Pénétration du champ électrique et flux d’ions et d’ENA précipitant sur Mars 

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Un scénario possible de l’évolution climatique

Les vallées fluviatiles et les taux d’érosion élevés laissent penser que le climat martien était plus chaud et plus humide dans le passé. L’un des enjeux majeurs de l’étude de Mars est de savoir comment a évolué cette atmosphère primitive à partir des différents éléments présentés au paragraphe précédent.
Nous présentons ici un exemple de schéma possible de l’évolution du climat martien proposé par Jakosky et Phillips (2001) complété par les récentes données minéralogiques fournies par l’instrument OMEGA sur Mars Express et par les rovers Spirit et Opportunity de la mission Mars Exploration Rovers. Ce scénario, dont les dates sont approximatives, reste très incomplet et pourrait être remis en cause par des observations futures.
Un scénario possible de l’évolution climatique.
– Début du Noachien (~4.6 – 3.9 Gyr).
Au début du Noachien, peu de temps après la formation de la planète, Mars, comme les autres planètes a subi un fort bombardement (Gomes et al. 2005), qui a créé les grands bassins martiens (Tanaka 1986) et qui a pu provoquer une forte érosion de l’atmosphère de Mars (Melosh et Vickery 1989). Brain et Jakosky (1998) ont estimé qu’entre 50 et 90% de l’atmosphère martienne aurait pu être éjectée. Cependant une partie des impacts aurait aussi pu enrichir l’atmosphère en éléments volatils comme l’eau ou le dioxyde de carbone (Owen et Bar-Nun 1995).
Par ailleurs, le rayonnement UV solaire était sans doute beaucoup plus important à cette époque qu’il ne l’est actuellement comme on peut l’observer sur des étoiles analogues solaires plus jeune, (T-Tauri). Le chauffage important induit par ce rayonnement aurait pu provoquer d’importantes pertes d’atmosphère d’une atmosphère, par échappement hydrodynamiques. C’est durant cette époque que les vallées fluviales se seraient formées. L’atmosphère martienne à cette époque était donc probablement plus chaude et plus humide et les taux d’érosion à la surface plus intenses que ceux de la période actuelle. L’altération de la surface, alors aqueuse et alcaline (« phyllosian era ») aurait formé les phyllosilicates observés par l’instrument OMEGA à bord de Mars Express. (Bibring et al. 2006)
C’est aussi à cette époque que se serait formé le dôme Tharsis, la plus importante région volcanique de Mars (Phillips et al. 2001). La dynamo due au mouvement de convection dans le noyau liquide aurait donné naissance à une magnétosphère au début du Noachien protégeant la planète du vent solaire mais qui se serait rapidement arrêtée entre ~-3.7 et -4.1 Gyr (Acuña et al. 1999). La fin du bombardement météoritique aurait continué à modifier la surface de Mars.
– Fin du Noachien – Début Hespérien : (~3.9 –3.7 Gyr).
A la fin du Noachien vers –3.9 Gyr, la formation volcanique du massif Tharsis tout comme la période de bombardement tardive a pu considérablement modifier l’atmosphère de Mars en relâchant de grandes quantités de soufre, de dioxyde de carbone et de vapeur d’eau, et ainsi maintenir un environnement plus chaud que le climat actuel (Phillips et al. 2001 ; Solomon et al. 2005). La déformation de la lithosphère due au poids de Tharsis aurait provoqué une dépression dans un rayon d’environ 5000 km, dans la région où sont concentrées les vallées de débâcles. C’est à cette époque que se seraient formés le grand canyon Valles Marineris (Phillips et al. 2001) et peut-être l’Océan Borealis (Baker et al. 1991)
Au cours de cette période (« theikian era »), l’environnement martien serait devenu plus acide suite à un volcanisme intense qui aurait aussi relâcher de grandes quantité d’eau conduisant à la formation des grandes quantités de sulfates observées par l’instrument OMEGA sur Mars Express et par le rover Opportunity dans la région de Terra Meridiani. La disparition de la dynamo martienne a eu pour conséquence la disparition de la magnétosphère associée ce qui aurait pu faciliter l’érosion de l’atmosphère par le vent solaire (Luhmann et al. 1992). Ces pertes auraient pu être particulièrement importantes à cette époque où le flux ionisant solaire était plus important (~6 fois le flux actuel) et la majeur partie de l’atmosphère disparaître à la fin de cette phase.
– Hespérien – Amazonien (~3.7 – 0 Gyr)
Depuis la fin de l’Hespérien jusqu’à aujourd’hui, la planète Mars a probablement été toujours froide. Cette période se caractérise par une activité hydrologique et volcanique plus faible. L’environnement martien serait passé progressivement d’un environnement acide à l’environnement actuel suite à la diminution de l’activité volcanique. (passage de « theiikien » au « siderikien »). Durant le « sidérikien » l’eau liquide n’aurait joué aucun rôle majeur dans les processus d’altération de la surface, bien que des écoulements, déclenchés par de l’activité volcanique ainsi qu’une activité hydrothermale, aient encore probablement existés. Des processus lents pouvant résulter de l’action du peroxyde H2O2 avec la surface auraient modifié uniquement la surface sur quelques millimètres seulement et seraient à l’origine de la formation des grandes quantités d’oxydes ferriques anhydres observés. Ces oxydes, observés par l’instrument OMEGA (Bibring et al. 2006) et par les deux rovers Spirit (Arvidson et al. 2006) et Opportunity (Squyres et al. 2006) auraient été redistribués sur de grandes surfaces par des processus éoliens.
Les changements d’inclinaison et d’excentricité de l’orbite martienne (Laskar et al. 2004) ont pu provoquer une redistribution des réservoirs de glace d’eau et des modifications partielles des conditions climatiques (Montmessin 2006). Durant les périodes de fortes inclinaisons de l’axe de rotation de Mars, les modèles prédisent un cycle de l’eau plus important pouvant alors conduire à la formation de glaciers de plusieurs centaines de mètre d’épaisseur sur les flancs des volcans (région de Tharsis et Olympus Mons par exemple) (Forget et al. 2006). Ces changements d’inclinaison et d’excentricité de l’orbite martienne sont à l’origine des couches sédimentaires observées dans les calottes polaires (Laskar et al. 2004) observées récemment à très haute résolution par la caméra HiRiSE à bord de Mars Reconnaissance Orbiter (MRO) (Fishbaugh et al. 2007).

Structure verticale de l’atmosphère martienne

L’atmosphère martienne est composée essentiellement de CO2. Sa pression moyenne à la surface, de 6 mbar, fut mesurée dès les années 60 par des observations au sol (Owen 1966) et par les missions Mariner 4, 6, 7 et 9 (Kliore et al 1965, Barth 1974). Cette pression varie de 20-30% environ avec la condensation saisonnière du CO2 au niveau des calottes polaires. La température à la surface est voisine de 220 K avec des variations importantes en fonction de l’heure locale, de la latitude et de la saison. Cette atmosphère froide et très ténue (la pression sur Terre est 166 fois plus élevée) rend impossible la présence d’eau liquide de façon durable. L’écart important de température entre le jour et la nuit (environ 60 K) au voisinage de la surface est à l’origine d’une couche convective d’environ 10 km d’épaisseur dans laquelle la température décroît de 4.3K/km (Leovy 2001).
Au-dessus de cette couche convective, dans la troposphère, la décroissance de la température est moins forte, la température peut approcher la limite de condensation de CO2 (~ 140 K) vers 40 km.
Vers 15 km, une inversion de température a été observée dans le profil de température obtenu in-situ par l’atterisseur Pathfinder. Cette inversion a été attribuée à la présence de nuages de glaces d’eau ce qui a été confirmée par les études théoriques (Schofield et al. 1997 ; Haberle et al. 1999). Des nuages de CO2 ont aussi été observés jusqu’à des altitudes voisines de 100 km (Montmessin et al. 2006). La température de l’atmosphère martienne est très fortement dépendante de la quantité de poussière en suspension (Gierasch et Goody 1972) en particulier lorsque Mars se rapproche du soleil lors du solstice d’hiver, des tempêtes de poussières peuvent se produire sur de vastes étendues.
Dans la moyenne atmosphère ou mésosphère (40-100km), le profil vertical de température est déterminé par l’équilibre entre le rayonnement solaire absorbé et le rayonnement émis par l’atmosphère en particulier par la bande à 15 μm du CO2. Les gradients de températures induits par la différence du flux solaire incident reçu du côté jour et du côté nuit sont à l’origine d’un réseau complexe de vents horizontaux dont la vitesse a pu être mesurée directement par les sondes Viking lors de leur descente dans l’atmosphère martienne et plus récemment par la mission Pathfinder. L’absorption du rayonnement UV dans la mésosphère est à l’origine d’une chimie complexe, liée à la photodissociation des composés moléculaires comme CO2, H2O, N2.
Au -dessus de 100 km, dans la thermosphère, l’absorption du rayonnement UV solaire entraîne un chauffage de l’atmosphère, l’ionisation des éléments principaux et de nombreuses réactions chimiques entre ions et neutres. Ces réactions sont en partie à l’origine :
– du rayonnement UV émis par l’atmosphère martienne (voir chapitre 3).
– de l’échappement des éléments lourds sous forme atomique (N, C, O).
Les variations diurnes des mécanismes de photodissociation, photoionisation et de chauffage sont à l’origine de la circulation thermosphérique.
Enfin au-dessus de 200 km, la densité devient tellement faible, que les collisions entre particules deviennent négligeables. Dans cette région, les espèces neutres ont des trajectoires balistiques. Cette région terminale des atmosphères planétaires s’appelle l’exosphère. Dans ce chapitre nous allons décrire plus en détail la haute atmosphère martienne (hétérosphère), c’est à dire la thermosphère neutre située entre 100 et 200 km environ, l’ionosphère et l’exosphère. La figure 1.1 donne les profils de température de Mars mesuré par les sondes Viking 1 et 2 lors de leur descente dans l’atmosphère et les principales régions de l’atmosphère de Mars.

Les populations non-thermiques de l’exosphère

On distingue généralement, les populations thermiques caractérisées par une température égale à la température à l’exobase (~200 K en minimum d’activité solaire) et les populations chaudes caractérisées par des températures beaucoup plus grandes. Les modèles actuels prédisent des composantes chaudes pour plusieurs éléments atomiques (C, N, O, H). Ces populations chaudes proviennent essentiellement des réactions photochimiques ayant lieu dans l’ionosphère. Pour l’oxygène la réaction principale est (McElroy 1972) :
O2+ + e− → O* + O* (R1.5).
Pour le carbone les réactions principales sont (Fox et Bakalian 2001)
CO + hν → C + O (R1.6).
CO+ + e− → C + O (R1.7).
Pour l’azote les réactions principales sont (Fox 1993)
N2+ + e− → N + N (R1.8).
N2 + hν → N + N (R1.9).
Pour H, les réactions principales sont : (McElroy et al. 1982)
CO2+ + H2 → HCO2+ + H * (R1.10).
O2++H2→HO++H* (R1.11).
CO2 H + + e− → CO2 + H * (R1.12).
Les réactions d’échange de charge dans l’exosphère peuvent aussi produire des populations chaudes, nous reviendrons sur ces mécanismes dans la section suivante.
Les recombinaison dissociative d’ions doublement chargés comme CO2++ pourraient aussi être des sources importantes d’atomes chaud. Les ions CO2 ++, dont le pic de densité est estimé entre 300 et 500 cm-3 n’ont pas été détectés jusqu’à présent (Witasse et al. 2002).
La recombinaison dissociative de O2+ est une réaction importante dans les ionosphères des planètes telluriques. Elle produit des atomes d’oxygène dans les états excités O(1S), O(1D) qui contribuent au rayonnement des planètes (voir chapitre 3), en particulier la raie verte et le doublet rouge à respectivement 557 nm et 630 nm, dans la région F de l’ionosphère terrestre (entre 150-250 km). Ces émissions sont dues aux transitions :
O(1 S) → O(1 D) + hυ (557nm) (R1.13).
O(1 D) → O(3 P) + hυ (630nm) (R1.14).
La recombinaison dissociative résulte de l’interaction entre un ion moléculaire AB+ et un électron e- qui peut conduire à 4 types de réactions : La recombinaison radiative (AB+ + e- AB+ hν), la recombinaison dissociative (AB+ + e- A* + B), l’excitation dissociative (AB+ + e- A* + B+ +e-), la formation de paires d’ions (AB+ + e- A- + B+).
Les processus de recombinaison radiative ont des sections efficaces généralement beaucoup plus faibles que les recombinaisons dissociatives. Les sections efficaces de l’excitation dissociative peuvent être plus importantes que celles de la recombinaison dissociative pour des électrons de ~10eV. C’est le cas en particulier pour la recombinaison de l’ion O2+ (Peverall et al. 2001) et de l’ion N2+ (Peterson et al. 1998). Ce processus pourrait être important dans les processus auroraux (Sheehan et St Maurice 2004).
Les sections efficaces de formation de paires d’ions ont été peu étudiées, pour la recombinaison des ions NO+, elles sont environ deux ordres de grandeur plus faibles que celles de la recombinaison dissociative et sont probablement faibles pour les recombinaisons des ions O2+ et N2+. (Sheehan et St Maurice 2004).
Une réaction de recombinaison dissociative peut être représentée de façon plus précise par la réaction : AB+ + e− → AB** → A* + B (R1.15).

Modélisation de l’interaction entre le vent solaire et l’exosphère de Mars

L’interaction du vent solaire avec l’exosphère de Mars est modélisée à l’aide d’un modèle hybride. Le modèle hybride 3D utilisé a été développé par Ronan Modolo durant sa thèse (Modolo 2005). Dans ce modèle, les ions sont décrits comme des particules tests tandis que les électrons sont représentés par un fluide sans masse. Le plasma solaire est composé de 95% de protons H+ et de 5% de particules alpha (He++). La densité des protons du vent solaire est en moyenne de 2.4 cm-3 et les températures des deux populations sont de quelques eV pour les protons et une dizaine d’eV pour les particules alpha. La température électronique est d’environ 105 K. La vitesse d’écoulement du vent solaire non perturbé est de 400 km.s-1 soit environ dix fois la vitesse d’Alfvén des protons et dix fois la vitesse du son.
Les ions sont régis par les équations du mouvement qui sont couplées à l’équation de conservation de la quantité de mouvement électronique et aux équations de Maxwell. Les effets cinétiques ioniques sont pris en compte de manière auto-cohérente dans ces modèles. Ce type de modèle est bien adapté à la description des processus physiques dont les échelles caractéristiques spatiales et temporelles sont comparables à celles des trajectoires des ions.
Le modèle hybride 3D permet de déterminer l’environnement magnétique, les densités ioniques, les taux de productions d’ions et les densités d’ENA autour de Mars. Pour améliorer la détermination des flux de particules s’échappant et réimpactant l’atmosphère de Mars, j’ai utilisé un code Monte Carlo de type « particule test » développé par R. Modolo. Ce code décrit la trajectoire des ions O+ dans l’environnement électromagnétique obtenu par le modèle hybride 3D.

Le criblage atmosphérique (« sputtering »)

L’utilisation du modèle hybride 3D et du modèle Monte Carlo de suivi des ions, permet de reconstruire la distribution spatiale des flux précipitant ainsi que la distribution en énergie et en angle d’incidence. Ces flux réimpactants sont ensuite introduits dans le modèle 3D Monte Carlo utilisé pour décrire la recombinaison dissociative, qui permet de décrire les collisions et les transferts d’énergie entre les particules incidentes et l’atmosphère atomique de Mars.
Les simulations ont été faites séparément pour les particules de faible énergie (< 500 eV) et les particules de haute énergie (> 500 eV). 100 000 particules test ont été utilisées pour simuler le criblage par les particules de basse énergie et 15 000 particules test ont été utilisées pour simuler le criblage par les particules de haute énergie. Cette différence est essentiellement dû au temps de calcul, beaucoup plus important dans le cas des particules de haute énergie dont l’efficacité est plus grande, en terme de rendement (voir la figure 1.9).
Pour chaque simulation, le poids des particules test simulées est le même. Un poids variable en fonction de l’énergie de la particule incidente permettrait d’optimiser la simulation et de mieux décrire les particules de haute énergie. Cependant, le fait d’avoir séparé les basses et les hautes énergies réduit l’importance de cette amélioration. Le rapport entre le nombre de particules tests simulées et la variation d’ordre de grandeur du flux énergétique est de ~10 dans chaque gamme d’énergie ce qui permet de simuler dans chaque cas les particules les plus énergétiques par une dizaine de particules tests. Les particules décrites ayant des énergies plus importantes que celles produites par recombinaison dissociative, le pas de temps dt utilisé pour le calcul des trajectoires et des collisions est plus faible, choisi égal à ~0.01s (dt est choisi tel que la particule la plus rapide se déplace d’une distance inférieure à la distance entre les frontières de la plus petite cellule). Un atome chaud incident est produit tous les pas de temps Δt = 80 000 dt.
La figure 2.2 représente l’évolution du yield (Eq. 1.16) en fonction du nombre de particules test simulées pour les particules incidentes d’énergie comprise entre 0 et 500 eV (2.2a) et pour les particules incidentes d’énergie supérieure à 500 eV (2.2b). Pour les particules de basse énergie, on constate que le yield devient stable après avoir simulé environ 15 000 particules test (fluctuation ~ 3%). Pour les particules de haute énergie, l’augmentation du yield entre 10 000 et 15 000 particules test est de 4% (de 3.03 à 3.16).

Couronne d’oxygène produite par recombinaison dissociative

La figure 2.3 représente les profils de densité d’oxygène (populations thermique et non-thermique) et d’hydrogène dans la région subsolaire en fonction de l’altitude, obtenus en périodes d’activité solaire minimale (en pointillé) et maximale (en trait plein). La rupture de pente observée dans les profils de densité d’oxygène indique la transition entre la région où domine la composante thermique et la région où domine la composante non-thermique (vers 550 km en minimum solaire et 700 km en maximum solaire). En période de minimum d’activité solaire, Lammer et al. (2000) trouvent une transition au voisinage de 600 km, ce qui est en bon accord avec notre résultat, en période de forte activité solaire (« Nozomi model »), ils trouvent une transition vers 500-550 km. Cette différence provient de la température de la composante thermique utilisée à l’exobase, Lammer et al. (2000) utilisent une température de 220 K ce qui réduit l’extension de la population thermique et diminue l’altitude de la transition.
Le rapport entre la densité d’oxygène exosphérique en période de maximum d’activité solaire et celle en période de minimum d’activité solaire varie de ~10 vers 300 km (là où la composant thermique domine à cause de la température exosphérique plus élevée en maximum d’activité solaire) à ~2-3 vers 2000 km (là où la composante non-thermique domine).
L’hydrogène devient l’espèce dominante vers 700 km d’altitude en période forte activité solaire, alors qu’en période de faible activité solaire, il est dominant au-dessus de 300 km.

Table des matières

Introduction : L’évolution du climat martien et l’érosion de l’atmosphère
I) Les trois âges martiens
II) Les réservoirs d’eau actuels
III) Les indices d’une l’évolution climatique significative
IV) Un scénario possible de l’évolution climatique
V) Les mécanismes d’échappement
Chapitre 1 : La haute atmosphère martienne et l’interaction avec le vent solaire
I.1) Structure verticale de l’atmosphère martienne
I.2) La thermosphère et l’ionosphère de Mars
I.2a) Composante neutre
I.2b) Composante ionisée (ionosphère)
I.3) L’exosphère de Mars
I.3a) Définition de l’exosphère
I.3b) Les populations non-thermiques de l’exosphère
1.3c) Modélisation de l’exosphère
I.4) L’interaction du vent solaire avec l’atmosphère de Mars
I.4a) Description de l’environnement magnétisé de Mars
I.4b) Influence du champ crustal
I.4c) Source d’ionisation et d’atomes neutres énergétiques
I.4d) Criblage atmosphérique
I.4e) Modélisation de l’interaction entre le vent solaire et l’atmosphère de Mars
Chapitre 2 Modélisation de l’exosphère et son interaction avec le vent solaire en période de minimum et de maximum d’activité solaire
II.1) Description du modèle
II.1a) Modélisation des couronnes thermiques d’hydrogène et d’oxygène
II.1b) Modélisation de la couronne non-thermique d’oxygène due à la recombinaison dissociative de O2.
II.1c) Modélisation de l’interaction entre le vent solaire et l’exosphère de Mars
II.1d) Le criblage atmosphérique (« sputtering »)
II.2) Résultats du modèle
II.2a) Couronne d’oxygène produite par recombinaison dissociative
II.2b) Production d’ions O+ et d’ENA
II.2c) Pénétration du champ électrique et flux d’ions et d’ENA précipitant sur Mars
II.2d) Couronne d’oxygène chaud produite par le criblage
II.3) Taux d’érosion et échappement de l’eau
II.3a) Taux d’érosion estimé en minimum et en maximum d’activité solaire
II.3b) Estimation de la perte d’eau par les mécanismes non-thermiques
Chapitre 3 L’instrument SPICAM et l’airglow martien
III.1) Définition et nomenclature spectroscopique
III.2) Les observations de l’airglow martien avant la mission Mars Express
III.2a) Les missions Mariner 6, 7 et 9
III.2b) Les observations depuis la Terre
III.3) Les mécanismes d’émissions
III.4) L’instrument SPICAM UV à bord de Mars Express
III.4a) La mission Mars Express
III.4b) L’instrument SPICAM-UV
III4.c) Observations de la haute atmosphère de Mars par SPICAM-UV
III.5) Traitement des données UV de SPICAM
III.5a) Principe du traitement des données
III.5b) Retrait de l’offset et du DCNU
III.5c) Calibration absolue et calcul de l’intensité intégrée
III.5d) Estimation des incertitudes
III.6) Géométrie des observations
III.6a) Les différents référentiels
III.6b) Reconstruction des lignes de visée dans le repère d’étude
III.6c) Correction de l’angle Mars-Soleil-Terre
Chapitre 4 : Le transfert de rayonnement
IV.1) Définitions
IV.1a) Intensité spécifique et flux
IV.1b) Absorption
IV.1c) Emissivité, coefficient d’émissivité atomique
IV.2) L’équation de transfert radiatif
IV.2a) Définition de l’équation de transfert radiatif
IV.2c) Présence d’une source interne : photons émis par impact de photoélectrons
IV.3) Le modèle itératif
IV.3a) Hypothèse et équations de base
IV.3b) Principe de la méthode itérative
IV.3c) Application à l’exosphère martienne
IV.4) Le modèle Monte Carlo
IV.4a) Hypothèses du modèle
IV.4b) Algorithme
Chapitre 5 : Etude de la raie Lyman α de l’hydrogène
V.1) L’émission Lyman α planétaire
V.1a) L’émission Lyman alpha
V.1b) Emission Lyman-α planétaire
V.2) L’émission Lyman-α vue par SPICAM
V.2a) Configuration géométrique des observations
V.2b) Intensité de l’émission Lyman-α
V.3) Modélisation de l’émission Lyman-α vue par SPICAM
V.3a) Emission Lyman-α interplanétaire
V.3b) Modèle direct : distribution d’hydrogène et transfert de rayonnement
V.4) Analyse des observations SPICAM
V.4a) Modèle de Chamberlain à une population
V.4b) Sensibilité à la calibration absolue
V.4c) Modèles à deux populations
V.5) Interprétation des résultats
V.5a) Température exosphérique et cycle solaire
V.5b) Origine de la population chaude
V.5c) Echappement d’hydrogène
V.6) Conclusion et Persectives
Chapitre 6 : Etude du triplet de l’oxygène
VI. 1) Le triplet OI – 130.4 nm planétaire
VI.1a) Le triplet de l’oxygène à 130.4 nm
VI.1b) Observation planétaire du triplet de l’oxygène
VI.1c) Analyse du triplet de l’oxygène martien observé par les missions Mariner
VI.2) Le triplet de l’oxygène vu par SPICAM
VI.3) Modélisation des sources d’excitation
VI.3a) Photons solaires
VI.3b) Excitation par impact des photoélectrons
VI.4) Analyse des données et résultats
VI.4a) Méthode d’analyse
VI.4b) Température exosphérique
VI.4c) Densité d’oxygène à l’exobase
VI.4d) Rapport de mélange de l’oxygène à 135 km
VI.5) Conclusion et perspectives
Conclusion
Annexe A : Modèle de Chamberlain
A.1) Classe de particules et intégrales premières du mouvement
A.2) Répartition des types de particules dans l’espace des vitesses
A.3) Résolution de l’équation de Liouville
Annexe B : Profil de diffusion atomique dans la thermosphère
B.1) L’équation de la diffusion pour un mélange de deux espèces
B.2) Profil de température et de coefficient de diffusion turbulente
B.3) Profil d’hydrogène thermosphérique
B.4) Profil d’oxygène thermosphérique
B.5) Flux limite de diffusion
Glossaire des missions et instruments cités
Les missions d’exploration
Missions et satellites en orbite terrestre
Les instruments
Bibliographie

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