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Dépôt Institutionnel de l’Université libre de Bruxelles / Université libre de Bruxelles Institutional Repository
Thèse de doctorat/ PhD Thesis Citation APA:
Aparicio da Mata, L. (1974). La transition de l'homosphère à l'hétérosphère de l'atmosphère terrestre (Unpublished doctoral dissertation). Université libre de Bruxelles, Faculté des sciences, Bruxelles.
Disponible à / Available at permalink : https://dipot.ulb.ac.be/dspace/bitstream/2013/214584/3/6c58e346-65fd-4c53-b691-a30a8241694c.txt
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UNIVERSITE LIBRE DE BRUXELLES
FACULTE DES SCIENCES
LA TRANSITION DE L’HOMOSPHERE A L’HETEROSPHERE DE L’ATMOSPHERE TERRESTRE
Thèse présentée pour l’obtention du grade de Docteur en Sciences
Grade Scientifique
Luis Aparicio da Mata
et de PHYSIQUE
UNIVERSITE LIBRE DE BRUXELLES
FACULTE DES SCIENCES
LA TRANSITION DE LHOMOSPHERE A IHETEROSPHERE DE L'ATMOSPHERE TERRESTRE
Thèse présentée pour l'obtention du grade
5 N A fff f1
h V/
ce-Â /
de Docteur en Sciences Grade Scientifique
Luis Aparicio da Mata
LA TRANSITION DE L'HOMOSPHERE A L'HETEROSPHERE DE L'ATMOSPHERE TERRESTRE
par
L. DA MATA
TABLE DES MATIERES
Pages
INTRODUCTION 1
CHAPITRE I : Aspects de la recherche relative à la constitution de
l'atmosphère 9
1.1. Les observations 9
1.1.1. Considérations préliminaires 9
1.1.2. L'azote moléculaire 12
1.1.3. L'oxygène moléculaire 19
1.1.4. L'oxygène atomique 25
1.1.5. Les variations avec l'époque de l'année 28 1.1.6. Les effets sélectifs du transport d'ensemble 36 1.1.7. Les composants minoritaires (0^, H, H^O) 42
1.2. Les modèles théoriques 50
1.2.1. Considérations préliminaires 50
1.2.2. Les premiers travaux 50
1.2.3. Le cas stationnaire 51
1.2.4. Le cas non stationnaire 56
1.2.5. Les variations latitudinales et saisonnières 65
CHAPITRE II : Les états d'équilibre 67
2.1. Les modèles statiques 67
2.1.1. Remarques préliminaires 67
2.1.2. Les modèles statiques 68
2.2. L'équilibre photochimique 71
2.2.1. Remarques préliminaires 71
2.2.2. La photodissociation de 0^, 0^ et de H^O 71
2.2.3. Les réactions chimiques 82
41714 (;
2.2.4. Les équations de continuité 84 2.2.5. Les simplifications et les états d'équilibre photo
chimiques 87
CHAPITRE III : Les états dynamiques 95
3.1. Formulation générale du problème 95
3.2. Les simplifications 101
3.3. Le cas stationnaire 112
3.3.1. Aspects généraux 112
3.3.2. Les équations 114
3.4. Les applications 117
3.4.1. Les coefficients de transport 117
3.4.2. Les conditions aux limites 120
3.4.3. Les calculs 136
CHAPITRE IV : Les résultats 150
4.1. Atmosphère d'oxygène 150
4.1.1. Les distributions verticales calculées 150 4.1.2. La signification de l'atmosphère d'oxygène 153 4.1.3. L'action de la photodissociation 160
4.1.4. L'action de la turbulence 161
4.1.5. Discussion des résultats 166
4.2. Atmosphère d'oxygène-hydrogène 169
4.2.1. Les distributions verticales calculées 169
4.2.2. Analyse des résultats 178
4.2.3. Effets des erreurs possibles dans les valeurs
utilisées des différents paramètres 190 4.2.4. Comparaison des résultats théoriques avec l'observation 200
CONCLUSIONS ET RESUME 203
APPENDICE 210
REFERENCES 220
Je tiens à exprimer ma très sincère gratitude à Monsieur le
Professeur Nicolet qui m'a donné la possibilité de réaliser ce travail. Non seulement il m'a accueilli dans son Institut comme un des siens, mais encore il a été pour moi une source constante de conseils et d'encouragements.
Je remercie vivement Monsieur W. Peetermans pour l'aide qu'il m'a apportée en me faisant profiter de son expérience dans l'application
mathématique surtout en ce qui concerne l'analyse numérique. J'exprime aussi ma gratitude aux Drs. Kockarts et Lemaire pour les discussions très fructueuses que nous avons eues ensemble. Je ne puis oublier tous les membres du personnel scientitique de l'Institut d'Aéronomie Spatiale grâce auxquels j'ai pu aborder plus facilement certains problèmes. Je remercie, aussi, les membres du
personnel technique et administratif de l'Institut d'Aéronomie Spatiale pour le soin qu'ils ont apporté à l'exécution de différentes tâches concernant ce
travail.
Je tiens à remercier très vivement Monsieur le Professeur Pinto Peixoto de la Faculté de Sciences de Lisbonne, qui a patronné mon déplacement à Bruxelles, afin d'entreprendre la réalisation de ma thèse de doctorat. Ma gratitude va aussi à Monsieur Silva de Sousa Directeur général et Simôes Mendes Sous-Directeur général du "Serviço Meteorologico Nacional"
du Portugal pour l'aide précieuse qu'ils m'ont accordée tout au long de mon séjour en Belgique.
Enfin, j'exprime toute ma gratitude aux membres de ma famille, et en particulier â mon épouse, pour la compréhension avec laquelle ils ont admis mom absence durant la préparation de ce travail.
L'homosphère est le domaine de l'atmosphère qui comprend la troposphère, la stratosphère, la mésosphère et la très basse thermosphère, où le rapport de mélange des gaz fondamentaux (ou des gaz chimiquement neutres) ne change pas avec l'altitude. Cela implique que la hauteur d'échelle, qui est le paramètre traduisant la diminution vers le haut des pressions partielles des gaz est, pour le cas des gaz fondamentaux ou des gaz chimiquement neutres, indépendant du constituant et égal à la hauteur d'échelle de l'atmosphère. De plus, affirmer la constance du rapport de mélange des gaz fondamentaux conduit à accepter que la masse moléculaire moyenne ne varie pas avec l'altitude. Par contre, dans 1 'hétérosphère, la masse moléculaire moyenne diminue avec l'altitude et chaque gaz a
tendance â se distribuer suivant sa propre hauteur d'échelle. Cela indique que, dans 1'hétérosphère, les gaz ont tendance à se séparer selon leur masse moléculaire et ainsi les gaz les plus légers deviennent prédominants
aux altitudes les plus élevées.
La différence de caractéristiques entre l'homosphère et
1'hétérosphère est due grandement au changement, au-dessus d'un certain niveau (à peu près 100 km), de l'importance relative des rôles joués
par la diffusion moléculaire et par la diffusion turbulente. En fait, dans
l'homosphère, l'effet de la turbulence dépasse nettement l'effet de la diffusion moléculaire. Or, dans 1'hétérosphère, la turbulence disparaît ou devient
un mécanisme négligeable vis-à-vis de la diffusion moléculaire. C'est pourquoi, dans l'homosphère, les gaz fondamentaux ou les gaz chimiquement neutres se distribuent verticalement en équilibre de mélange et, dans
1'hétérosphère, les gaz ont tendance à se distribuer suivant l'équilibre de diffusion. L'altitude où commence l'équilibre de diffusion est variable de gaz à gaz et dépend du caractère physique ou chimique du gaz considéré.
Sans l'existence d'autres mécanismes que la diffusion moléculaire et turbulente, le passage de l'homosphère à 1'hétérosphère serait très net et aurait lieu sur un intervalle restreint d'altitudes vers 100 km où
les effets des deux types de diffusion sont du même ordre de grandeur.
Dans ce cas, une petite zone, aux environs de 100 km d'altitude, diviserait l'atmosphère en deux domaines; le domaine supérieur serait caractérisé par l'équilibre de diffusion à toutes les altitudes et pour tous les gaz et le domaine inférieur serait caractérisé par l'équilibre de mélange à toutes les altitudes et pour tous les gaz. Toutefois, le problème se complique à cause de mécanismes tels que la dissociation de certaines molécules par le rayonnement solaire, l'action chimique résultant des produits de la photodissociation et l'échappement vers l'espace extérieur des constituants légers. Cet échappement crée un flux ascendant de ces constituants (maintenu par la diffusion moléculaire) dès la basse
thermosphère. Ces mécanismes abaissent le niveau où débute la diminution de la masse moléculaire moyenne et élèvent l'altitude au-dessous de
laquelle les différents constituants peuvent être considérés comme étant en équilibre de diffusion. De plus, la photodissociation et l'activité chimique contrarient grandement l'effet de mélange dû à la turbulence sur certains constituants minoritaires de 1'homosphère.
Les considérations exposées ci-dessus montrent, en partie, la complexité de l'étude de la composition et de la structure du domaine de l'atmosphère terrestre où se présente la transition de 1'homosphère à 1'hétérosphère. En outre, l'observation dans ce domaine atmosphérique est rare et très incomplète. En fait, les périgées des satellites sont,
en général, situés au-dessus de 160 km. De plus, l'observation de la composition de l'atmosphère faite à l'aide de fusées, par spectrométrie de masse, n'est,à
l'heure actuelle, significative qu'au-dessus de 120-130 km. D'un autre côté les fusées du réseau météorologique ne dépassent pas souvent l'altitude de 60 km.
c'est pourquoi, on ne possède, jusque maintenant qu'un nombre relativement modeste d'observations dans le domaine atmosphérique qui se localise entre 80 et 130 km. Ce nombre est encore fortement réduit si l'on ne considère que les observations se rapportant à la composition de l'atmosphère. Dès lors, les modèles statiques ou statistiques ne peuvent que donner des informations très
incomplètes sur la composition de l'atmosphère. Il faut compléter et interpréter l'observation en cherchant théoriquement des modèles dynamiques.
L'étude théorique que nous présentons vise principalement le comportement de l'oxygène atomique et de l'oxygène moléculaire qui jouent un rôle fondamental dans la transition de l'homosphère à 1'hétérosphère.
Toutefois, étant donné le rôle joué par l'ozone et par des composants hydrogénés dans la chimie de l'oxygène, nous sommes obligés d'étudier
également le comportement de 0^, H, OH, HO^ et H^O, qui sont des constituants minoritaires de la mésosphère et de la thermosphère. En outre, le système gazeux atmosphérique doit encore contenir l’azote moléculaire qui constitue une grande partie du milieu où se réalise la diffusion moléculaire ou
turbulente des différents constituants atmosphériques. Finalement, les limites supérieure et inférieure de l'intervalle d'altitudes où se localise la
zone de transition doivent être établies en tenant compte premièrement de la finalité immédiate de l'étude théorique; en deuxième lieu l'intervalle
d'altitudes dépend également des conditions aéronomiques s'attachant simultanément à l'oxygène et à l'hydrogène et en troisième lieu, il est requis de connaître correctement le transport de masse aux deux limites de la zone de transition. Ainsi, nous pouvons dire que nous devons nous
occuper du problème de la mésosphère supérieure et de la thermosphère inférieure ou plus exactement de l'intervalle d'altitudes comprises
entre 70 et 200 km mais en donnant toute l'importance à l'intervalle 70-120 km.
En résumé, la mésosphère supérieure et la thermosphère inférieure constituent un système gazeux très complexe dont la composition est
fortement déterminée par les effets conjugués de la diffusion moléculaire, de la turbulence, de la photodissociation de molécules par le rayonnement solaire ultra-violet et de l'activité chimique. D'un autre côté, les observations suggèrent que l'effet sur la composition du transport de
masse associé aux mouvements globaux de l'atmosphère joue un rôle important dans certains cas. Dès lors, le taux de variation de la concentration se traduit en général, pour chacun des constituants atmosphériques par sa propre équation de continuité en tenant compte des cinq mécanismes qu'on vient d'indiquer.
Afin de résoudre, de la façon la plus générale, le problème de la composition et de la structure de l'atmosphère supérieure, on doit ajouter aux équations de continuité, les équations suivantes. D'abord, les équations (une pour chaque constituant) de la théorie cinétique des gaz qui traduisent,en fonction des gradients de la concentration relative, de la pression et de la température, les vecteurs de transport par diffusion moléculaire. En deuxième lieu, les équations (une pour chaque gaz) de la
théorie de la turbulence qui traduisent,en fonction des gradients de la concentration relative,les vecteurs de transport par diffusion turbulente.
En troisième lieu, l'équation de l'hydrodynamique qui traduit la conservation de la quantité de mouvement. Finalement l'équation classique de la
conservation d'énergie appliquée au cas particulier de la haute atmosphère.
Le système d'équations qu'on vient d'indiquer est théoriquement résoluble dans le cas d'une atmosphère en équilibre hydrostatique constitué par des gaz qu'on suppose parfaits. Toutefois, la complexité du problème physique et mathématique ainsi posé et le manque actuel d'observations continues et complètes empêchent, à l'heure actuelle, d'atteindre le but fondamental de l'aéronomie qui est celui de prévoir l'évolution de la structure et de la composition de l'atmosphère supérieure. Dans ces conditions, on est obligé de rechercher des simplifications au problème.
Or, dans notre cas, qui vise à l'obtention d'une meilleure connaissance de la composition atmosphérique, on ne peut que résoudre le problème d'une atmosphère horizontalement homogène avec une structure thermique connue, constituée par des gaz qui peuvent être chimiquement actifs ou subir
l'effet de la photodissociation, mais où les seuls mécanismes de transport sont décrits par la diffusion turbulente et moléculaire.
Le problème simplifié, tel que nous venons de l'exposer, a été l'objet de plusieurs travaux de 1965 jusqu'à ce jour. Toutefois, nous ne connaissons pas un seul travail dont les résultats puissent
interpréter correctement les observations faites aux différentes altitudes.
A notre avis, cela est dû au fait que les différents auteurs n'ont pas tenu compte de quelques unes ou de l'ensemble des considérations suivantes.
a) Le système d'équations à résoudre doit être correctement déduit à partir du système général, soit au point de vue mathématique soit au
point de vue physique. En fait, les simplifications réduisent le domaine d'application physique des équations. Ainsi, toute l'interprétation physique, qui oriente les simplifications, doit tenir compte à la fois de la théorie et de l'observation.
b) Les simplifications introduites dans le système général d'équations limitent le nombre de mécanismes dont nous voulons connaître les effets sur la composition. De là, il faut délimiter d'une manière précise les problèmes qui peuvent être résolus théoriquement. D'autre
part, on doit analyser les résultats de l'observation (autant que possible) de façon à éliminer les effets des mécanismes qui ne sont pas inclus dans les équations retenues. Il faut permettre une comparaison acceptable entre les résultats de la théorie et de l'observation.
c) Les conditions aux limites, devant être correctement posées au point de vue mathématique, doivent bien traduire la réalité des conditions physiques. En particulier, on doit tenir compte, dans leur définition, du fait que le domaine atmosphérique traité ne constitue pas un système fermé.
Donc, elles doivent introduire de façon précise les échanges de masse au travers des frontières du domaine atmosphérique considéré.
d) Dans toutes les études faites, jusqu'à présent, de la variation temporelle de la composition atmosphérique, on a intégré les équations de continuité et de transport pendant un intervalle de temps suffisamment long de façon à annuler les effets transitoires d'un choix arbitraire des conditions de départ. On envisage ainsi l'obtention de la
variation diurne de la composition qui correspond aux conditions structurelles, aux conditions de turbulence et à celles de photodissociation qui ont été
adoptées. Toutefois, ce processus a des limitations qui, à notre connaissance, n'ont jamais été mises en évidence. En fait, comme on ne considère d'autres mécanismes de transport que la diffusion turbulente et moléculaire,
l'équation de continuité classique indique que, pendant l'intégration, la densité totale à chaque niveau se maintient constante = 0). Ainsi les conditions de départ fixent la densité totale et influencent
certainement les concentrations des constituants majoritaires. La possibilité d'une erreur significative due â une imprécision dans la distribution
verticale de la densité atmosphérique prise au départ de l'intégration, est particulièrement accentuéedans le cas de l'oxygène atomique et moléculaire dans la basse hétérosphère. En fait, dans cette région ou 0 et 0^ sont des constituants majoritaires, le manque de données d'observation fait que l'adoption d'une distribution verticale de la densité atmosphérique constitue plus un but â atteindre qu'une condition de départ. En outre, la variation diurne des concentrations de 0 et de 0^ est faible dans la thermosphère inférieure. Dès lors, si on veut connaître théoriquement les concentrations de 0 et de 0^ de la région ou se fait la transition homosphère-hétérosphère il est préférable d'abord de chercher des solutions stationnaires, car, dans ce cas, la difficulté que nous avons soulevée est ainsi évitée.
e) 11 existe, â l'heure actuelle, une forte indétermination en ce qui concerne les valeurs à adopter pour le coefficient de diffusion
turbulente, pour le flux solaire ultraviolet au sommet de l'atmosphère, pour certains coefficients de réactions chimiques et pour la valeur du rapport de mélange de la vapeur d'eau â adopter à la limite inférieure.
Toutefois, en obtenant des modèles théoriques se rapportant à diverses conditions et en analysant simultanément dans les détails les résultats théoriques et les données de l'observation, on peut réduire d'une façon importante l'imprécision des données.
 notre connaissance, le présent travail représente la première analyse de la haute atmosphère où on tient compte de l'ensemble des cinq
conditions qui viennent d'être décrites. Ceci constitue ainsi une contribution â l'étude de l'atmosphère supérieure dont l'importance est mise en évidence par l'accord auquel on arrive avec les données de l'observation.
 la lumière des considérations précédentes, nous répartissons notre travail comme suit :
Chapitre I
La première partie de ce chapitre est consacrée à l'analyse
des données disponibles de l'observation de la composition de la thermosphère inférieure et de la mésosphère. On présente une analyse plus détaillée des données se rapportant aux concentrations de N2* 0^ et 0 obtenues aux
environs de 150 km, car elles sont relativement nombreuses et permettent ainsi de mettre en évidence l'importance relative de certains mécanismes énergétiques et dynamiques responsables de la structure et de la
composition de 1'hétérosphère inférieure. De plus, l'ensemble de toutes les données disponibles de l'observation fournit des renseignements nécessaires à l'obtention et à la compréhension des modèles dynamiques.
La deuxième partie de ce chapitre est consacrée à l'analyse des erreurs, des contradictions et des limitations des travaux théoriques publiés sur la composition de la haute atmosphère avec une attention
particulière au développement graduel des idées dans ce domaine de l'aéronomie.
Chapitre II
Ce chapitre a une double finalité. D'abord, on essaie d'introduire les modèles statiques et photochimiques dans une ligne d'évolution théorique qui se termine par les modèles dynamiques. En deuxième lieu, on examine
les modèles statiques de la structure thermique de l'atmosphère et les caractéristiques de l'action chimique et photochimique qui conduisent à
l'établissement des équations de continuité et de transport à résoudre.
Cet objectif est complété par l'analyse de l'importance relative des différents termes de perte et de production chimique et photochimique des équations de continuité. Cette analyse conduit, en fin de compte, à une simplification des équations de continuité.
Chapitre III
Apres avoir décrit de façon générale les équations différentielles et aux dérivées partielles qui régissent l'énergétique, la dynamique
et la composition de la haute atmosphère, on simplifie le système pour rendre possible la résolution du problème de la composition. Une attention est accordée à la signification des équations simplifiées qui ont été
obtenues. Enfin, on analyse le problème de la définition des conditions aux limites et on établit la méthode d'intégration des équations.
Chapitre IV
On présente, dans ce chapitre, les distributions verticales calculées de la concentration de divers constituants atmosphériques se rapportant à différentes conditions de turbulence et de photodissociation et à différentes façons d'interpréter l'action chimique. Une certaine attention est accordée également à l'indétermination se rapportant au contenu en vapeur d'eau dans la mésosphère supérieure. Enfin, les différentes distributions verticales des différents constituants sont
interprétées à la lumière des connaissances théoriques et de celles dérivées de l'analyse des données de l'observation.
CHAPITRE I
ASPECTS DE LA RECHERCHE RELATIVE A LA CONSTITUTION DE L'ATMOSPHERE SUPERIEURE ET SES RESULTATS
1.1. LES OBSERVATIONS
1.1.1. Considérations gréliminaires
En se basant sur les résultats acquis au cours des quinze dernières années, on dispose, à l'heure actuelle, d'un certain nombre de données résultant de sondages effectués â l'aide de fusées dans la
thermosphère inférieure. Cependant, très peu de ces données ont pu être suffisamment mises à profit, en raison de difficultés résultant de deux causes principales.
Tout d'abord, les conditions de l'observation in situ sont tellement différentes de celles en laboratoire de calibration, et les considérations théoriques utilisées pour effectuer le dépouillement des résultats sont parfois tellement simplifiées, que l'on ne peut garantir
la validité des grandeurs physiques mesurées. En réalité, il faut effectuer, par un examen critique approfondi, la sélection et la correction des
résultats afin d'adopter un critère de cohérence permettant de concilier les données obtenues par les différentes méthodes d'observations. De nombreux travaux ont été consacrés à l'analyse des résultats obtenus [p. ex. Spencer et d'autres, 1970; von Zahn, 1970; Champion, 1969, 1970 et 1972 ].
Ensuite, on verra, au cours de ce travail, que l'atmosphère supérieure est dans un état d'équilibre dynamique dépendant de la
variation spatiale et temporelle de l'influence des différentes sources
d'énergie (terrestres ou extra-terrestres, principalement le rayonnement solaire ultraviolet). Ainsi, les processus énergétiques et dynamiques, responsables des caractéristiques de la haute atmosphère, ne peuvent être mis en évidence que par des données obtenues sous des conditions assez variées. Or, l'ensemble des résultats obtenus jusque maintenant et concernant le domaine de l'atmosphère dont il sera question dans ce travail, est loin d'être satisfaisant. Ainsi, il n'est pas possible de réaliser une analyse physique profonde des données de l'observation dont nous disposons. Cependant, celles-ci permettront de mettre en évidence soit quelques aspects dynamiques-énergétiques, soit quelques aspects statistiques que nous utiliserons dans la construction des modèles dynamiques et dans l'analyse sélective des modèles obtenus.
Bien que l'atmosphère supérieure soit essentiellement dynamique et variable dans le temps, on accepte généralement que certains constituants de l'atmosphère ont tendance à s'adapter aux conditions structurelles du moment, en suivant des états d'équilibre statique [ Nicolet et Mange, 1954;
Nicolet, 1959 ]. C'est le cas de l'azote moléculaire et des gaz chimi
quement stables (He, A, etc), lesquels se distribuent dans l'homosphère en équilibre de mélange (concentration relative indépendante de l'altitude), à cause de la turbulence. Le même comportement est suivi par l'oxygène
moléculaire au-dessous de 90 km, donc aux altitudes où l'effet de la turbulence se superpose à tous les autres effets. Au-dessus de 150 km, donc aux niveaux où la diffusion moléculaire est assez efficace, tous les gaz tendent vers l'équilibre de diffusion. En réalité, l'adaptation aux états d'équilibre dépend du temps caractéristique des changements
atmosphériques. Ainsi, lors d'une perturbation brusque, on ne peut pas s'attendre à un comportement de la thermosphère ou de la mésosphère se traduisant par des états successifs d'équilibre statique.
Au chapitre II, nous présenteront, en détail, les aspects physiques et la formulation mathématique des états d'équilibre. Pour le moment, il nous suffit de rappeler quelques formules qui sont utilisées dans l'interprétation des résultats expérimentaux.
On justifiera au chapitre III que la concentration n^ d'un
gaz de l'espèce i, au niveau z où la température absolue est T, est donnée
par la formule ^
dz H.1
n./n. - (T /T) e
11,0 O
(
1.
1)
dans le cas de l'équilibre de diffusion; et par la formule
Z
dz H n./n. = (T /T) e °
11,0 O
(
1.
2)
dans le cas de l'équilibre de mélange. Dans les formules, * kT/m^^g est la hauteur d'échelle du gaz i au niveau z, et H = kT/mg est la
hauteur d'échelle de l'atmosphère à ce même niveau. Les symboles n. ^ et représentent respectivement la concentration et la température
absolue au niveau z^ ; k est la constante de Boltzmann ; g est l'accélé
ration de la pesanteur et m et m^ sont respectivement la masse moléculaire moyenne au niveau z et la masse moléculaire du ième composant.
Meme en tenant compte du caractère approximatif de l'application des équations (1) et (2), elles indiquent que la distribution de la
concentration des gaz est liée à la distribution de la température.
La plus importante cause de la variation temporelle de la température de la thermosphère est [Nicolet, 1960] la variation de la quantité d'énergie ultraviolette solaire qui pénètre dans l'atmosphère terrestre. Cette énergie, qui est complètement absorbée au-dessus de 100 km, est ainsi la principale source de chauffage de la thermosphère.
Or, la variation de la quantité d'énergie, qui pénètre dans l'atmosphère, est liée aux changements de l'activité solaire. Ceux-ci sont associés soit au cycle undécennal, soit à la période de rotation du soleil (27 jours), soit encore à l'apparition ou à la disparition brusque de régions actives du soleil. Etant donné le manque d'observations de la variation de
1'intensité du rayonnement ultraviolet, au sommet de l'atmosphère terrestre, on se base généralement sur l'intensité (Fjq à la longueur d'onde de 10,7 cm du rayonnement solaire, pour estimer la variation du flux d'énergie ultraviolette émise par le soleil.
' Depuis l'analyse des données du freinage d'un des premiers satellites artificiels, effectuée par Jacchia [ 1959] , on accepte
l'existence d'une source sporadique très importante d'énergie thermique de la thermosphère, au-dessus de 100 km, qui est liée à l'incidence du rayonnement corpusculaire d'origine solaire pendant un orage magnétique surtout dans la zone aurorale. Toutes les données obtenues ultérieurement à partir du freinage des différents satellites ont confirmé cette hypothèse.
Cependant, seulement les observations de haute résolution de la température, de la densité ou du vent réalisées dernièrement ont éclairci le mécanisme du chauffage vérifié pendant une perturbation géomagnétique. Ainsi
De Vries [1972 ], en analysant les données obtenues avec accéléromètres, semble confirmer l'hypothèse de Cole [1962] du chauffage de l'atmosphère par dissipation de l'énergie du champ électrique de l'atmosphère par l'effet de Joule dans les zones aurorales. Le chauffage de l'atmosphère, dans des zones de moyennes ou de basses latitudes, aurait lieu, avec un
certain retard, par la dissipation de l'énergie ondulatoire se propageant vers l'équateur à partir des hautes latitudes géomagnétiques et à des altitudes inférieures à 150 km.
1.1.2. Azote moléculaire
L'observation de la concentration de l'azote moléculaire a
été principalement réalisée au moyen de spectromètres de masse transportés par fusées. Des difficultés expérimentales limitent cette observation à des niveaux supérieurs à 120 km et inférieurs à 300 km. Des réactions ioniques à l'intérieur des appareils ainsi que des phénomènes d'adsorption et de désorption sur les parois peuvent affecter les résultats. Cependant, ces facteurs jouent un rôle plus important pour l'oxygène atomique que
pour les autres composants de l'atmosphère. Ainsi, en étudiant les
résultats disponibles et obtenus aux environs de 150 km, von Zahn [ 1970 ] accepte la validité des observations se rapportant à l'azote moléculaire, après avoir vérifié qu'il existe un accord presque parfait entre les résultats d'observation de réalisés par des différents groupes utilisant différents types de spectromètres de masse. Il obtient la
10 -3
valeur moyenne nCN^) * 2,6 x 10 cm pour le niveau 150 km.
Afin d'éclairer la signification physique de la valeur moyenne qu'on vient d'indiquer, nous analyserons d'abord les données obtenues par le groupe "Goddard Space Flight Center-University of Michigan". Celles-ci ont été obtenues entre 1962 et 1968, c'est-à-dire, au cours d'une période comprenant un maximum et un minimum d'activité solaire, avec le même type d'appareil d'observation. Les altitudes d'observation sont peu
différentes d'un lancement à l'autre. Deux des lancements ont été réalisés à Puerto Rico (18",24N), huit à Cap Kennedy (28*,28N), onze à
Wallop-Island (37",50N) et deux à F. Churchill (58*,44N). Tous les résultats sont présentés et analysés par Spencer, Newton, Carrignan et Taeusch [ 1970 ]. Dans un article ultérieur, von Zahn [ 1970 ]corrige toutes les données qu'on vient d'indiquer, en les multipliant par un facteur constant et égal à 1,2. Cette correction tient compte d'une insuffisance concernant la calibration initiale des appareils. Les auteurs présentent encore les valeurs de la température obtenues à partir des données n(N2) en utilisant la formule (1).
Les analyses de von Zahn [ 1970 Jet de Spencer et autres [ 1970 ] ont été réalisées dans le sens de l'application aux modèles statiques.
Il nous intéresse surtout de mettre en évidence les aspects dynamiques.
Ainsi nous avons besoin de compléter les analyses indiquées.
Pour l'analyse des résultats indiqués plus haut, il nous semble suffisant de sélectionner deux niveaux, celui de 150 km et celui de
250 km. Les deux niveaux sont respectivement le plus bas et le plus haut, pour lesquels il y a un nombre raisonnable d'informations. En plus.
1'altitude de 150 km est â la limite supérieure de la région que nous voulons étudier et l'altitude de 250 km est proche de la région isotherme de la haute atmosphère. De toute façon, on donnera une importance pri
mordiale au niveau de 150 km. Les valeurs concernant l'altitude de 250 km seront présentées seulement pour mieux comprendre ce qui se passe aux niveaux inférieurs.
Aux Fig. 1 et 2, on traduit, respectivement pour les 2 altitudes de 150 et 250 km, par 2 droites la relation entre les concentrations
diurnes et nocturnes de et l'intensité ^ du rayonnement solaire à 10,7 cm. Les valeurs F utilisées sont les moyennes prises sur 3 rotations du soleil.
10,7
En utilisant l'ensemble des données résultant des figures 1 et 2 et les valeurs correspondantes de la température [ Spencer et al 1970 ]
avec les deux analyses citées plus haut, on arrive aux conclusions suivantes
(a) à 150 km, les valeurs de nCN^) observées pendant l'après-midi ne dépendent pas, en moyenne, de la valeur du flux solaire. Par contre, les données se rapportant à la nuit et au mime niveau révèlent une faible augmentation de nCN^) avec l'accroissement de l'activité solaire.
Les valeurs nCN^) de la nuit sont inférieures à celles de l'après- midi, pour les faibles niveaux d'activité solaire, mais le contraire se vérifie dans le cas d'une haute activité solaire. Cependant, les moyennes des deux groupes de valeurs ne sont pas significativement différentes.
En plus, les valeurs de la température se rapportant aux mêmes observations montrent [ Spencer et autres, 1970] à 250 km une variation diurne toujours caractérisée par un maximum pendant l'après-midi (vers les 14h T.L.) et un minimum pendant la nuit (vers les 3h T.L.).
(b) La concentration â 250 km montre une variation journalière qui est toujours en phase (ou presque en phase) avec la variation de température. En outre, l'augmentation de ^(N^) avec l'activité solaire est forte, soit pour les valeurs de la nuit, soit pour les valeurs de l'après-midi.
Fig. 1.- Relation entre les valeurs de la concentration de l'azote --- moléculaire observées à 150 km et les valeurs de l'intensité,
Fj^O 7 La droite en trait plein se rapporte aux valeurs de l'après-midi. La droite en trait interrompu se rapporte aux valeurs de la nuit. Les valeurs indiquées par x concernent
l'après-midi. Les valeurs indiquées par o concernent la nuit.
I
Fig. 2.- Relation entre les valeurs observées à 250 km de la --- concentration de l'azote moléculaire et les valeurs de
l'intensité, ^ , du rayonnement de longueur d'onde égale à 10,7 cm. La droite en trait plein se rapporte aux valeurs de l'après-midi. La droite en trait interrompu se rapporte aux valeurs de la nuit. Les valeurs Indiquées par x concernent l'après-midi. Les valeurs indiquées par o concernent la nuit.
(c) L'opposition à 150 km des variations journalières de la température et de la concentration nCN^), dans le cas des hauts niveaux de l'activité solaire, n'est pas complètement explicable à l'aide des
modèles statiques actuels. En effet, ces modèles ne tiennent pas entièrement compte des mouvements de masse et du transport d'énergie (caractérisés par une période de 24 heures) tant dans la direction verticale que horizontale
[Volland, 1970 ] et déterminés par le noyau de hautes pressions installé au sein de la haute atmosphère, lequel se déplace suivant la direction du soleil avec la rotation de la terre.
(d) La plupart des observations de indiquées ont été réalisées durant des jours de très faible acitvité géomagnétique. Les valeurs
correspondantes de l'indice planétaire géomagnétique a , sont normalement P
très petites et n'excèdent pas Le nombre trop faible d'informations, nous empêche d'établir la relation entre nCN^) et l'activité géomagnétique.
Néanmoins, on peut affirmer que les données que nous analysons ici, ne
sont que très faiblement influencées par l'activité géomagnétique. En effet, Jacchia [ 1972] estime une augmentation de la température de l'ordre de
100*C et une augmentation de nCN^) inférieure à 10%, à 150 km d'altitude, quand l'indice a passe de la valeur 0 à 22.
P
(e) von Zahn [ 1970 ] , en analysant toutes les données disponibles de nCN^) a conclu qu'il n'y avait pas de variation avec la latitude.
(f) Nous verrons au paragraphe 1.1.5. que les valeurs observées de la concentration de N^, montrent une variation avec le temps au cours d'une année qui est caractérisée par une forte composante semi-annuelle
se superposant à une relativement faible composante annuelle. La signification physique de la variation indiquée sera analysée aux paragraphes 1.1.5. et 1.1.6. Pour le moment, il suffit d'indiquer que cette variation présente deux maxima, un au mois d'avril et l'autre au mois de septembre et deux minima, un au mois de janvier et l'autre au mois de juillet. L'écart extrême se vérifie entre le maximum d'avril et le minimum de janvier et il est de l'ordre de 45 % de la valeur la plus faible.
(g) Les valeurs de nCN^) à 150 km sont dispersées (fig. 1) sur un intervalle tel que l'écart entre les extrêmes est un facteur 3. Ce qu'on a dit plus haut n'explique pas cet écart et les erreurs expérimentales non plus, ( Spencer et autres, 1970 ] . En réalité, comme toutes les données correspondent à des faibles niveaux d'activité géomagnétique, seule la variation indiquée en (f) est importante. Or, l'écart maximum de celle-ci est de l'ordre de 45%. On doit donc chercher d'autres causes à la
variation de nCN^) à 150 km.
Faire, Murphy et Champion [ 1970 ] , et Faire et Murphy [ 1971 ] , après avoir analysé des valeurs de la densité obtenues au-dessus de 100 km^
ont conclu que certaines conditions dans la stratosphère et au voisinage de la mésopause permettent une propagation anormalement forte d'ondes de structure complexe (interférences d'ondes de gravité et de marée) ayant leur origine dans des perturbations troposphériques ou stratosphé
riques de large échelle. Des augmentations de 76% sur la valeur moyenne de la densité totale ont été rencontrées à l'altitude de 109 km. Ces ondes se propagent probablement plus haut. En outre. Spencer et d'autres [ 1970 ], en analysant les valeurs de la température à 150 km, trouvent des variations qu'il ne savent expliquer que par des ondes de gravité ou par d'autres phénomènes sporadiques mal connus.
(h) A partir de ce qui a été dit ci-dessus, on peut interpréter physiquement la signification de la valeur moyenne de la composition de N à 150 km proposée par von Zahn [ 1970 ] . Elle est la valeur moyenne
2
...
-22 2pour un jour d'activité solaire moyenne y * 140 x 10 W/m Hz), de faible activité géomagnétique et correspondant à une époque de
l’année comprise entre les maxima et les minima de la variation indiquée en (f). De plus, on peut dire que la moyenne journalière varie très faiblement avec l'activité solaire. En outre, cette moyenne dépendra
de l'époque de l'année en accord avec les caractéristiques indiquées en (f) . D'un autre côté, les influences des perturbations atmosphériques indiquées en (g) sont actuellement très mal connues. C'est pourquoi, nous n'introduirons pas, dans notre analyse dynamique (Chapitre III et IV), les sources
d'énergie et les transports de masse liés â de telles perturbations. Nous n'obtiendrons que des modèles théoriques moyens en utilisant seulement des modèles moyens de la distribution verticale de la température.
1.1.3. Oxygène moléculaire
L'observation de la concentration de 0^ dans la haute atmosphère a été réalisée soit par spectrométrie de masse, soit par spectrophotométrie Dans ce dernier cas, les valeurs de la concentration sont obtenues à partir de l'analyse de l'atténuation du rayonnement solaire à des longueurs
d'onde où l'oxygène moléculaire est le plus important des absorbants. Le nombre d'observations n'est pas suffisant pour faire une analyse semblable à celle que nous avons faite pour l'azote moléculaire. C'est pourquoi, nous devons suivre maintenant une voie différente.
von Zahn [1970] analyse un ensemble de 20 données n(O^), obtenues à 150 km d'altitude soit par spectrométrie de masse (11 valeurs), soit par spectrophotométrie (8 valeurs). Malgré la dispersion des données, il
accepte la validité de l'observation faite par les deux méthodes, après avoir accepté que les différences entre les deux groupes de valeurs ne
9 -3 sont pas significatives. Il a obtenu une valeur moyenne de 2,46 x 10 cm pour l'ensemble de 20 résultats de l'observation.
A la figure 3, nous avons comparé les onze valeurs de nCO^) observées par spectrométrie de masse et celles de nCN^) obtenues en mime temps et à la mime altitude. On peut conclure que, pour une valeur de n(N2) fixée d'avance, les valeurs nCO^) ont tendance à augmenter durant la nuit et à diminuer entre l'hiver et l'été. A cela se superpose, peut itre aussi, une augmentation de nCO^) aux hautes latitudes.
Les conclusions qu'on vient de présenter nous ont suggéré d'établir la variation du rapport n(02)/n(N2) en fonction de l'époque de l'année, en séparant les données obtenues durant la nuit de celles obtenues durant l'après-midi. Ainsi, en ne prenant que les données observées à des latitudes comprises entre 32*N et AO^N, on a établi (voir fig. 4) la variation citée, soit pour la nuit, soit pour l'après-midi. On remarque
C O N C E N T R A T IO N D E N ,
(10E
O2.0
_1.0
nlN^) » n(02)
-
X—
150 km 6.1249.32°
_ X
X
^7.1224,32° 2.0835.59°
10,1401.40° 5 )(
12.1409.32° 11,0445.32°
’'4.0345.33°
X
—
< 6,0730.33°
7.0200.32° ^2,1251,59°
X
12.0443.40°
__ 1_______________ 1_______ ________1_______________ 1_______ ________ 1______
1.5 2.0 2.5 3.0
CONCENTRATION DE O
2(10® crrT^)
3.5
Fig. 3.- Comparaison entre les valeurs des concentrations de O2 et observées --- simultanément à 150 km. Pour chaque point, on indique le mois, le temps
local en heures et minutes et la latitude Nord en degrés.
une nette séparation entre les valeurs de la nuit et celles de l'après-^
midi et aussi une décroissance du rapport n(02)/(N2) quand la déclinaison du soleil augmente vers le nord. Bien qu'on ait utilisé un nombre très réduit de données, on trouve que les données se distribuent avec une faible dispersion autour des deux droites correspondant aux deux périodes diurnes considérées. La dispersion des données peut être expliquée par les erreurs d'observation.
Les écarts entre les valeurs relatives de la nuit et celles de l'après-midi, sont de l'ordre de 25%. Pour expliquer de tels écarts, on doit utiliser l'équation de continuité pour O^. A l'altitude de 150 km, il n'y a qu'une réaction importante, la photodissociation de O^.
L'équation de continuité peut s'écrire sous la forme suivante
1^ + div (I) = - n (1.3)
où n est la concentration de 0^; div (^) est la divergence du vecteur flux des molécules 0^; et est le coefficient de photodissociation de 0^.
A une altitude constante, (150 km) 1'équation(1.3)devient une équation différentielle ordinaire et ainsi elle est équivalente à
.1 ^2 tO
(1.4)
où n^ et n^ se rapportent respectivement à l'instant final t^ et initial t . Or, en utilisant les méthodes décrites au chapitre II, on peut
O
obtenir les valeurs du coefficient pour n'importe quelle distance zénithale. Ainsi, à 150 km et pour le soleil au zénith, on obtient la valeur J =■ 3,3 x 10 ^ sec Pour l'angle zénithal 75“ on trouve la
^ “6 ~ 1
valeur J„ » 3,0 x 10 sec . Nous pouvons donc admettre sans erreur
^ “6 “1
importante, que =3,1 x 10 sec quand le soleil est au-dessus de
R A P P O R T n {0 ,) /n (N
JOURS DE L’ANNEE
Fig. 4.- Variation du rapport n(02)/n(N2) avec l'époque de l'année.
--- Les valeurs de la nuit sont indiquées par x et celles de l'après-midi sont indiquées par o. Les droites supérieure, inférieure et intermédiaire expriment les variations, respectivement, des valeurs de la nuit, des valeurs de l'après-midi et de la moyenne journalière.
l'horizon. En utilisant cette valeur on obtient sans tenir compte de la divergence, une diminution de 14% de la valeur initiale de nCO^) en une période de 12 heures. La photodissociation est donc, pour une part importante, responsable de la diminution du rapport n(02)/n(N2) entre la nuit et l'après-midi. On doit également tenir compte de la divergence du flux de 0^, et surtout du flux vertical. Or, pour expliquer la
variation indiquée, la divergence doit être positive pendant le jour et négative durant la nuit. On doit également tenir compte de la variation diurne de n(N2) qui est faible, comme on l'a montré à l'alinéa (1.1.2).
Notons, cependant, que la valeur du coefficient de photodissociation dépend fortement du flux ultraviolet solaire et que ceci n'est pas connu à
l'heure actuelle, avec une précision suffisante. Une augmentation d'un facteur 1,5 de la valeur de ce coefficient suffirait à justifier la quasi totalité de la diminution de nCO^) entre la nuit et l'après-midi. A
la fig. 4, on remarque encore une variation annuelle du rapport
n(02)/n(N2), avec un minimum en été et un maximum en hiver. Une partie de cette variation peut être due à l'augmentation de la période
d'ensoleillement en été. Mais, il y a principalement la variation annuelle de N^, qui sera étudiée aux paragraphes 1.1.5 et 1.1,6.
La fig. 4 donne également la droite représentant la variation annuelle de la moyenne journalière du rapport nCO^j/nCN^). Au paragraphe 1.1.5., nous utiliserons cette variation pour obtenir l'évolution avec le temps de la moyenne journalière de 0(0^), On verra que, dans le cas de 0^, la composante annuelle devient très faible en face de la
composante semi-annuelle.
Jusqu'ici nous avons seulement analysé des données nCO^) observées à 150 km. Il serait d'un grand intérêt de faire une analyse analogue des valeurs observées à des niveaux inférieurs. Toutefois, nous n'avons pas à ces niveaux, des observations suffisamment nombreuses pour déterminer les facteurs de la variation de nCO^). Néanmoins, il n'est pas inutile de citer l'analyse faite par Weeks et Smith [ 1968 ] , des valeurs nCO^) obtenues par spectrophotométrie et correspondant à dix lancements de fusées dans la mésosphère et la basse thermosphère.
Le manque d'observations simultanées de la concentration de
ou de la densité ont empêché Weeks et Smith [ 1968] de démontrer de façon sûre que la distribution verticale de nCO^) jusqu'à 90-95 km obéit à l'équilibre de mélange. Cependant, ils ont trouvé que, pratiquement, toutes les
distributions de nCO^) observées entre 70 et 95 km, étaient très approxi
mativement décrites en prenant une température constante dans la formule (1.2).
Cette approximation de la distribution de mélange est valable dans la région de la mésopause parce que la température n'y varie pas fortement avec l'altitude. Les températures utilisées augmentent de l'été en hiver et diminuent de l'hiver en été, ce qui est en accord avec les connaissances actuelles sur la variation, avec l'époque de l'année, de la température au niveau de la mêsopause [par exemple, Cole, 1971 ] .
Weeks et Smith [ 1968 ]ont encore analysé la variation journalière de 0^, dans la thermosphère au-dessous de 104 km. Ils ont utilisé
4 observations d'été, réalisées au cours d'années différentes à la latitude de 38®N. Ils ont trouvé une augmentation de 33% entre le lever du soleil et l'après-midi. Cet écart est probablement dû à une différence de caractéristiques entre les jours d'observation, plutôt qu'à une
variation diurne réelle. En réalité, le nombre d'observations est tellement réduit que la conclusion obtenue ne peut être valable. Aussi les auteurs hésitent à confirmer une variation journalière de telle amplitude. En plus, il est difficile d'admettre qu'un tel écart peut concerner la variation au cours d'une seule journée. En effet, la photodissociation de 0^ a l'effet contraire. D'autre part, n'importe quel processus chimique de reconstitution de 0^, existe aussi pendant la nuit. Il ne reste donc que des raisons dynamiques pour expliquer ce phénomène. Cependant, dans la région indiquée, la distribution verticale de 0^ est très approximativement une distribution de mélange. Aussi, sa variation journalière doit être liée à la variation d'ensemble de l'atmosphère. Or, en analysant des données de la densité totale obtenues à 38“N, Petterson et McWatters [1967 ]trouvent une augmentation de
l'ordre de 15% tant pour l'hiver que pour l'été. Celle-ci doit être liée aux ondes de marée et de gravité.
Finalement, Weeks and Smith [ 1968] analysent la variation annuelle de la distribution verticale de nCO^) entre 80 et 96 km. Ils n'utilisent que quatre lancements réalisés à 38*N, ce qui ne peut donner que des informations de caractère qualitatif. Ils trouvent ainsi des
variations avec l'époque de l'année, lesquelles sont, aux différents niveaux, en accord avec les conclusions de Cook [ 1970 ] concernant la densité totale.
Ainsi, à 80 km, nCO^) présente une forte augmentation de l'hiver à l'été, avec une valeur moyenne aux équinoxes. Cette variation annuelle devient une variation semi-annuelle aux environs de 90 km. A ce niveau, la valeur d'été est égale à celle de l'hiver et les maxima se trouvent aux équinoxes. Au-dessous de 90 km, la variation avec le temps de nCO^) est du type de celle que nous avons trouvée pour l'altitude de 150 km et que nous présenterons au paragraphe 1.1.5.
1.1.4. 0xygène_atomique
L'observation de la concentration de l'oxygène atomique dans la thermosphère au-dessus de 120 km a été réalisée principalement par
spectrophotométrie de masse. Il n'y a que deux observations spectrophoto- métriques concernant ce composant. Toutefois, après avoir analysé les
résultats des observations de la concentration n(0) effectuées aux environs de 150 km par différents groupes d'expérimentateurs, von Zahn [ 1970] a conclu que l'observation de n(0) par spectrométrie de masse n'est pas valable. En réalité, la moyenne et la dispersion des valeurs individuelles diffèrent nettement de groupe à groupe. Donc, les différents échantillons ne peuvent pas appartenir à la même population. Cette conclusion statistique
traduit la forte influence du type d'appareil sur les résultats obtenus.
La densité totale obtenue en additionnant les densités observées des composants fondamentaux (0, 0^ et N2) est significativement inférieure à celle obtenue par le freinage des satellites. Or, Champion, Marcos et Mcisaac [ 1970] et Champion et Schweinfurt [ 1970] ont vérifié que les valeurs de la densité totale obtenues par l'étude du freinage des
satellites, sont équivalentes à celles obtenues en utilisant des accélé- romètres installés à bord des satellites. Donc, deux processus d'obser
vation totalement différents ont conduit aux mimes résultats. Cette conclusion met en évidence la validité de l'observation de la densité totale. De plus, Offerman et von Zahn [1971] ont essayé de réduire les difficultés expérimentales de l'observation de l'oxygène atomique. Ils ont rencontré des valeurs de la concentration nettement supérieures à celles obtenues par les autres expérimentateurs. Or, ce résultat et les considérations émises dans ce paragraphe et aux deux paragraphes antérieurs, sur l'observation de 0, de N^, de O2 et de la densité totale, indiquent que la différence rencontrée entre les valeurs obtenues par spectrométrie de masse ou à l'aide de satellites est principalement due aux difficultés d'observation de la concentration de l'atome d'oxygène,
A 150 km, la concentration de l'oxygène atomique ne diffère pas beaucoup de celle de N^. Par contre, la contribution de 0^ pour la
concentration totale est seulement de l'ordre de 4%. De plus, les concen
trations des autres composants sont vraiment plus faibles que celles de l'oxygène moléculaire. Donc, on peut estimer valablement la densité de l'oxygène atomique à 150 km (et de là la concentration), en utilisant les valeurs moyennes de la densité totale et de la densité de 0 et de N . En
-12 -3 . f ^
adoptant la valeur moyenne 1,96 x 10 cm pour la densite totale, 10 -3
von Zahn [ 1970] a obtenu la valeur 2,3 x 10 cm pour la concentration de l'oxygène atomique à 150 km.
Jusqu'ici nous n'avons justifié que la valeur de la concentration proposée par von Zahn. Toutefois, il nous intéresse aussi de connaître
les différents aspects de la variation de la concentration de 0. Or, l'impossibilité de profiter de l'observation de 0 dans l'étude de cette variation, nous oblige à utiliser des méthodes indirectes.
King-Hele et Walker [ 1971] et Ching [ 1972] en analysant des données de la densité totale obtenues à partir du freinage des satellites ont conclu que seulement la variation semi-annuelle et celle liée à
l'activité géomagnétique sont importantes à 150 km. D'autre part, au paragraphe 1.1.2., nous avons analysé des valeurs de la concentration de
observée à 150 km lors de conditions de faible activité géomagnétique et nous avons conclu que, sauf dans le cas des perturbations sporadiques d'origine mal connue, il n'y avait d'autre variation importante de la concentration de que celle traduisant l'évolution dans le temps de la moyenne journalière.
En tenant compte de ces diverses considérations sur les caractéristiques de la variation de la concentration de et de la densité totale, et en considérant le caractère majoritaire de 0 et à
4m
150 km, on doit conclure que la concentration de 0 à ce niveau a de très faibles variations avec l'heure du jour, avec la latitude ou avec l'act,ivité solaire. D'autre part, les calculs sur la photodissociation de 0^ montrent que la production, par jour, d'oxygène atomique ne dépasse pas à 150 km 2 à 3% de la quantité totale. Ainsi, la variation journalière relative doit être plus petite que celle de 0^ ce qui renforce la conclusion précédente.
Finalement, nous verrons au paragraphe suivant qu'une importante composante annuelle se superpose à la composante semi-annuelle.
Toutes ces considérations ne concernent que la région voisine de 150 km. Toutefois, on dispose actuellement de valeurs de la concentration de l'atome d'oxygène, observées aux environs de 95 km, dans la région de l'atmosphère où la distribution verticale de n(0) a un maximum. La
description des méthodes utilisées dans cette observation dépasse le but de ce travail. Cependant, nous avons besoin de présenter quelques aspects concernant l'obtention des résultats, afin de comprendre le degré de rigueur de l'observation indiquée.
Young [ 1969] et Dandekar et Turtle ( 1971 ] observent la raie verte de la luminescence du ciel en utilisant des photomètres installés à bord de fusées. Or, cette raie (X = 5577 A) est due à l'émission de lumière associée au passage des atomes excités d'oxygène dans l'état
1 3
0( S) vers l'état normal 0( P). D'autre part, ces auteurs acceptent que le mécanisme de formation des atomes excités 0(^S) est celui de Chapman.
Or, ce mécanisme est présenté par la réaction
0 + 0 + 0 0^ + 0( S)
La perte des atomes 0( S) n'est pas uniquement due aux
. . 13 11
transitions 0( S) -*■ 0( P) et 0( S) -► 0( D). En effet, une cause
importante de la désactivation des atomes 0(^S) est la transformation de l'énergie d'excitation en énergie thermique pendant les collisions avec les différentes molécules. En acceptant un équilibre photochimique, c'est-à-dire une perte égale à la production des atomes excités 0(^S), on établit une relation entre le nombre de photons (X = 5577 A) observés par unité de temps et la concentration de 0, laquelle détermine le taux de production des atomes excités 0(^S). Cependant, pour établir la relation indiquée, on doit utiliser le coefficient de la réaction de formation de 0(^S), le coefficient de déactivation par collision et le paramètre qui définit la probabilité de la transition 0(^S) -*■ 0(^D).
Malheureusement, la simulation au laboratoire des conditions à 95 km est très difficile. Ainsi, les valeurs utilisées des coefficients indiqués antérieurement ne sont pas rigoureuses. On doit donc s'attendre à des corrections significatives au fur et à mesure qu'on améliore
l'expérimentation. En effet, Young [ 1969] obtient une valeur maximum 12 -3
n(0) aux environs de 95 km égale à 10 cm . Par contre, Dankekar et Turtle [ 1971] en utilisant des valeurs plus récentes du coefficient de désactivation
11 -3 par collision obtiennent une valeur maximum de n(0) égale à 7 x 10 cm
1.1.5. Les variations avec l'époque de l'année
Nous avons montré, aux paragraphes précédents, que les valeurs des concentrations de et O^, à 150 km, peuvent changer suivant la variation continue ou sporadique du flux ultraviolet solaire, avec l'heure du jour, avec la latitude, avec l'activité géomagnétique et, certainement, avec l'époque de l'année. Il y a encore des phénomènes de caractère temporaire, mal connus, qui peuvent influencer fortement les concentrations. Dans ce
paragraphe, il est intéressant pour nous de soustraire de la variation totale.
les composantes sporadiques et celles associées à la latitude, à la variation journalière de la hauteur du soleil et à la variation continue du flux
solaire, de façon à obtenir l'évolution moyenne, pour toute une année, des moyennes journalières des concentrations de N^, 0^ et 0.
A la figure 5, nous présentons 35 valeurs de la concentration de observées à 150 km dès 1961 jusqu'à 1969. Tous ces résultats ont été recueillis par von Zahn [ 1970 ]. Ils correspondent à différentes heures
du jour, aux différents mois de l'année et sont représentatifs des conditions aux latitudes moyennes. De plus, ils ont été obtenus pendant une période suffisamment longue pour couvrir tout l'intervalle de la variation du flux ultraviolet solaire. En outre, les valeurs se rapportent généralement à des jours de très faible activité gêomagnêtique. Finalement, nous avons vu au paragraphe 1.1.2. que, dans ce cas, toutes les variations continues de la concentration nCN^), sont très faibles, à l'exception possible de celle qu'il nous intéresse de mettre en évidence.
De telles considérations permettent d'envisager une analyse d'ensemble des valeurs nCN^) à 150 km, qui conduit à la compensation des variations reliées aux phénomènes sporadiques et, aussi, à la compensation des faibles variations continues telles que la variation journalière, la variation avec la latitude, et celle due à la
variation du flux ultraviolet. Une telle évolution représente un phénomène périodique, dont les caractéristiques doivent se répéter chaque année. En outre, on peut accepter qu'elle est traduite par une fonction à variation bornée et ainsi qu'elle peut être exprimée par une série de Fourier. Dès lors,
00
n(N ) » r A sin(ii wt + <|) ) (1.5)
U » O ^
où A et <j) sont respectivement l'amplitude et la phase correspondant à la composante p ; w » 2ir rad par an; et t représente le temps. La composante d'ordre zéro est indépendante du temps et égale à la valeur moyenne. Ainsi, sans perte de rigueur, on peut faire = 0. Pour y = 1,
on obtient la composante annuelle et y = 2 se rapporte à la composante semi-annuelle.
C O N C E N T R A T IO N D E N
JOURS DE L’ANNEE
Fig. 5.- Variation avec le temps de la moyenne journalière de la --- concentration de N2. Les croix indiquent les valeurs
observées. Les courbes en trait interrompu, mixte et plein représentent, respectivement, la composante annuelle, la composante semi-annuelle et la variation résultante.
Nous avons accepté, a priori, l'hypothèse, justifiée par les résultats, que les trois premières composantes sont suffisantes pour définir la fonction indiquée. Dès lors, la résolution du problème reste réduite à l'obtention des valeurs des 5 paramètres A^, A2, ^2’
pourrait les déterminer très facilement en utilisant la méthode des moindres carrés. Toutefois, le nombre limité de valeurs nCN^) dont on dispose et la forte dispersion de ces valeurs nous a obligé à suivre une solution de compromis entre la méthode mathématiquement rigoureuse et la possibilité de diminuer le nombre de paramètres inconnus en utilisant des connaissances obtenues à partir de l'analyse des données de la densité totale.
King-Hele et Walker [ 1972] présentent des valeurs de la densité totale obtenues aux environs de 150 km, à partir du freinage d'un
satellite. L'observation ne dépasse pas 9-10 mois; toutefois, après avoir soustrait les effets de l'activité géomagnétique et solaire, les résultats indiquent une variation avec le temps, qui est très approximativement traduite par une composante semi-annuelle caractérisée par un écart entre les extrêmes égal à 31% de la valeur minimum et une valeur 4>2 “ “ 2,07 rad.
Les résultats n'indiquent pas une composante annuelle significative. Or, si on accepte l'écart et la valeur (J> indiqués et si on utilise la
-12 3 ^ ^
moyenne 1,96 x 10 g/cm , [von Zahn, 1970 ] , pour la densité totale,
^150’ ^ obtient la variation de par la relation
= (1,96 + 0,27 sin(2wt - 2,07)) x lo"^^ g cm"^ (1.6)
Cette formule a été déduite à partir de valeurs se rapportant à une période relativement courte. Ainsi, elle ne peut représenter qu'une première approximation de la variation moyenne de la densité totale
pendant un an. Toutefois, on verra, dans la suite, que la composante semi- annuelle traduite par (1.6) se rencontre aussi dans la variation moyenne de la concentration de N^.
Nous avons pris, dans le cas de nCN^), une composante semi-annuelle caractérisée par l'écart relatif et par la valeur indiqués. La somme de cette composante avec la moyenne est indiquée à la figure 5 pour tous les jours de l'année. De plus, nous avons soustrait à chacune des 35 valeurs nCN^) la valeur correspondante de la composante indiquée. Or, la variation résiduelle obtenue traduit une très nette composante annuelle sans montrer un vestige net d'une composante semi-annuelle. Ce fait ne se vérifierait pas
si on avait utilisé une approximation grossière de la composante semi-annuelle,
Nous avons inscrit, à la figure 5, la composante annuelle et aussi, la courbe résultante des trois composantes (p = 0, 1, 2), laquelle traduit la variation moyenne de nCN^) pendant un an. L'équation, qui exprime n(N2) par
la somme des 3 composantes, est la suivante
1 O _ O
nCN^) = (2,60 + 0,20 sin(wt ~ y) 0,35 sin (2wt - 2,07)) x 10 cm (1.7)
La composante annuelle a une valeur maximum en été et une valeur minimum en hiver. La composante semi-annuelle a 2 minima (janvier-juillet) et deux maxima (avril-octobre). Ainsi, la variation moyenne de n(N^) a un minimum absolu au mois de janvier. La valeur minimum de juillet est significativement plus grande que celle de janvier. Finalement, l'augmentation entre la valeur minimum de janvier et la valeur maximum d'avril est de l'ordre de 46%.
Nous avons estimé la variation moyenne de 0(0^) en utilisant le rapport n(02)/n(N2) des moyennes journalières de 0^ et N^ (courbe inter
médiaire de la figure (4))et en utilisant les valeurs n(N^) données par l'équation (1.7). Les valeurs obtenues sont indiquées par des croix à la fig. 6. De plus, ces valeurs nous ont permis de faire une analyse similaire à celle réalisée dans le cas de n(N^). La composante semi-annuelle est
représentée par la courbe de la fig. 6. Or, on vérifie qu'il existe un açcord presque parfait entre les valeurs indiquées par cette courbe et celles de n(Û2) qui ont été calculées avant. Dès lors, on doit conclure que la composante annuelle est pratiquement nulle et que la variation, pendant l'année, de la concentration de 0^ est bien traduite par la composante semi-annuelle. Finalement, l'évolution moyenne de 0^ est exprimée par 1'équation
nCO^) = I (2,43 + 0,32 sin (2wt - 2,07)] x 10^ cm"^ (1.8)
Maintenant, il est facile d'obtenir la variation moyenne de n(0).
En réalité, si on multiplie les deux membres de l'équation (1.7) par la masse de la molécule de et si on multiplie l'équation (1.8) par la masse de la molécule de 0^, on obtient respectivement la variation moyenne de la densité de et celle de la densité de 0^, à 150 km. En utilisant les deux relations qu'on vient d'indiquer et la relation (1.6), on arrive très facilement à l'équation
n(0) = [ (2,33 + 0,35 (sin wt + |) + 0,34 sin (2 wt - 2,07)] x 10^° cm"^
(1.9) qui traduit la variation moyenne pendant l'année de la moyenne journalière de n(0). La courbe, qui exprime cette équation et celles concernant les composantes annuelle et semi-annuelle, sont représentées à la figure 7.
Dans le cas de la concentration de l'oxygène atomique à 150 km, les composantes annuelle et semi-annuelle ont pratiquement la même amplitude.
Ainsi, la variation résultante présente un écart entre les extrêmes qui est vraiment plus important que ceux concernant les variations de N^, 0^ ou de
la densité totale. L'écart entre le minimum de juillet et le maximum
d'octobre est de l'ordre de 70% de la valeur minimum. Or, cette valeur est probablement une limite inférieure de l'écart cité. En réalité, on ne dispose pas à l'heure actuelle de beaucoup d'informations sur la densité aux environs de 150 km. Par contre, l'information sur la densité concernant les hautes couches de la thermosphère ou sur l'exosphère est vraiment
élevée. Or, dans ces régions le minimum de juillet a une valeur inférieure à celle de janvier (Cook, 1970 ]. Or, si la variation à 150 km, a des caractéristiques similaires à celles des niveaux supérieurs, on doit s'attendre à un écart plus grand que celui qui vient d'être indiqué.
L'analyse des observations que l'on vient de faire n'est pas complètement rigoureuse. Toutefois, elle met en évidence le caractère sélectif de la composante annuelle et le caractère pratiquement non
CONCENTRATION
Fig. 6.- Variation avec le temps de la moyenne journalière de --- la concentration de O2. Les croix indiquent des valeurs
calculées. La courbe en trait plein représente en même temps la composante semi-annuelle et la variation
résultante. La composante annuelle est négligeable.
C O N C E N T R A T IO N
Fig. 7.- Variation avec le temps de la moyenne journalière de la --- concentration de l'oxygène atomique. Les courbes en traits
interrompu, mixte et plein représentent, respectivement, la composante annuelle, la composante semi-annuelle et la variation résultante.
