La magnétosphère protège la surface de la Terre des particules chargées du vent solaire et est générée par des courants électriques situés dans de nombreuses régions différentes parties de la Terre. Il est comprimé du côté jour (soleil) en raison de la force des particules arrivant, et étendu du côté nuit. (L’image n’est pas à l’échelle.)

La variation entre le nord magnétique et le nord « vrai ».

Le champ magnétique terrestre (et le champ magnétique de surface) est approximativement un dipôle magnétique, avec le pôle S du champ magnétique près du pôle nord géographique de la Terre (voir Pôle Nord magnétique) et l’autre pôle N du champ magnétique près du pôle sud géographique de la Terre (voir Pôle Sud magnétique). Cela rend la boussole utilisable pour la navigation. La cause du champ peut être expliquée par la théorie de la dynamo. Un champ magnétique s’étend à l’infini, bien qu’il s’affaiblisse avec la distance de sa source. Le champ magnétique terrestre, également appelé champ géomagnétique, qui s’étend effectivement sur plusieurs dizaines de milliers de kilomètres dans l’espace, forme la magnétosphère terrestre. Une étude paléomagnétique de la dacite rouge australienne et du basalte d’oreiller a estimé que le champ magnétique avait au moins 3,5 milliards d’années.

• 1 Importance
• 2 Pôles magnétiques et dipôle magnétique
• 3 Caractéristiques de champ
• 4 Variations de champ magnétique
• 5 Inversions de champ magnétique
• 6 Détection de champ magnétique
• 7Notes
• 8 Liens externes

Importance

Simulation de l’interaction entre le champ magnétique terrestre et le champ magnétique interplanétaire.

La Terre est en grande partie protégée du vent solaire, un flux de particules chargées énergétiques émanant du Soleil, par son champ magnétique, qui dévie la plupart des particules chargées. Certaines des particules chargées du vent solaire sont piégées dans la ceinture de rayonnement de Van Allen. Un plus petit nombre de particules du vent solaire parviennent à se déplacer, comme sur une ligne de transmission d’énergie électromagnétique, vers la haute atmosphère terrestre et l’ionosphère dans les zones aurorales. La seule fois où le vent solaire est observable sur la Terre, c’est lorsqu’il est suffisamment fort pour produire des phénomènes tels que les aurores et les tempêtes géomagnétiques. Les aurores lumineuses chauffent fortement l’ionosphère, provoquant l’expansion de son plasma dans la magnétosphère, augmentant la taille de la géosphère plasmatique et provoquant l’échappement de la matière atmosphérique dans le vent solaire. Les tempêtes géomagnétiques se produisent lorsque la pression des plasmas contenus à l’intérieur de la magnétosphère est suffisamment importante pour gonfler et déformer ainsi le champ géomagnétique.

Le vent solaire est responsable de la forme globale de la magnétosphère terrestre, et les fluctuations de sa vitesse, de sa densité, de sa direction et du champ magnétique entraîné affectent fortement l’environnement spatial local de la Terre. Par exemple, les niveaux de rayonnements ionisants et d’interférences radio peuvent varier de plusieurs centaines à plusieurs milliers; et la forme et l’emplacement de la magnétopause et de l’onde de choc de l’arc en amont de celle-ci peuvent changer de plusieurs rayons terrestres, exposant les satellites géosynchrones au vent solaire direct. Ces phénomènes sont collectivement appelés météo spatiale. Le mécanisme de stripping atmosphérique est causé par le gaz pris dans des bulles de champ magnétique, qui sont arrachées par les vents solaires. Les variations de l’intensité du champ magnétique ont été corrélées à la variation des précipitations dans les tropiques.

Pôles magnétiques et dipôle magnétique

Déclinaison magnétique de vrai nord en 2000.

Déclinaison magnétique du nord vrai en 1700

Les positions des pôles magnétiques peuvent être définies d’au moins deux manières.

Souvent, un pôle magnétique (dip) est considéré comme un point de la surface de la Terre où le champ magnétique est entièrement vertical. Une autre façon de dire cela est que l’inclinaison du champ terrestre est de 90° au Pôle Magnétique Nord et de -90° au Pôle Magnétique Sud. À un pôle magnétique, une boussole maintenue dans le plan horizontal pointe au hasard, alors que sinon elle pointe presque vers le Pôle magnétique Nord ou loin du Pôle Magnétique Sud, bien que des déviations locales existent. Les deux pôles errent indépendamment l’un de l’autre et ne sont pas à des positions directement opposées sur le globe. Le pôle magnétique peut migrer rapidement, des observations allant jusqu’à 40 km par an ont été faites pour le Pôle magnétique Nord.

Le champ magnétique terrestre peut être rapproché du champ d’un dipôle magnétique placé près du centre de la Terre. L’orientation d’un dipôle est définie par un axe. Les deux positions où l’axe du dipôle qui correspond le mieux au champ géomagnétique coupe la surface de la Terre sont appelées pôles géomagnétiques Nord et Sud. Pour un ajustement optimal, le dipôle représentant le champ géomagnétique doit être placé à environ 500 km du centre de la Terre. Cela fait que la ceinture de rayonnement interne s’écrase plus bas dans le sud de l’océan Atlantique, où le champ de surface est le plus faible, créant ce qu’on appelle l’anomalie de l’Atlantique Sud.

Si le champ magnétique terrestre était parfaitement dipolaire, les pôles géomagnétique et magnétique de trempage coïncideraient. Cependant, des termes non dipolaires significatifs dans une description précise du champ géomagnétique font que la position des deux types de pôles est à des endroits différents.

Caractéristiques du champ

La force du champ à la surface de la Terre varie de moins de 30 microteslas (0,3 gauss) dans une région comprenant la majeure partie de l’Amérique du Sud et de l’Afrique du Sud à plus de 60 microteslas (0.6 gauss) autour des pôles magnétiques au nord du Canada et au sud de l’Australie, et dans une partie de la Sibérie. L’intensité moyenne du champ magnétique dans le noyau externe de la Terre a été mesurée à 25 Gauss, 50 fois plus forte que le champ magnétique à la surface.

Le champ est similaire à celui d’un aimant à barres. Le champ magnétique terrestre est principalement causé par des courants électriques dans le noyau externe liquide. Le noyau terrestre est plus chaud que 1043 K, la température du point de Curie au-dessus de laquelle les orientations des spins dans le fer deviennent aléatoires. Une telle randomisation fait perdre à la substance son aimantation.

La convection du fer fondu à l’intérieur du noyau liquide externe, associée à un effet de Coriolis provoqué par la rotation planétaire globale, tend à organiser ces « courants électriques » en rouleaux alignés le long de l’axe polaire nord-sud. Lors de l’écoulement de fluide à travers un champ magnétique existant, des courants électriques sont induits, ce qui crée à son tour un autre champ magnétique. Lorsque ce champ magnétique renforce le champ magnétique d’origine, une dynamo se crée qui se maintient. C’est ce qu’on appelle la théorie de la Dynamo et cela explique comment le champ magnétique terrestre est soutenu.

Une autre caractéristique qui distingue magnétiquement la Terre d’un aimant à barres est sa magnétosphère. À de grandes distances de la planète, cela domine le champ magnétique de surface. Les courants électriques induits dans l’ionosphère génèrent également des champs magnétiques. Un tel champ est toujours généré près de l’endroit où l’atmosphère est la plus proche du Soleil, provoquant des altérations quotidiennes qui peuvent dévier les champs magnétiques de surface jusqu’à un degré. Les variations quotidiennes typiques de l’intensité du champ sont d’environ 25 nanoteslas (nT) (c’est-à-dire ~ 1: 2 000), avec des variations sur quelques secondes d’environ 1 nT (c’est-à-dire ~ 1: 50 000).

Variations du champ magnétique

Variations géomagnétiques depuis la dernière inversion.

Les courants dans le noyau de la Terre qui créent son champ magnétique ont commencé il y a au moins 3 450 millions d’années.

Les magnétomètres détectent de minuscules déviations du champ magnétique terrestre causées par des artefacts en fer, des fours, certains types de structures en pierre et même des fossés et des fossés en géophysique archéologique. En utilisant des instruments magnétiques adaptés des détecteurs d’anomalies magnétiques aéroportés développés pendant la Seconde Guerre mondiale pour détecter les sous-marins, les variations magnétiques à travers le fond de l’océan ont été cartographiées. Le basalte – la roche volcanique riche en fer qui compose le fond de l’océan — contient un minéral fortement magnétique (la magnétite) et peut localement fausser les lectures de la boussole. La distorsion a été reconnue par les marins islandais dès la fin du 18ème siècle. Plus important encore, parce que la présence de magnétite confère au basalte des propriétés magnétiques mesurables, ces variations magnétiques ont fourni un autre moyen d’étudier les fonds marins profonds. Lorsque la roche nouvellement formée se refroidit, ces matériaux magnétiques enregistrent le champ magnétique terrestre.

Fréquemment, la magnétosphère terrestre est touchée par des éruptions solaires provoquant des tempêtes géomagnétiques, provoquant des manifestations d’aurores. L’instabilité à court terme du champ magnétique est mesurée avec l’indice K.

Récemment, des fuites ont été détectées dans le champ magnétique, qui interagissent avec le vent solaire du Soleil d’une manière opposée à l’hypothèse initiale. Pendant les tempêtes solaires, cela pourrait entraîner des pannes d’électricité à grande échelle et des perturbations dans les satellites artificiels.

Voir aussi Anomalie magnétique

Inversions de champ magnétique

Sur la base de l’étude des coulées de lave de basalte à travers le monde, il a été proposé que le champ magnétique terrestre s’inverse à des intervalles allant de dizaines de milliers à plusieurs millions d’années, avec un intervalle moyen d’environ 300 000 ans. Cependant, le dernier événement de ce type, appelé renversement Brunhes–Matuyama, se serait produit il y a environ 780 000 ans.

Il n’y a pas de théorie claire sur la façon dont les inversions géomagnétiques ont pu se produire. Certains scientifiques ont produit des modèles pour le noyau de la Terre dans lesquels le champ magnétique n’est que quasi stable et les pôles peuvent migrer spontanément d’une orientation à l’autre au cours de quelques centaines à quelques milliers d’années. D’autres scientifiques proposent que le géodynamo s’éteint d’abord, spontanément ou par une action extérieure comme un impact de comète, puis se redémarre avec le pôle magnétique « Nord » pointant vers le Nord ou le Sud. Les événements externes ne sont pas susceptibles d’être des causes courantes d’inversions de champ magnétique en raison de l’absence de corrélation entre l’âge des cratères d’impact et le moment des inversions. Quelle que soit la cause, lorsque le pôle magnétique bascule d’un hémisphère à l’autre, on parle d’inversion, alors que les variations temporaires d’inclinaison du dipôle qui ramènent l’axe du dipôle à travers l’équateur, puis à la polarité d’origine sont appelées excursions.

Des études de coulées de lave sur Steens Mountain, Oregon, indiquent que le champ magnétique aurait pu se déplacer à une vitesse allant jusqu’à 6 degrés par jour à un moment donné de l’histoire de la Terre, ce qui remet considérablement en question la compréhension populaire du fonctionnement du champ magnétique terrestre.

Les études paléomagnétiques telles que celles-ci consistent généralement en des mesures de l’aimantation des restes de roches ignées provenant d’événements volcaniques. Les sédiments déposés au fond de l’océan s’orientent avec le champ magnétique local, un signal qui peut être enregistré à mesure qu’ils se solidifient. Bien que les dépôts de roches ignées soient principalement paramagnétiques, ils contiennent des traces de matériaux ferri- et antiferromagnétiques sous forme d’oxydes ferreux, leur donnant ainsi la capacité de posséder une aimantation résiduelle. En fait, cette caractéristique est assez commune dans de nombreux autres types de roches et de sédiments trouvés dans le monde entier. L’un de ces oxydes les plus courants dans les dépôts rocheux naturels est la magnétite.

Comme exemple de la façon dont cette propriété des roches ignées nous permet de déterminer que le champ terrestre s’est inversé dans le passé, considérons les mesures du magnétisme à travers les crêtes océaniques. Avant que le magma ne sorte du manteau par une fissure, il se trouve à une température extrêmement élevée, supérieure à la température de Curie de tout oxyde ferreux qu’il peut contenir. La lave commence à se refroidir et à se solidifier une fois qu’elle pénètre dans l’océan, permettant à ces oxydes ferreux de retrouver éventuellement leurs propriétés magnétiques, en particulier la capacité de retenir une aimantation résiduelle. En supposant que le seul champ magnétique présent à ces endroits est celui associé à la Terre elle-même, cette roche solidifiée devient magnétisée dans la direction du champ géomagnétique. Bien que la force du champ soit plutôt faible et que la teneur en fer des échantillons de roche typiques soit faible, l’aimantation des restes relativement faible des échantillons est bien dans la résolution des magnétomètres modernes. L’âge et l’aimantation des échantillons de lave solidifiés peuvent ensuite être mesurés pour déterminer l’orientation du champ géomagnétique au cours des époques anciennes.

Détection de champ magnétique

Écarts d’un modèle de champ magnétique par rapport aux données mesurées, données créées par des satellites avec des magnétomètres sensibles

L’intensité du champ magnétique terrestre a été mesurée par Carl Friedrich Gauss en 1835 et a été mesurée à plusieurs reprises depuis, montrant une décroissance relative d’environ 10% au cours des 150 dernières années. Le satellite Magsat et les satellites ultérieurs ont utilisé des magnétomètres vectoriels à 3 axes pour sonder la structure 3D du champ magnétique terrestre. Le satellite Ørsted plus tard a permis une comparaison indiquant une géodynamique dynamique en action qui semble donner naissance à un pôle alternatif sous l’océan Atlantique à l’ouest de S. Africa.

Les gouvernements exploitent parfois des unités spécialisées dans la mesure du champ magnétique terrestre. Ce sont des observatoires géomagnétiques, qui font généralement partie d’une commission géologique nationale, par exemple l’observatoire Eskdalemuir du British Geological Survey. Ces observatoires peuvent mesurer et prévoir les conditions magnétiques qui affectent parfois les communications, l’énergie électrique et d’autres activités humaines. (Voir tempête magnétique.)

Le Réseau International d’Observatoires Magnétiques en temps Réel, avec plus de 100 observatoires géomagnétiques interconnectés à travers le monde, enregistre le champ magnétique terrestre depuis 1991.

L’armée détermine les caractéristiques du champ géomagnétique local, afin de détecter les anomalies dans le fond naturel qui pourraient être causées par un objet métallique important tel qu’un sous-marin submergé. En règle générale, ces détecteurs d’anomalies magnétiques sont pilotés dans des avions comme le Nimrod du Royaume-Uni ou remorqués comme un instrument ou un ensemble d’instruments à partir de navires de surface.

Commercialement, les sociétés de prospection géophysique utilisent également des détecteurs magnétiques pour identifier les anomalies naturelles des corps minéralisés, telles que l’anomalie magnétique de Koursk.

Les animaux, y compris les oiseaux et les tortues, peuvent détecter le champ magnétique terrestre et utiliser le champ pour naviguer pendant la migration. Les vaches et les cerfs sauvages ont tendance à aligner leur corps nord-sud tout en se relaxant, mais pas lorsque les animaux sont sous des lignes électriques à haute tension, ce qui conduit les chercheurs à croire que le magnétisme est responsable.

Le sismo-électromagnétisme est un domaine de recherche visant à prédire les tremblements de terre.

Notes

Wikimedia Commons a des médias liés à: Champ magnétique terrestre

• William J. Broad, Les boussoles Pointeront-elles Vers le Sud ?. New York Times, 13 juillet 2004.
• John Roach, Pourquoi Le Champ Magnétique Terrestre Bascule-t-Il ?. National Geographic, 27 septembre 2004.
• Quand Le Nord Se Dirige Vers Le Sud. Projets en Informatique scientifique, 1996.
• Simulateur de Particules Chargées en Champ Magnétique Terrestre 3D. Outil dédié à la simulation 3d de particules chargées dans la magnétosphère..
• Le Grand Aimant, la Terre, Histoire de la découverte du champ magnétique terrestre par David P. Stern.
• Exploration de la Magnétosphère terrestre, Site web éducatif par David P. Stern et Mauricio Peredo