Ionosphère

• 1901 : Marconi établit une liaison transatlantique par radio.
• 1902 : Les ondes électromagnétiques ne se propagent qu'en ligne droite, du moins dans un milieu homogène. Pour expliquer comment les signaux radiotélégraphiques émis par Marconi ont pu contourner la rotondité de la Terre, Heaviside en Angleterre et Kennelly en Amérique imaginent l'existence à très haute altitude de couches réfléchissantes pour les ondes radio : les couches de Kennelly-Heaviside.
• 1925 : Le physicien anglais Appleton met en évidence par l'expérience la présence des couches imaginées par Heaviside et Kennelly. Ces couches prennent le nom de couche d'Appleton.
• 1925 : Peu après Appleton, les physiciens américains Gregory Breit et Merle Antony Tuve mesurent la hauteur des couches de l'ionosphère à l'aide d'un émetteur d'impulsions radioélectriques.
• 1929 : Le mot ionosphère, proposé par Robert Watson-Watt, remplace celui de couche d'Appleton.
• 1931 : Sydney Chapman élabore sa théorie de formation des couches de l'ionosphère par l'action du rayonnement UV solaire.
• 1999 : L'International Reference Ionosphere, un modèle de l'ionosphère terrestre, est introduit en 1969 par l´Union radio-scientifique internationale (URSI) en accord avec le Committee on Space Research (COSpAR)[3], puis est rediscuté et corrigé chaque seconde année par une commission spéciale internationale. Ce modèle est un standard international depuis 1999.

La densité de l'air qui constitue l'atmosphère diminue à mesure que l'on s'éloigne de la surface du sol. À 60 km d'altitude, la pression de l'air n'est plus que de 2 Pa. L’atmosphère au-delà de 60 km agit comme filtre absorbant du rayonnement solaire, des rayons ultraviolets et X dont l’énergie est complètement absorbée dans la thermosphère. Ainsi, la surface terrestre est protégée de ces rayons agressifs dont l’énergie se perd dans des réactions déchirant des molécules (dissociation) ou leur arrachant un électron (ionisation). La dissociation des molécules fait apparaître des atomes O (provenant de dioxygène O₂) d’une part, et N (de diazote N₂) d’autre part. La plupart de ces derniers disparaissent par formation de molécules NO. Une partie non négligeable de tous ces composants neutres est ionisée de façon qu’il y a au milieu des neutres une population de différents ions et une autre d’électrons libres au même nombre total.

Une ionisation très localisée et pendant une très courte durée peut être provoquée par les chutes de météorites.

Dans la partie basse de l'ionosphère, la densité de molécules d'air est encore élevée, les collisions entre électrons et ions sont fréquentes ; un électron peut retrouver rapidement un ion positif : la recombinaison est rapide. Dans les couches les plus hautes, la recombinaison est plus lente et l'ionisation ne diminue que lentement après que le rayonnement solaire s'interrompt avec le coucher du Soleil.

Le sondeur vertical (ou ionosonde) est une sorte de radar dont la fréquence est variable entre 1 et 30 MHz. L'émetteur envoie des impulsions très brèves qui sont réfléchies à une altitude dépendant de la fréquence et de la densité électronique dans l'ionosphère. La mesure du temps séparant l'impulsion émise et la réception de l'écho permet de calculer l'altitude à laquelle s'est effectuée la réflexion. Le tracé de cette altitude (virtuelle) en fonction de la fréquence est un ionogramme. L’Union radio-scientifique internationale (URSI) a produit une instruction pour le dépouillement de tels enregistrements[4], traduite en chinois, français, japonais et russe et qui est suivie mondialement.

Depuis les années 1960, les satellites artificiels et sondes spatiales ont permis une meilleure compréhension in situ des phénomènes ionosphériques et de leurs interactions avec la magnétosphère.

De plus, durant ces mêmes années, s'est développée une nouvelle technique d'étude de l'ionosphère depuis le sol : la diffusion incohérente. Dans cette technique, une onde UHF (400 MHz à 1 GHz suivant les installations) de très forte puissance (plusieurs centaines de kW) est émise vers l'ionosphère où elle est diffusée dans toutes les directions par les électrons ionosphériques. La puissance reçue au sol en retour est très faible et nécessite de grandes antennes et un traitement du signal pour extraire les informations. Cette technique permet d'avoir accès à la composition de l'ionosphère, la température des ions, ainsi qu'aux vitesses de déplacement de ces ions (« vents ionosphériques »). Des sondeurs furent installés en France à Saint-Santin-de-Maurs avec trois récepteurs dont le radiotélescope de Nançay, en Grande-Bretagne à Malvern, aux États-Unis à Millstone Hill et Arecibo (Porto Rico), au Pérou à Jicamarca, ainsi qu'en Russie. Les trois derniers ainsi qu'Eiscat, le sondeur européen implanté dans le Grand nord scandinave, sont toujours en activité.

Le 19 octobre 1954, dans la journée, un récepteur à bord d’une fusée française Véronique a enregistré des émissions ondes moyennes de deux émetteurs distants (au sol) et a pu déterminer deux limites inférieures nettement marquées de la densité électronique à 72 et 81 km d’altitude[5].

Un instrument[6] emporté par une fusée de la NASA a déterminé la frontière entre l'atmosphère et l'ionosphère durant des conditions aurorales à 118 km d'altitude[7] (sur le trajet de cette fusée). Cette information pourrait être importante pour la compréhension du climat. Trois micro-satellites ont été lancés le 22 novembre 2013 dans le cadre de la mission SWARM de l'Agence spatiale européenne afin de réaliser d'autres mesures.

On distingue généralement trois couches aux propriétés propres vis-à-vis de la propagation des ondes.

Couches de l'ionosphère

• Couche D : altitude de 60 à 90 km, pression 2 Pa, température −76 °C, densité électronique 10⁴ cm⁻³. Constituée d'ions polyatomiques. Absorbante pour les ondes de fréquence inférieure à quelques MHz, elle apparaît avec le lever du Soleil et disparaît immédiatement après le coucher de celui-ci.
• Couche E, ou couche de Kennelly–Heaviside : altitude de 90 à 120 km, pression 0,01 Pa, température −50 °C, densité électronique 10⁵ cm⁻³. Constituée d'oxygène et monoxyde d'azote moléculaires ionisés et d'ions météoritiques. Diurne et présente tout au long du cycle solaire. Elle réfléchit les ondes de quelques MHz jusqu'à une fréquence limite qui dépend de l'angle d'incidence de l'onde sur la couche et de la densité de celle-ci. Au cours de l'été, en moyennes latitudes, apparaissent parfois pendant quelques dizaines de minutes, voire quelques heures, des « nuages » fortement ionisés dans la couche E (on parle de sporadique E ou Es)
• Couche F : altitude de 120 à 800 km, pression 10⁻⁴ Pa, température 1 000 °C, densité électronique 10⁶ cm⁻³. Constituée d'atomes d'oxygène, d'azote et d'hydrogène. Très dépendante de l'activité solaire, elle présente un niveau d'ionisation très important pendant les maxima du cycle solaire. Son altitude fluctue en fonction du rayonnement solaire ; la couche F se décompose pendant la journée en deux sous-couches F1 et F2. Ces deux sous-couches se recombinent la nuit plusieurs heures après le coucher du Soleil mais il arrive qu'elles persistent toute la nuit lors des maxima d'activité solaire. Comme pour la couche E, le rôle de la couche F est essentiel pour la propagation des ondes courtes.

Pour expliquer la formation des couches ionisées, il est important de connaître la composition de l’atmosphère neutre qui varie en fonction de l’altitude. Dans des conditions idéales, chaque composant se distribuerait indépendamment des autres. C'est-à-dire que la partie des gaz légers augmenterait en fonction de l’altitude. Ceci est vrai pour des altitudes élevées de la thermosphère. Mais, au-dessous d’environ 100 km, des mouvements remontants à des origines différentes (par exemple les marées) mélangent les composants de façon que la composition reste la même partout, les composants prépondérants sont diazote et dioxygène. Un autre phénomène change considérablement la composition dans la thermosphère, à savoir la dissociation des molécules. Le dioxygène en particulier est transformé en oxygène atomique, dont l’ionisation est provoquée par une autre partie du spectre ultraviolet. Avec ces atomes, la dissociation de diazote mène à la formation de la molécule NO. Enfin, dans la très haute thermosphère, il y a prépondérance des gaz légers, à savoir Hélium et Hydrogène.

fréquence maximale utilisable et fréquence minimum utilisable

Du fait qu'en incidence oblique, la gamme de fréquences réfléchies par l'ionosphère est décalée vers des fréquences supérieures, on applique des fréquences de plus en plus élevées pour des distances plus élevées. Ceci est valable jusqu'à une limite due à la courbure de la terre et qui est de l'ordre d'environ 3 500 km. Des distances au-delà de cette limite ne peuvent être réalisées avec un seul bond soit une seule réflexion sur l'ionosphère. Pour les plus grandes distances, il y a les parcours à réflexions multiples. Temps et parcours - nombre de réflexions - étant donné qu'il existe une gamme de fréquences à l'aide desquelles une liaison convenable peut être obtenue. Elle est limitée vers le haut par la "Maximum Usable Frequency" - MUF et vers le bas par la "Lowest Usable Frequency" - LUF. Or la MUF se détermine exclusivement par la densité électronique d'un seul des points de réflexion, à savoir celui avec la plus faible valeur. Par contre, la LUF dépend, elle, de l'atténuation totale le long du parcours qui croit avec le nombre de passages à travers les couches absorbantes E et surtout D. La LUF dépend donc de la puissance de l'émetteur et de la sensibilité du récepteur, la MUF en est indépendante.

En 2014, pour évaluer les effets (et leur étendue géographique tridimensionnelle) des tempêtes géomagnétiques sur les trois couches de l'ionosphère équatoriale, Olawepo & al. ont utilisé des données issues de deux stations ionosondes équatoriales africaines. Ces données ont permis de retrouver, et d'étudier, les effets et signatures de quatre fortes tempêtes géomagnétiques[12].

Ce type de tempêtes géomagnétiques a des effets plus ou moins marqués, mais retrouvés sur les trois couches de l'ionosphère. Dans les couches inférieures de l'ionosphère équatoriale les effets ne sont significatifs que jaugés par rapport à l'effet au niveau de la couche F2. Dans la couche E, la hauteur d'ionisation a varié de 0% à + 20,7% (contre -12,5% à + 8,3% pour la couche F2)[12].

Il est possible d'utiliser les données transmises par des stations au sol pour corriger en partie les effets de l'ionosphère. Ces stations peuvent calculer la déviation entre la position obtenue par un GNSS et la position exacte connue de la station. Le DGPS considère que la déviation de la géo-localisation est suffisamment proche dans une même région pour appliquer la même correction à son positionnement que celle calculée par la station au sol la plus proche. Ces corrections peuvent être transmises par des satellites, c'est le cas de nombreux systèmes SBAS.

Lors de l'étude évoquée plus haut, sur les réactions des couches de l'ionosphère aux grandes tempêtes géomagnétiques, la version 2007 du modèle de temps de tempête IRI-07, qui est la référence internationale pour la modélisation de ce type de variations de l'ionosphère a bien reproduit les réponses de tempêtes réelles au niveau de la couche E, mais elle surestimait les profils réels de tempête pour les couches F1 et F2[12].