Le champ magnétique terrestre (Earth's magnetic field)

Le champ magnétique terrestre, également appelé champ géomagnétique, prend naissance à l'intérieur de la planète et se projette dans l'espace, où il entre en contact avec le vent solaire, un flux de particules chargées émises par le Soleil. Ce champ est produit par des courants électriques résultant du mouvement convectif d'un mélange de fer et de nickel en fusion dans le noyau externe de la Terre. Ces courants de convection sont entraînés par l'énergie thermique s'échappant du noyau, un phénomène connu sous le nom de géodynamo.

Le champ magnétique terrestre, également connu sous le nom de champ géomagnétique, est le champ magnétique qui s'étend de l'intérieur de la Terre jusqu'à l'espace, où il interagit avec le vent solaire, un flux de particules chargées émanant du Soleil. Le champ magnétique est généré par des courants électriques dus au mouvement des courants de convection d'un mélange de fer et de nickel en fusion dans le noyau externe de la Terre : ces courants de convection sont provoqués par la chaleur s'échappant du noyau, un processus naturel appelé géodynamo.

À la surface de la Terre, la magnitude du champ magnétique varie entre 25 et 65 microteslas (0,25 à 0,65 Gauss). Considéré comme un dipôle magnétique, le champ est actuellement incliné d'environ 11° par rapport à l'axe de rotation de la Terre, ressemblant conceptuellement à une barre magnétique colossale positionnée à travers le centre de la planète selon cet angle. Le pôle géomagnétique Nord, situé près de l'île d'Ellesmere, au Nunavut, au Canada, fonctionne comme le pôle sud du champ magnétique terrestre. À l'inverse, le pôle géomagnétique Sud correspond au pôle Nord magnétique, une convention découlant du fait que l'extrémité nord de l'aiguille d'une boussole est attirée par le pôle Sud magnétique de la Terre.

Bien que les pôles magnétiques Nord et Sud résident généralement près de leurs pôles géographiques respectifs, ils présentent une migration progressive et continue sur des échelles de temps géologiques. Ce mouvement est suffisamment lent pour garantir l’utilité continue des boussoles standard pour la navigation. Néanmoins, le champ magnétique terrestre subit des inversions à intervalles irréguliers, s'étalant en moyenne sur plusieurs centaines de milliers d'années, au cours desquelles les pôles magnétiques Nord et Sud échangent brusquement leurs positions. De telles inversions de pôles géomagnétiques sont enregistrées dans les roches, fournissant des données précieuses aux paléomagnétistes pour reconstituer les champs géomagnétiques passés. Ces informations facilitent à leur tour l’étude de la dérive des continents et de l’expansion des fonds marins. La magnétosphère délimite l'étendue spatiale du champ magnétique terrestre dans le géoespace. S'étendant sur des dizaines de milliers de kilomètres dans l'espace, au-dessus de l'ionosphère, il protège la Terre des particules chargées du vent solaire et des rayons cosmiques. Sans cette protection, ces particules éroderaient la haute atmosphère, y compris la couche d'ozone, qui protège la planète des rayons ultraviolets nocifs.

Importance

Le champ magnétique terrestre dévie largement le vent solaire, empêchant ses particules chargées d'éroder la couche d'ozone, qui protège la planète des rayons ultraviolets nocifs. Un mécanisme de dépouillement atmosphérique implique que des gaz soient piégés dans des bulles de champ magnétique, qui sont ensuite détachées par le vent solaire. Les analyses de la perte de dioxyde de carbone de l'atmosphère martienne, attribuées au balayage des ions par le vent solaire, suggèrent que la dissipation du champ magnétique de Mars a conduit à un appauvrissement atmosphérique presque complet.

Le paléomagnétisme est la discipline scientifique dédiée à l'étude de l'ancien champ magnétique terrestre. La polarité du champ magnétique terrestre est préservée dans les roches ignées, ce qui permet de détecter les inversions de champ sous la forme de « rayures » distinctes centrées sur les crêtes médio-océaniques, indiquant l'expansion du fond marin. De plus, la stabilité des pôles géomagnétiques entre les inversions a permis au paléomagnétisme de retracer le mouvement historique des continents. Ces inversions constituent également le fondement de la magnétostratigraphie, une méthode utilisée pour dater les roches et les sédiments. De plus, le champ géomagnétique magnétise la croûte terrestre et les anomalies magnétiques qui en résultent peuvent être utilisées dans l'exploration de gisements de minerais métalliques.

L'humanité utilise des boussoles pour se guider depuis le 11e siècle de notre ère et pour la navigation depuis le 12e siècle. Même si la déclinaison magnétique subit des changements temporels, son taux de changement est suffisamment progressif pour que les boussoles de base conservent leur utilité de navigation. Grâce à la magnétoréception, divers organismes, depuis certaines espèces bactériennes jusqu'aux pigeons, utilisent le champ magnétique terrestre à la fois pour l'orientation et la navigation.

Caractéristiques

Le champ magnétique terrestre à un endroit donné est caractérisé par un vecteur tridimensionnel. Une méthode standard pour déterminer sa direction consiste à utiliser une boussole pour déterminer le nord magnétique. La différence angulaire entre le Nord magnétique et le Nord vrai est appelée déclinaison (D) ou variation. Lorsqu'il est orienté vers le nord magnétique, l'angle formé par le champ avec le plan horizontal est appelé inclinaison (I) ou pendage magnétique. L'intensité (F) du champ correspond à l'ampleur de la force qu'il applique à un aimant. Alternativement, le champ peut être exprimé à l'aide des composants de coordonnées X (Nord), Y (Est) et Z (Bas).

Intensité

L'intensité du champ magnétique terrestre varie généralement entre 22 et 67 microteslas (μT), ce qui équivaut à 0,22 et 0,67 gauss (G). En revanche, un puissant aimant de réfrigérateur présente un champ d’environ 10 000 μT (100 G). Plus précisément, cette intensité de champ est appelée densité de flux magnétique. Bien que l'unité SI soit le tesla (T), le gauss (G) est également couramment utilisé, le facteur de conversion étant 1 G = 100 μT.

Une représentation graphique illustrant les contours de l'intensité magnétique est désignée par graphique isodynamique. Selon le modèle magnétique mondial, l’intensité magnétique diminue généralement des régions polaires vers l’équateur. Une région d'intensité minimale est observée dans l'anomalie de l'Atlantique Sud, située au-dessus de l'Amérique du Sud, tandis que des intensités maximales sont enregistrées sur le nord du Canada, la Sibérie et la côte antarctique au sud de l'Australie.

L'intensité du champ magnétique terrestre n'est pas constante et subit des variations temporelles. Une enquête paléomagnétique menée par l'Université de Liverpool en 2021 a augmenté les preuves accumulées suggérant que l'intensité du champ magnétique terrestre présente un modèle cyclique tous les 200 millions d'années environ. Le chercheur principal a affirmé que « nos résultats, lorsqu'ils sont évalués en conjonction avec les ensembles de données existants, confirment la présence d'un cycle d'environ 200 millions d'années dans l'intensité du champ magnétique terrestre, qui est associé aux processus géologiques profonds de la Terre. »

Inclinaison

L'inclinaison est définie comme un angle allant de −90 ° (vers le haut) à 90 ° (vers le bas). Dans l’hémisphère Nord, le vecteur champ magnétique est dirigé vers le bas. Au pôle Nord magnétique, le champ est verticalement vers le bas, tournant progressivement vers le haut avec une latitude décroissante jusqu'à ce qu'il devienne horizontal (0°) à l'équateur magnétique. Cette rotation vers le haut persiste jusqu'à ce que le champ soit verticalement ascendant au pôle sud magnétique. Un cercle plongeant est utilisé pour mesurer l'inclinaison.

Un graphique isoclinique, qui représente les contours de l'inclinaison magnétique, est présenté pour le champ magnétique terrestre.

Déclinaison

La déclinaison est considérée comme positive lorsque le champ magnétique dévie vers l'est par rapport au nord géographique. Sa valeur peut être approchée en comparant l'orientation magnétique nord-sud indiquée par une boussole avec la direction d'un pôle céleste. Les représentations cartographiques intègrent généralement des données de déclinaison, soit sous forme de valeur angulaire, soit via un petit diagramme illustrant la relation entre le Nord magnétique et le Nord vrai. Les informations de déclinaison régionale peuvent être visualisées sur un graphique comportant des lignes isogoniques, qui sont des courbes de niveau représentant chacune une valeur de déclinaison constante.

Variation géographique

approximation dipolaire

À proximité de la surface de la Terre, le champ magnétique de la planète peut être modélisé avec précision comme provenant d'un dipôle magnétique situé au noyau de la Terre et incliné d'environ 11° par rapport à l'axe de rotation de la Terre. Ce dipôle est conceptuellement analogue à un barreau magnétique robuste, dont le pôle sud est orienté vers le pôle Nord géomagnétique. Bien que cette orientation puisse paraître contre-intuitive, le pôle nord d'un aimant est classiquement défini par sa tendance à s'aligner approximativement vers le nord (géographiquement) lorsqu'il est autorisé à tourner sans contrainte. Étant donné que le pôle nord d'un aimant attire les pôles sud et repousse les pôles nord, il s'ensuit qu'il est attiré vers le pôle magnétique sud de l'aimant intrinsèque de la Terre. La composante dipolaire constitue 80 à 90 % de l'intensité totale du champ magnétique dans la majorité des emplacements géographiques.

Pôles magnétiques

Historiquement, les définitions des pôles nord et sud d'un aimant étaient dérivées du champ magnétique terrestre, plutôt que l'inverse, étant donné qu'une des premières applications des aimants impliquait leur utilisation comme aiguilles de boussole. Le pôle Nord d'un aimant est classiquement désigné comme le pôle attiré par le pôle nord magnétique de la Terre, situé dans la région arctique, lorsque l'aimant est librement suspendu. Par conséquent, en raison du principe d'attraction des pôles opposés, le pôle magnétique nord de la Terre fonctionne effectivement comme le pôle sud de son champ magnétique global, caractérisé par une direction de champ descendant vers la Terre.

Les pôles magnétiques de la Terre peuvent être définis selon deux méthodologies distinctes : localement ou globalement. La définition locale identifie un pôle magnétique comme le point spécifique où le champ magnétique présente une orientation verticale. Cette caractéristique est quantifiable en mesurant l'inclinaison, qui enregistre 90° (vers le bas) au pôle magnétique nord et –90° (vers le haut) au pôle magnétique sud. Ces deux pôles présentent des schémas migratoires indépendants et ne sont pas diamétralement opposés sur le globe terrestre. Le pôle Nord magnétique, par exemple, a démontré des mouvements allant jusqu'à 40 kilomètres (25 mi) par an. Au cours des 180 dernières années, il a progressivement migré vers le nord-ouest, partant du cap Adélaïde sur la péninsule de Boothia en 1831 et atteignant une position à 600 kilomètres (370 mi) de Resolute Bay en 2001. L'équateur magnétique est délimité comme la ligne où l'inclinaison magnétique est nulle, ce qui signifie un champ magnétique horizontal.

À l'inverse, la définition globale du champ magnétique terrestre. repose sur un modèle mathématique. Lorsqu'une ligne est projetée à travers le centre de la Terre, alignée parallèlement au moment du dipôle magnétique d'ajustement optimal, ses intersections avec la surface de la Terre délimitent les pôles géomagnétiques Nord et Sud. Dans un scénario hypothétique où le champ magnétique terrestre serait parfaitement dipolaire, les pôles géomagnétiques et les pôles magnétiques coïncideraient, et les boussoles indiqueraient avec précision leur direction. Cependant, le champ magnétique terrestre réel incorpore une composante non dipolaire importante, ce qui entraîne une divergence entre ces types de pôles et rend les boussoles généralement peu fiables pour pointer directement vers l'un ou l'autre.

Magnétosphère

Bien qu'il soit principalement dipolaire à la surface de la Terre, le champ magnétique de la planète subit une distorsion à de plus grandes distances en raison du vent solaire. Ce vent solaire constitue un flux continu de particules chargées émanant de la couronne solaire, accélérant à des vitesses allant de 200 à 1 000 kilomètres par seconde. Ces particules transportent également leur propre champ magnétique, connu sous le nom de champ magnétique interplanétaire (FMI).

Le vent solaire exerce une pression considérable et, sans le champ magnétique terrestre, il éroderait l'atmosphère de la planète. Cependant, le champ magnétique terrestre repousse efficacement cette pression. La magnétopause, définie comme la région où ces pressions opposées atteignent l'équilibre, marque la limite de la magnétosphère. Malgré sa nomenclature, la magnétosphère est intrinsèquement asymétrique ; son côté solaire s'étend sur environ 10 rayons terrestres, tandis que le côté opposé s'étend en une queue magnétique pouvant atteindre au-delà de 200 rayons terrestres. Située au soleil de la magnétopause se trouve le choc d'arc, une zone caractérisée par une brusque décélération du vent solaire.

Au sein de la magnétosphère réside la plasmasphère, une région toroïdale composée de particules chargées de faible énergie, ou plasma. Cette région commence à une altitude de 60 km, s'étend sur environ 3 ou 4 rayons terrestres et englobe l'ionosphère. La plasmasphère tourne de manière synchrone avec la Terre. De plus, deux régions concentriques en forme de pneu, appelées ceintures de rayonnement de Van Allen, contiennent des ions de haute énergie dont les énergies varient de 0,1 à 10 MeV. La ceinture intérieure est située à 1 à 2 rayons terrestres, tandis que la ceinture extérieure se situe à 4 à 7 rayons terrestres. La plasmasphère et les ceintures de Van Allen présentent un chevauchement spatial partiel, l'étendue de ce chevauchement étant considérablement influencée par l'activité solaire.

Au-delà de son rôle de déviation du vent solaire, le champ magnétique terrestre détourne également les rayons cosmiques, qui sont des particules chargées de haute énergie provenant principalement de l'extérieur du système solaire. Une proportion importante des rayons cosmiques est empêchée de pénétrer dans le système solaire par la magnétosphère ou héliosphère du Soleil. En revanche, les astronautes sur la Lune sont confrontés à des risques considérables d’exposition aux radiations. Par exemple, un individu présent sur la surface lunaire lors d'une éruption solaire particulièrement intense en 2005 aurait reçu une dose mortelle de rayonnement.

Néanmoins, une fraction de ces particules chargées parvient à pénétrer dans la magnétosphère. Ces particules tournent en spirale le long des lignes de champ magnétique et oscillent entre les pôles plusieurs fois par seconde. De plus, les ions positifs dérivent progressivement vers l’ouest, tandis que les ions négatifs dérivent vers l’est, générant collectivement un courant annulaire. Ce courant contribue à réduire l’intensité du champ magnétique à la surface de la Terre. Les particules qui infiltrent l'ionosphère et entrent en collision avec les atomes atmosphériques produisent des phénomènes lumineux appelés aurores, émettant simultanément des rayons X.

Les conditions dynamiques au sein de la magnétosphère, collectivement appelées météo spatiale, sont principalement influencées par l'activité solaire. Un vent solaire faible permet une expansion magnétosphérique, tandis qu'un vent solaire fort induit une compression, permettant une plus grande pénétration du plasma solaire. Les tempêtes géomagnétiques, caractérisées par des périodes d'activité intense, sont déclenchées par des éjections de masse coronale (CME) du Soleil, qui propagent des ondes de choc dans tout le système solaire. Ces ondes de choc peuvent atteindre la Terre en deux jours environ. Les tempêtes géomagnétiques sont capables de provoquer des perturbations importantes ; par exemple, la tempête « Halloween » de 2003 a compromis plus d'un tiers de la flotte de satellites de la NASA. L'événement documenté le plus important, l'événement de Carrington de 1859, a généré des courants suffisamment puissants pour interférer avec les systèmes télégraphiques et a entraîné des aurores observées aussi loin au sud qu'à Hawaï.

Dépendance temporelle

Fluctuations à court terme

Le champ géomagnétique présente des variations sur des échelles temporelles allant de quelques millisecondes à plusieurs millions d'années. Les variations sur des échelles de temps plus courtes sont principalement attribuées aux courants au sein de l'ionosphère (en particulier la région de la dynamo ionosphérique) et de la magnétosphère, avec certaines fluctuations directement liées aux tempêtes géomagnétiques ou aux variations diurnes des courants. À l'inverse, les changements survenant sur une année ou plus signifient principalement des altérations à l'intérieur de la Terre, en particulier dans son noyau riche en fer.

La magnétosphère terrestre est fréquemment touchée par des éruptions solaires, qui provoquent des tempêtes géomagnétiques et déclenchent par la suite des aurores. L'indice K quantifie l'instabilité à court terme du champ géomagnétique.

Les données THEMIS indiquent que le champ magnétique, dans son interaction avec le vent solaire, diminue lorsque l'orientation magnétique s'aligne entre le Soleil et la Terre, une découverte contraire aux hypothèses antérieures. Ce phénomène pourrait entraîner des pannes de courant et des perturbations des satellites artificiels lors de futures tempêtes solaires.

Variation séculaire

Les modifications du champ magnétique terrestre se produisant sur des périodes d'un an ou plus sont appelées variation séculaire. Au cours de plusieurs siècles, on a observé que la déclinaison magnétique fluctue de plusieurs dizaines de degrés. Une animation qui l'accompagne illustre l'évolution des déclinaisons magnétiques globales au cours des derniers siècles.

La direction et l'intensité du dipôle géomagnétique présentent une variabilité temporelle. Au cours des deux derniers siècles, la force dipolaire a diminué à un rythme d'environ 6,3 % par siècle. L'extrapolation de ce déclin suggère que le champ pourrait devenir négligeable dans environ 1 600 ans. Néanmoins, la force actuelle s'aligne sur la moyenne observée au cours des 7 000 dernières années, et le taux de changement actuel n'est pas considéré comme anormal.

Une caractéristique notable de la composante non dipolaire de la variation séculaire est une dérive vers l'ouest, se produisant à un rythme d'environ 0,2° par an. Cette dérive présente une hétérogénéité spatiale et une variabilité temporelle. À l'échelle mondiale, la dérive moyenne s'est dirigée vers l'ouest depuis environ 1400 CE, contrastant avec une direction vers l'est observée entre environ 1000 CE et 1400 CE.

Les variations antérieures à l'établissement d'observatoires magnétiques sont préservées dans les archives archéologiques et géologiques. Ces changements historiques sont désignés sous le nom de variation séculaire paléomagnétique ou variation paléoséculaire (PSV). De tels enregistrements révèlent généralement de longs intervalles d'altération mineure ponctués de changements significatifs indiquant des excursions et des inversions géomagnétiques.

Une enquête de 1995 sur des coulées de lave sur Steens Mountain, dans l'Oregon, a initialement indiqué un taux de déplacement historique du champ géomagnétique allant jusqu'à 6° par jour, une découverte considérée comme remarquable. Cependant, une étude ultérieure publiée en 2014 par l'un des auteurs originaux a réévalué ces résultats, les attribuant plutôt à la démagnétisation thermique continue de la lave, plutôt qu'à un véritable changement du champ magnétique.

En juillet 2020, les chercheurs ont rapporté que les analyses de simulations et un modèle de champ d'observation contemporain ont révélé des taux maximaux de changement de direction du champ magnétique terrestre atteignant environ 10° par an. Ce rythme est près de 100 fois plus rapide que les changements actuels et un ordre de grandeur supérieur à celui estimé précédemment.

Inversions du champ géomagnétique

Alors que le champ magnétique terrestre se rapproche généralement d'un dipôle, dont l'axe est étroitement aligné sur l'axe de rotation de la planète, les pôles géomagnétiques Nord et Sud échangent périodiquement leurs positions. Les preuves de ces inversions géomagnétiques sont observables dans les basaltes, les carottes de sédiments océaniques et les anomalies magnétiques des fonds marins. Ces inversions se manifestent de manière presque stochastique, avec des périodes entre inversions variant de moins de 0,1 million d'années à environ 50 millions d'années. L'inversion géomagnétique la plus récente, appelée inversion Brunhes-Matuyama, s'est produite il y a environ 780 000 ans. Un phénomène distinct mais connexe, une excursion géomagnétique, implique que l'axe dipolaire traverse temporairement l'équateur avant de revenir à sa polarité initiale. L'événement de Laschamp, survenu au cours de la dernière période glaciaire il y a environ 41 000 ans, illustre une telle excursion.

Le champ magnétique historique est principalement préservé au sein de minéraux hautement magnétiques, notamment les oxydes de fer comme la magnétite, qui possèdent un moment magnétique permanent. Cette magnétisation durable, appelée rémanence, peut être acquise par divers mécanismes. Dans les coulées de lave, la direction du champ magnétique devient « verrouillée » sur de minuscules minéraux à mesure qu'ils refroidissent, ce qui entraîne une magnétisation thermorémanente. À l'inverse, dans les dépôts sédimentaires, les particules magnétiques présentent un alignement subtil avec le champ magnétique ambiant lors de leur dépôt sur les fonds des océans ou des lacs, un processus connu sous le nom de magnétisation rémanente détritique.

L'aimantation thermorémanente constitue la principale origine des anomalies magnétiques observées près des dorsales médio-océaniques. Au cours de la propagation du fond marin, le magma monte du manteau, se solidifie en une nouvelle croûte basaltique sur les deux flancs de la crête et est ensuite transporté. À mesure que cette nouvelle croûte se refroidit, elle enregistre la direction dominante du champ magnétique terrestre. Lorsque le champ terrestre subit une inversion, le basalte nouvellement formé enregistre la direction magnétique inversée. Ce processus génère un motif distinctif de bandes magnétiques, disposées symétriquement autour de l'axe de la crête. Les navires équipés de magnétomètres peuvent détecter ces bandes à la surface de l'océan, permettant ainsi de déduire l'âge du fond marin sous-jacent et de fournir des données cruciales sur les taux historiques de propagation du fond marin.

La datation radiométrique appliquée aux coulées de lave a facilité la construction d'une échelle de temps de polarité géomagnétique. Cette échelle sert de principe fondamental à la magnétostratigraphie, une méthodologie de corrélation géophysique utilisée pour dater les séquences sédimentaires et volcaniques, en plus des anomalies magnétiques des fonds marins.

Apparition initiale

Les études paléomagnétiques de la lave paléoarchéenne en Australie et du conglomérat en Afrique du Sud indiquent la présence du champ magnétique depuis au moins 3 450 millions d'années. De plus, en 2024, des chercheurs ont présenté des preuves provenant du Groenland suggérant l'existence du champ magnétique il y a 3 700 millions d'années.

Projections futures

Depuis la fin du 19e siècle et jusqu'au 20e siècle et au-delà, le champ géomagnétique global de la Terre a montré une tendance à l'affaiblissement. La détérioration significative actuelle reflète un déclin de 10 à 15 %, avec un taux accéléré observé depuis 2000. L'intensité géomagnétique a diminué de manière presque continue depuis une valeur maximale, environ 35 % au-dessus des niveaux modernes, vers 1 après JC. Cependant, le taux de diminution observé et l'intensité actuelle du champ se situent dans la plage normale de variation historique, comme en témoignent les enregistrements paléomagnétiques conservés dans les roches.

Le champ magnétique terrestre est caractérisé par des fluctuations hétéroscédastiques ou apparemment aléatoires. Par conséquent, une mesure isolée ou même plusieurs mesures s’étalant sur des décennies ou des siècles ne suffisent pas pour extrapoler une tendance globale de sa force. Historiquement, le domaine a connu des augmentations et des diminutions pour des raisons encore mal comprises. De plus, l'évaluation de l'intensité ou de la fluctuation locale du champ dipolaire ne suffit pas à elle seule à caractériser le champ magnétique terrestre dans son intégralité, étant donné qu'il ne s'agit pas exclusivement d'un champ dipolaire. La composante dipolaire du champ terrestre peut diminuer même si le champ magnétique total reste constant ou s'intensifie.

Le pôle nord magnétique de la Terre migre actuellement du nord du Canada vers la Sibérie à un rythme accéléré. Cette dérive est passée d'environ 10 kilomètres (6,2 mi) par an au début des années 1900 à 40 kilomètres (25 mi) par an en 2003, et son accélération s'est poursuivie par la suite.

Origine physique

Le noyau terrestre et le Geodynamo

On suppose que le champ magnétique terrestre provient de courants électriques présents dans les alliages de fer conducteurs de son noyau. Ces courants sont générés par des courants de convection, eux-mêmes entraînés par la dissipation de la chaleur du noyau.

Les champs magnétiques sont générés par le mouvement de fluides électriquement conducteurs dans les corps célestes, notamment la Terre, la plupart des planètes du système solaire, le Soleil et d'autres étoiles. Le champ magnétique terrestre provient spécifiquement de son noyau, une région composée d'alliages de fer qui s'étend sur environ 3 400 km, contrastant avec le rayon total de la Terre de 6 370 km. Ce noyau est structurellement différencié en un noyau interne solide, mesurant 1 220 km de rayon, et un noyau externe liquide environnant. La dynamique des fluides à l'intérieur du noyau externe est propulsée par un gradient thermique, la chaleur circulant du noyau interne, qui maintient une température d'environ 6 000 K (5 730 °C ; 10 340 °F), vers la limite noyau-manteau, estimée à 3 800 K (3 530 °C ; 6 380 °F). Cette énergie thermique provient de deux sources principales : l'énergie potentielle gravitationnelle libérée lorsque des matériaux plus denses descendent vers le noyau, un processus connu sous le nom de différenciation planétaire ou catastrophe du fer, et la désintégration radioactive des éléments à l'intérieur de la Terre. Les modèles d'écoulement qui en résultent sont systématiquement organisés par la dynamique de rotation de la Terre et l'influence stabilisatrice du noyau interne solide.

Le processus responsable de la génération du champ magnétique terrestre est appelé géodynamo. Ce champ magnétique résulte d'un mécanisme de rétroaction complexe impliquant plusieurs principes électromagnétiques fondamentaux : les boucles de courant électrique produisent des champs magnétiques, comme le décrit la loi des circuits d'Ampère ; les variations d'un champ magnétique induisent un champ électrique, conforme à la loi d'induction de Faraday ; et l'interaction entre les champs électriques et magnétiques exerce une force sur les charges en mouvement au sein des courants, connue sous le nom de force de Lorentz. Ces phénomènes interconnectés sont mathématiquement encapsulés dans une équation aux dérivées partielles pour le champ magnétique, appelée équation d'induction magnétique,

$${\displaystyle {\frac {\partial \mathbf {B} }{\partial t}}=\eta \nabla ^{2}\mathbf {B} +\nabla \times (\mathbf {u} \times \mathbf {B} ),}$$

Dans cette équation, u représente la vitesse du fluide ; B désigne le champ magnétique B ; et η, défini comme 1/σμ, signifie la diffusivité magnétique, qui est l'inverse du produit de la conductivité électrique σ et de la perméabilité μ. De plus, le terme ∂B/∂t indique la dérivée partielle du champ magnétique par rapport au temps ; ∇§2526§ est l'opérateur de Laplace ; ∇× est l'opérateur curl ; et × représente le produit vectoriel.

Le terme initial à droite de l'équation d'induction correspond à un terme de diffusion. Dans un fluide statique, ce terme signifie que le champ magnétique s'atténuera et que toute concentration localisée du champ se dispersera. Par conséquent, si la géodynamo terrestre cessait de fonctionner, la composante dipolaire de son champ magnétique se dissiperait sur une période de plusieurs dizaines de milliers d'années.

Dans le scénario théorique d'un chef d'orchestre parfait (${\displaystyle \sigma =\infty \;}$), la diffusion magnétique serait totalement absente. Selon la loi de Lenz, toute modification du champ magnétique serait instantanément contrecarrée par des courants induits, préservant ainsi le flux magnétique à travers un volume donné de fluide. Par conséquent, le champ magnétique serait effectivement « gelé » dans le fluide et entraîné avec son mouvement. Ce phénomène est formellement décrit par le théorème du champ gelé. Même dans les fluides possédant une conductivité finie, un nouveau champ magnétique est continuellement généré par l’étirement des lignes de champ magnétique lorsque le fluide subit des mouvements de déformation. Ce mécanisme pourrait théoriquement supporter la génération d'un champ indéfini, sans la résistance inhérente qu'un champ magnétique qui s'intensifie exerce contre la poursuite du mouvement du fluide.

Le mouvement du fluide est maintenu par convection, un processus propulsé par la flottabilité. À mesure que la température augmente progressivement vers le noyau terrestre, l'énergie thermique élevée des couches fluides plus profondes confère une flottabilité. Cette force de poussée est augmentée par la différenciation chimique : lors du refroidissement du cœur, une partie du fer en fusion se solidifie et s'accumule sur le noyau interne. Parallèlement, les éléments plus légers sont retenus dans le fluide, réduisant ainsi sa densité. Ce phénomène est appelé convection compositionnelle. L'effet Coriolis, conséquence de la rotation globale de la planète, structure généralement ce flux en rouleaux hélicoïdaux orientés le long de l'axe polaire nord-sud.

Bien qu'une dynamo soit capable d'amplifier un champ magnétique, son initiation nécessite un champ « germe ». Dans le contexte terrestre, ce champ initial pourrait provenir de l’extérieur. Au début de son évolution, le Soleil a connu une phase T-Tauri, caractérisée par un vent solaire possédant un champ magnétique de plusieurs ordres de grandeur plus fort que son état actuel. Néanmoins, une partie importante de ce champ aurait pu être atténuée par le manteau terrestre. Une hypothèse alternative propose que les courants à la limite noyau-manteau, induits par des réactions chimiques ou des fluctuations de la conductivité thermique ou électrique, pourraient servir de source. Ces phénomènes peuvent encore contribuer à un biais mineur, faisant partie des conditions limites pour le fonctionnement de la géodynamo.

Les calculs indiquent que le champ magnétique moyen à l'intérieur du noyau externe de la Terre mesure 25 gauss, ce qui représente une intensité 50 fois supérieure à celle observée à la surface de la planète.

Modèles numériques

La simulation informatique de la géodynamo nécessite la résolution numérique d'un système d'équations aux dérivées partielles non linéaires régissant la magnétohydrodynamique (MHD) à l'intérieur de la Terre. La simulation de ces équations MHD est exécutée sur une grille tridimensionnelle de points discrets ; la résolution de cette grille, qui dicte en partie la fidélité des solutions résultantes, est principalement contrainte par les ressources informatiques disponibles. Pendant plusieurs décennies, les recherches théoriques se sont limitées au développement de modèles informatiques de dynamo cinématique, dans lesquels le mouvement du fluide était prédéterminé et son influence ultérieure sur le champ magnétique était calculée. La théorie cinématique de la dynamo impliquait principalement l'exploration de diverses géométries d'écoulement pour déterminer leur capacité à entretenir une dynamo.

Les premiers modèles de dynamo auto-cohérents, qui déterminent simultanément la dynamique des fluides et l'évolution du champ magnétique, ont été formulés indépendamment par deux consortiums de recherche en 1995 : l'un basé au Japon et l'autre aux États-Unis. Ce dernier modèle a acquis une reconnaissance significative en raison de sa reproduction réussie de plusieurs caractéristiques clés du champ magnétique terrestre, notamment les inversions géomagnétiques.

Effet des marées océaniques

Les océans de la Terre contribuent à son champ magnétique. En tant que conducteur électrique, l’eau de mer interagit avec le champ géomagnétique. Lors du mouvement cyclique des marées dans les bassins océaniques, l’eau océanique exerce effectivement une traînée sur les lignes de champ géomagnétique. Compte tenu de la conductivité relativement faible de l’eau salée, cette interaction est relativement faible ; sa composante la plus prononcée provient de la marée lunaire semi-diurne (M2). Des contributions supplémentaires proviennent de phénomènes tels que la houle océanique, les tourbillons à moyenne échelle et même les tsunamis.

L'intensité de cette interaction dépend également de la température de l'eau de l'océan. Par conséquent, l'énergie thermique totale stockée dans l'océan peut désormais être déduite grâce aux analyses des observations du champ magnétique terrestre.

Courants dans l'ionosphère et la magnétosphère

Les courants électriques induits dans l'ionosphère génèrent des champs magnétiques localisés, caractérisant la région dynamo ionosphérique. De tels champs se forment systématiquement dans les régions atmosphériques les plus proches du Soleil, entraînant des variations diurnes capables de dévier les champs magnétiques de surface jusqu'à 1°. Les fluctuations quotidiennes caractéristiques de l'intensité du champ sont d'environ 25 nT (équivalent à une partie en 2000), tandis que les variations se produisant sur plusieurs secondes mesurent généralement environ 1 nT (représentant une partie sur 50 000).

Mesure et analyse

Détection

L'intensité du champ magnétique terrestre a été quantifiée pour la première fois par Carl Friedrich Gauss en 1832 et a ensuite été remesurée à plusieurs reprises, révélant une décroissance relative d'environ 10 % au cours des 150 dernières années. Le satellite Magsat, suivi de missions ultérieures, a utilisé des magnétomètres vectoriels à 3 axes pour étudier la structure tridimensionnelle du champ géomagnétique. Les données du dernier satellite Ørsted ont facilité l'analyse comparative, suggérant une géodynamo active et dynamique qui semble générer un pôle anormal sous l'océan Atlantique, situé à l'ouest de l'Afrique du Sud.

Les entités gouvernementales établissent occasionnellement des unités spécialisées dédiées à la surveillance du champ magnétique terrestre. Ces installations, connues sous le nom d'observatoires géomagnétiques, sont fréquemment intégrées aux études géologiques nationales, comme en témoigne l'observatoire Eskdalemuir du British Geological Survey. De tels observatoires possèdent la capacité de mesurer et de prédire les phénomènes magnétiques, y compris les orages magnétiques, qui peuvent perturber les communications, les systèmes d'alimentation électrique et diverses autres activités humaines.

Depuis 1991, le réseau international d'observatoires magnétiques en temps réel, comprenant plus de 100 observatoires géomagnétiques interconnectés dans le monde, documente en permanence le champ magnétique terrestre.

Les forces militaires vérifient les caractéristiques du champ géomagnétique local pour identifier les anomalies dans le milieu naturel. fond, ce qui pourrait indiquer la présence d’objets métalliques importants, tels que des sous-marins immergés. Ces détecteurs d'anomalies magnétiques sont généralement déployés à partir d'avions, comme le Nimrod du Royaume-Uni, ou remorqués en tant qu'instruments individuels ou réseaux depuis des navires de surface.

Dans le secteur commercial, les sociétés de prospection géophysique utilisent également des détecteurs magnétiques pour identifier les anomalies naturelles provenant des gisements minéralisés, illustrées par l'anomalie magnétique de Koursk.

Anomalies magnétiques crustales

Les magnétomètres sont utilisés en géophysique archéologique pour identifier les variations subtiles du champ magnétique terrestre, qui peuvent être attribuées à des artefacts en fer, des fours, des types spécifiques de structures en pierre et même d'anciens fossés et dépotoirs. En tirant parti des instruments magnétiques dérivés des détecteurs d’anomalies magnétiques aéroportés initialement développés pendant la Seconde Guerre mondiale pour la détection des sous-marins, les chercheurs ont réussi à cartographier les variations magnétiques du fond océanique. Le basalte, une roche volcanique riche en fer répandue au fond des océans, contient de la magnétite, un minéral hautement magnétique capable de déformer localement les lectures de la boussole. Ce phénomène a été observé par les marins islandais dès la fin du XVIIIe siècle. Surtout, les propriétés magnétiques inhérentes conférées par la magnétite au basalte ont fourni une méthodologie supplémentaire pour étudier les fonds marins profonds, car ces matériaux magnétiques enregistrent le champ magnétique terrestre lors du refroidissement de la roche nouvellement formée.

Modèles statistiques

Les mesures individuelles du champ magnétique sont intrinsèquement spécifiques à un emplacement et à un point temporel particuliers. Par conséquent, pour obtenir une estimation précise du champ à un autre endroit et à un autre moment, ces mesures nécessitent une conversion en un modèle prédictif.

Harmoniques sphériques

La méthode prédominante pour analyser les variations globales du champ magnétique terrestre consiste à ajuster les données d'observation à une série d'harmoniques sphériques, une technique lancée par Carl Friedrich Gauss. Les harmoniques sphériques représentent des fonctions qui présentent un comportement oscillatoire sur la surface d'une sphère, formulées comme le produit de deux fonctions : l'une dépendant de la latitude et l'autre de la longitude. La fonction longitudinale est évaluée à zéro le long d'un ou plusieurs grands cercles traversant les pôles Nord et Sud ; le nombre de ces lignes nodales correspond à la valeur absolue de l'ordre m. A l’inverse, la fonction latitudinale est nulle le long d’un ou plusieurs cercles de latitude ; cette quantité, une fois ajoutée à la commande, définit le degré ℓ. Chaque harmonique correspond conceptuellement à une configuration spécifique de charges magnétiques situées au centre de la Terre. Un monopole signifie une charge magnétique isolée, un phénomène qui n'a pas encore été observé empiriquement. Un dipôle est analogue à deux charges opposées positionnées à proximité immédiate, tandis qu'un quadrupôle résulte de la convergence de deux dipôles. Une représentation visuelle d'un champ quadripolaire est fournie dans la figure inférieure droite.

Les harmoniques sphériques sont capables de représenter n'importe quel champ scalaire (fonction de la position) qui adhère à des propriétés mathématiques spécifiques. Alors qu'un champ magnétique constitue un champ vectoriel, son expression en composantes cartésiennes X, Y, Z révèle que chaque composante est la dérivée d'une fonction scalaire singulière, appelée potentiel magnétique. Les analyses du champ magnétique terrestre utilisent généralement une variante modifiée des harmoniques sphériques standards, distinguées par un facteur multiplicatif. Une procédure d'ajustement par les moindres carrés appliquée aux mesures du champ magnétique donne le champ terrestre sous la forme d'une somme d'harmoniques sphériques, chacune mise à l'échelle par son coefficient de Gauss le mieux ajusté correspondant, noté g_m^ℓ ou h_m^ℓ.

Le coefficient de Gauss du degré le plus bas, g§34§§56§, représente la contribution d'une charge magnétique isolée et est donc nul. Par la suite, les trois coefficients – g§1112§§1314§, g§1920§§2122§ et h§2728§§2930§ – définit la direction et l'ampleur de la contribution dipolaire. L'orientation dipolaire optimale présente une inclinaison d'environ 10° par rapport à l'axe de rotation, comme détaillé précédemment.

Dépendance radiale

L'analyse harmonique sphérique permet de différencier les sources internes et externes, à condition que les données d'observation soient acquises à plusieurs altitudes (par exemple, à partir d'observatoires au sol et de plates-formes satellitaires). Dans de tels cas, chaque terme de coefficient g_m^ℓ ou h_m^ℓ peut être décomposé en deux composantes distinctes : l'une présentant une diminution radiale proportionnelle à 1/r^ℓ+1, et un autre démontrant une augmentation radiale proportionnelle à r^ℓ. Ces termes croissants correspondent à des sources externes, telles que les courants au sein de l'ionosphère et de la magnétosphère. Néanmoins, en moyenne sur plusieurs années, ces contributions externes s'annulent généralement.

Les termes restants indiquent que le potentiel d'une source dipolaire (ℓ=1) diminue proportionnellement à 1/r§56§. Le champ magnétique, en tant que dérivé du potentiel, s'atténue proportionnellement à 1/r§1112§. Les composants quadripolaires présentent une désintégration proportionnelle à 1/r§1718§, les termes d'ordre supérieur se désintégrant progressivement plus rapidement avec l'augmentation de la distance radiale. Le rayon du noyau externe est environ la moitié de celui de la Terre. Lorsque le champ magnétique à la limite noyau-manteau est modélisé à l'aide d'harmoniques sphériques, la composante dipolaire est réduite d'environ un facteur 8 à la surface, la composante quadripolaire d'un facteur 16, et ainsi de suite. Par conséquent, seules les composantes de grande longueur d’onde sont perceptibles à la surface de la Terre. Sur la base de diverses considérations théoriques, il est généralement postulé que seuls les termes jusqu'au degré §2021§ proviennent du noyau. Celles-ci correspondent à des longueurs d'onde d'environ 2 000 km (1 200 mi) ou moins. Des caractéristiques à plus petite échelle sont attribuées à des anomalies crustales.

Modèles globaux

L'Association internationale de géomagnétisme et d'aéronomie supervise un modèle de champ magnétique mondial standardisé, désigné sous le nom de Champ géomagnétique international de référence (IGRF). Ce modèle est mis à jour tous les cinq ans. Le modèle de 11e génération, IGRF11, a été construit à l'aide de données acquises par des satellites (Ørsted, CHAMP et SAC-C) et un réseau mondial d'observatoires géomagnétiques. Avant 2000, l'expansion harmonique sphérique était limitée au degré 10, englobant 120 coefficients. Cependant, les modèles successifs étendent la troncature jusqu'au degré 13, incorporant 195 coefficients.

Le modèle magnétique mondial, une représentation alternative du champ mondial, est développé en collaboration par les Centres nationaux d'information environnementale des États-Unis (anciennement connu sous le nom de Centre national de données géophysiques) et le British Geological Survey. Ce modèle particulier est tronqué au degré 12, comprend 168 coefficients et offre une résolution spatiale approximative de 3 000 kilomètres. Il sert de modèle faisant autorité au ministère de la Défense des États-Unis, au ministère de la Défense (Royaume-Uni), à la Federal Aviation Administration (FAA) des États-Unis, à l'Organisation du Traité de l'Atlantique Nord (OTAN) et à l'Organisation hydrographique internationale. Il est également intégré à de nombreux systèmes de navigation civils.

Les modèles susmentionnés tiennent exclusivement compte du « champ principal » à la limite noyau-manteau. Bien qu'elles soient généralement suffisantes à des fins de navigation, les applications exigeant une plus grande précision nécessitent l'inclusion d'anomalies magnétiques à plus petite échelle et de variations supplémentaires. Des exemples illustratifs incluent (plus de détails sont disponibles dans la référence geomag.us) :

• La méthodologie de « modélisation globale » (CM), développée par le Goddard Space Flight Center (une initiative conjointe de la NASA et du GSFC) et l'Institut danois de recherche spatiale. CM s’efforce d’intégrer des données présentant d’importantes disparités de résolution temporelle et spatiale, provenant à la fois des plateformes terrestres et satellitaires. Depuis 2022, l'itération la plus récente est CM5, publiée en 2016. Ce modèle délimite des composants distincts pour le champ principal augmentés par les contributions lithosphériques (crustales), les effets de marée M2 et les variations magnétosphériques/ionosphériques primaires/induites.
• Les Centres nationaux d'information sur l'environnement des États-Unis ont développé le modèle magnétique amélioré (EMM), qui intègre des termes harmoniques sphériques jusqu'au degré et à l'ordre 790, résolvant ainsi les anomalies magnétiques avec des longueurs d'onde aussi courtes que 56 km. Sa compilation comprenait des données provenant de levés satellitaires, marins, aéromagnétiques et magnétiques au sol. L'itération la plus récente en 2018, EMM2017, intègre les données acquises lors de la mission satellite Swarm de l'Agence spatiale européenne.

Le Champ géomagnétique international de référence (IGRF) fournit des données historiques sur le champ magnétique principal remontant à 1900. Un modèle spécialisé, GUFM1, utilise les journaux de bord du navire pour estimer les caractéristiques du champ dès 1590. De plus, la recherche paléomagnétique a développé des modèles qui retracent l'histoire du champ jusqu'à 10 000 avant notre ère.

Biomagnétisme

Diverses espèces animales, telles que les oiseaux et les tortues, possèdent la capacité de détecter et d'utiliser le champ magnétique terrestre à des fins de navigation pendant la migration. Des recherches ont indiqué que certains mammifères, notamment les vaches et les cerfs sauvages, présentent une tendance à aligner leur corps le long d'un axe nord-sud lorsqu'ils sont au repos, un comportement absent lorsqu'ils sont placés sous des lignes électriques à haute tension, ce qui implique une influence magnétique. Cependant, des études ultérieures réalisées en 2011 ont signalé une incapacité à reproduire ces observations à l'aide d'images alternatives de Google Earth.

Il a été démontré que de minuscules champs électromagnétiques interfèrent avec le sens du compas magnétique utilisé par les merles européens et autres passereaux, qui dépendent du champ magnétique terrestre pour la navigation. Les enquêtes ont déterminé que ni les lignes électriques ni les signaux des téléphones portables ne sont responsables de ces interférences électromagnétiques affectant les espèces aviaires. Au lieu de cela, les agents perturbateurs opèrent dans une plage de fréquences de 2 kHz à 5 MHz, englobant des sources telles que les signaux radio AM et les appareils électroniques standards que l'on trouve couramment dans les environnements commerciaux ou résidentiels.

Vent polaire

• Vent polaire
• Secousse géomagnétique
• Latitude géomagnétique
• Champ magnétique de Mars
• Magnétotellurique
• Météorite
• Opération Argus
• Anneaux de Saturne
• Anomalie de l'Atlantique Sud

Sources

• Campbell, Wallace H. (2003). Introduction aux champs géomagnétiques (2e éd.). New York : La Presse de l'Universite de Cambridge. ISBN 978-0-521-52953-2.Merrill, Ronald T. (2010). Notre Terre magnétique : la science du géomagnétisme. University of Chicago Press. ISBN 978-0-226-52050-6.Merrill, Ronald T. ; McElhinny, Michael W. ; McFadden, Phillip L. (1996). Le champ magnétique de la Terre : paléomagnétisme, noyau et manteau profond. Presse académique. ISBN 978-0-12-491246-5.Tauxe, Lisa (1998). Principes et pratiques paléomagnétiques. Kluwer. ISBN 978-0-7923-5258-7.
  • Programme national de géomagnétisme. Commission géologique des États-Unis, 8 mars 2011.
  • William J. Broad, Les boussoles pointeront-elles vers le sud ?. The New York Times, 13 juillet 2004.
  • Tempête magnétique. PBS NOVA, 2003. (éd.. à propos des inversions de pôles)
  • Le grand aimant, la Terre, Histoire de la découverte du champ magnétique terrestre par David P. Stern.
  • Champ de référence géomagnétique international 2011
  • Modèles du champ magnétique terrestre qui évoluent de l'ordre de 1 000 ans Archivé 20/07/2018 à la Wayback Machine. 19 juillet 2017
  • Chree, Charles (1911). "Magnétisme terrestre". Dans Chisholm, Hugh (éd.). Encyclopædia Britannica. Vol. 17 (11e éd.). La Presse de l'Universite de Cambridge. pp. 353–385.Source : Archives de l'Académie TORIma