possèdent une distribution propre qui dépend du flux solaire, de la composition neutre et des sections efficaces d'absorption et de collision. Leur énergie va de quelques dixièmes d'eV à quelques centaines d'eV. En zone aurorale, les particules énergétiques qui précipitent dans l'ionosphère contribuent également à l'ionisation et les électrons suprathermiques ainsi créés ont des énergies atteignant plusieurs dizaines de keV.

La figure 1.4 indique la structure typique de l'ionosphère diurne à moyenne latitude pour des conditions géophysiques calmes, avec un maximum d'ionisation vers 200 km d'altitude. Cette figure a été obtenue avec le modèle Transcar qui couple le transport des électrons suprathermiques (décrit dans le chapitre 3.1.2), à une descriptions fluide de l'ionosphère (chapitre 3.1.3).

Pendant ce travail de thèse, je me suis concentré sur deux raies émises dans le visible par les états excités de l'atome d'oxygène : le rayonnement à 630,0 nm (raie rouge), et le rayonnement à 557,7 nm (raie verte). L'intérêt d'étudier ces deux raies provient du fait qu'elles sont très intenses et donc plus facilement mesurables que d'autres émissions. D'autre part, le volume de données auxquelles j'ai pu avoir accès est important, et elles couvrent l'ensemble du globe, ce qui m'a permis d'effectuer des traitements statistiques.

La figure 1.5 présente les niveaux d'excitation de l'oxygène atomique. La raie rouge à 630,0 nm résulte de la transition du niveau 1D au fondamental 3P. La raie verte à 557,7 nm résulte de la transition entre les niveaux 1S et 1D.

Parmi les principaux mécanismes de production des états excités O(1D) et O(1S), deux sont communs : les impacts des photoélectrons sur l'oxygène atomique et la photodissociation de l'oxygène moléculaire. Pour l'état O(1D), il faut ajouter la recombinaison dissociative de l'ion O avec les électrons thermiques et pour l'état O(1S) la désactivation collisionnelle de l'azote moléculaire excité avec l'oxygène atomique, et le mécanisme de Barth (Barth (1964)), qui fait intervenir une recombinaison de l'oxygène atomique lors d'une collision triple. La figure 1.6 présente la contribution relative de ces processus. Ce schéma est valable pour des conditions géophysiques calmes, une latitude de 45 degrés et un temps local de 12 heures. Pour la raie verte (panneau de gauche), on observe deux maximums: le pic mésosphérique vers 100 km d'altitude et le pic thermosphérique vers 150 km d'altitude. Le mécanisme de Barth qui est prépondérant à basse altitude et le seul mécanisme existant de nuit, n'est pas représenté sur ce schéma car il n'est pas modélisé dans cette thèse, qui se concentre sur les émissions thermosphériques. Pour la raie verte thermosphérique, les deux processus prédominants à l'altitude du maximum d'émission sont les impacts de photoélectrons et la désactivation collisionnelle de l'azote moléculaire. Pour la raie rouge, qui ne présente qu'un maximum au dessus de 200 km d'altitude, les processus prédominants sont la recombinaison dissociative des ions et encore une fois les impacts de photoélectrons, ce qui explique l'influence importante du flux solaire sur ces émissions, ce que nous verrons dans la partie 4.

Les processus de pertes de ces états excités incluent les pertes par transition radiatives et les pertes par désactivation collisionnelle avec les différents constituents de l'atmosphère neutre. La description détaillée du modèle de photochimie est l'objet du chapitre 3.1.4 de la troisième partie. Un tableau, regroupant toutes les réactions de productions et de pertes intervenant dans les émissions de l'oxygène atomique ainsi que les coefficients utilisés dans le code Transcar, est reporté dans l'annexe 1.
Le rayonnement de la raie rouge et de la raie verte est le résultat d'un équilibre entre processus d'excitation et processus de pertes. Leur intensité dépend directement du flux solaire incident sur l'atmosphère donc de l'activité solaire. Leur intensité dépend aussi indirectement de l'activité solaire via les constituents neutres et la densité électronique. Les indices que j'ai utilisés pour décrire l'activité solaire sont présentés ci-après.

Densités neutre et électronique dépendent aussi de l'activité géomagnétique. Les mécanismes responsables des perturbations qui apparaissent dans la haute atmosphère terrestre, lors d'une augmentation de l'activité géomagnétique, sont bien connus aujourd'hui. Les deux plus importants effets observés sont les précipitations de particules dans les zones aurorales, et l'intensification des courants ionosphériques qui induisent un chauffage par effet Joule. En terme d'apport d'énergie, c'est le chauffage par effet Joule qui est le processus le plus important, puisqu'il apporte au moins deux fois plus d'énergie que les particules précipitées (Ahn et al. (1983)). Dans le cas d'orages magnétiques intenses, cet apport d'énergie dans les zones aurorales qui peut égaler ou même dépasser l'apport total d'énergie solaire à la thermosphère contribue à son équilibre thermique à l'échelle du globe (Knipp et al. (2004)). Les indices utilisés pour quantifier l'activité magnétique sont également présentés ci-dessous, et l'influence de l'activité magnétique sur les émissions diurnes est étudiée dans la partie 5.

Activité solaire et activité géomagnétique

Les indices sont largement utilisés dans de nombreux domaines pour décrire l'évolution au cours du temps de phénomènes plus ou moins complexes, mais certaines de ces quantités ne répondent pas aux critères de définition d'un indice, comme indiqué dans Lathuillère et al. (2000).

Fondamentalement, un indice est un nombre qui représente la valeur caractéristique du phénomène étudié durant un intervalle de temps donné. La qualité d'un indice est fondée sur plusieurs points, dont sa pertinence, c'est-à-dire que les grandeurs utilisées pour le calculer sont clairement reliées au phénomène étudié. Cet indice doit également être calculé régulièrement, et être homogène : il doit garder la même signification durant toute la période pour laquelle il est calculé. En outre, sa définition doit être claire et il doit reposer sur des traîtements aussi peu ambigus que possible, et indépendant de toute hypothèse théorique qui pourrait se révéler fausse par la suite. Enfin, un indice doit être disponible facilement et être fiable, avec des valeurs toujours calculées suivant les règles établies lors de sa création.

Dans la suite de ce manuscrit nous utiliserons abusivement ce terme pour qualifier une des grandeurs que nous avons utilisée : l'indice du Magnésium MgII.

Grandeurs utilisées pour quantifier le flux solaire

L'activité du Soleil est étroitement liée à son champ magnétique. Elle a été évaluée historiquement par le nombre de taches visibles à sa surface, dont la distribution spatiale et temporelle est elle aussi liée au champ magnétique solaire. La figure 1.7 montre l'évolution de ce nombre de taches en fonction des années. Le cycle solaire d'environ 11 ans est particulièrement visible. Il correspond au retournement de polarité du champ magnétique. A ce cycle solaire de 11 ans, se superpose un cycle de 27 jours correspondant à la période de rotation solaire.

Outre ce nombre de taches, d'autres grandeurs sont à notre disposition pour évaluer les changements d'activité solaire, en particulier l'indice décimétrique, noté f10.7, et l'indice du Magnésium MgII. Ce sont ces deux indices qui j'ai utilisés dans le cadre de cette étude.

Le flux à la longueur d'onde de 10,7 cm (ou à la fréquence de 2800 MHz), est une mesure journalière, depuis 1947, des ondes radio émises au niveau de la couronne et de la haute chromosphère solaire. Ce flux est facilement mesurable et très bien corrélé au nombre de taches solaires. C'est l'indice le plus utilisé pour quantifier l'activité solaire. L'indice f10.7 est donné en unité de fl88ux solaire sfu (ou Jansky) : . Il varie approximativement de 70 à 280 du minimum au maximum de l'activité solaire.

Le magnésium émet des radiations dans l'ultraviolet (vers 280 nm) au niveau de la chromosphère du Soleil. Son profil d'émission présente, au centre de la raie, un double pic dont l'amplitude varie avec l'activité solaire. L'indice MgII est un nombre sans dimension défini comme le rapport d'énergie entre le centre et les ailes de cette raie (Heath and Schlesinger (1986)). Il est mesuré régulièrement depuis 1978, à bord de satellites.
Thuillier et Bruinsma (2001) ont quantifié la forte corrélation entre les indices f10.7 et MgII (de l'ordre de 99%), en proposant une correspondance entre ces deux quantités :

Ils ont montré également que des différences apparaissent à des petites échelles de temps, et en particulier pendant les périodes de maximum d'activité solaire.

La figure 1.8 montre une comparaison sur trois rotations solaires de l'indice des taches, du flux centimétrique f10.7 et de l'indice du magnésium MgII, qui fait apparaitre très nettement les différences. En particulier le premier minimum présent sur l'indice des taches et l'indice f10.7 début mai a disparu sur l'indice MgII. Au contraire en juillet, ce sont les indices f10.7 et MgII qui présentent les variations plus corrélées.

Ces indices vont nous permettre de quantifier le flux en provenance du Soleil, et nous allons ainsi pouvoir analyser son influence sur les émissions de l'oxygène atomique.

Cependant, l'intensité du flux solaire pénétrant dans l'atmosphère à une altitude donnée est modulée en fonction de l'angle solaire zénithal, c'est à dire l'angle que fait la verticale en un point donné avec la direction du Soleil comme le montre le schéma ci-contre. Ainsi, un angle de 0° indique que le Soleil est au zénith, alors qu'un angle de 90° indique que le Soleil est à l'horizon. Lorsque cet angle solaire zénithal augmente, l'absorption atmosphérique est plus forte et le flux EUV en provenance du Soleil est moins important.

Indices géomagnétiques

Les indices géomagnétiques sont utilisés pour décrire les fluctuations du champ magnétique terrestre. Ce champ est la somme de variations transitoires et d'une composante planétaire qui varie lentement au cours du temps (sur des périodes allant de quelques années à quelques millions d'années). Les variations transitoires résultent quant à elle des courants externes circulants dans l'ionosphère et la magnétosphère, et des courants internes induits dans la Terre conductrice.

Pour quantifier ces fluctuations magnétiques, les grandeurs les plus utilisées sont l'indice Dst et les indices Kp (ou ap suivant l'échelle utilisée, comme on le verra ci-dessous). L'indice équatorial Dst est disponible depuis 1957 et est mesuré par quatre observatoires magnétiques situés à basse latitude. L'indice Kp est un indice planétaire disponible depuis 1932 et mesuré par treize observatoires.
Les indices Kp (et ap) sont calculés sur des intervalles trihoraires. L'indice Ap correspond à la moyenne journalière des indices trihoraires ap. Il varie entre 0 et 400 et est exprimé en unité de 2 nT. L'indice Kp suit une échelle logarithmique, et les valeurs sont comprises entre 0 et 9. La conversion entre ces deux quantités est donnée dans la table 1.1.
Une activité magnétique calme correspondra à un indice Kp compris entre 0 et 1, un faible orage magnétique est représenté par un indice Kp de 4, et lorsque l'on a Kp > 6, on est en présence d'un orage magnétique sévère.

Rangarajan (1989) donne une présentation générale des différents indices d'activité magnétique. Pour une description plus détaillée de l'indice K et des indices planétaires dérivés, voir Menvielle et Berthelier (1991), et pour l'indice Dst on peut se référer à Sugiura et Kamey (1991).

Vers une météorologie de l'espace

La météorologie de l'espace est une science jeune qui a pour but d'établir les bases scientifiques nécessaires à la compréhension des conséquences de l'activité de notre étoile sur notre environnement technologique, et de développer des outils opérationnels pour quantifier et prévoir ces conséquences.
On vient de voir que lorsque l'activité solaire augmente, le rayonnement plus intense dans la gamme de l'extrême ultraviolet et des rayons X échauffe la thermosphère, ce qui a pour conséquence d'accroître sa densité, qui peut doubler au dessus de 300 km d'altitude. Cet échauffement qui peut aussi être la conséquence d'orages magnétiques, a pour effet d'augmenter la force de traînée sur les satellites en orbite basse. La prévison de leurs trajectoires nécessite donc une bonne connaissance du comportement de la thermosphère. A l'heure actuelle les calculs d'orbitographie sont basés sur des modèles semi-empiriques de la haute atmosphère. Les émissions de l'oxygène atomique étant un traceur de la thermosphère, l'étude de leur variabilité participe à l'effort entrepris pour mieux la modéliser.

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