thumb|Lignes de champ magnétique dans une simulation numérique de la géodynamo vignette|Schéma du champ magnétique terrestre La dynamo terrestre ou géodynamo désigne la dynamo auto-entretenue à l'origine du champ magnétique de la Terre, à l’œuvre dans son noyau externe liquide. Les écoulements convectifs dans le métal liquide conducteur du noyau induisent un champ magnétique par effet dynamo. A la surface terrestre, ce champ est dominé par un dipôle dont l'axe est proche de l'axe de rotation de la Terre. Les écoulements à l'origine du champ sont fortement affectés par la force de Coriolis, et tendent ainsi à s'organiser en colonnes de convection elles aussi alignées avec l'axe de rotation.

L'étude de la géodynamo s'appuie sur l'observation du champ magnétique et de son évolution à la surface de la Terre, grâce aux mesures effectuées par les navigateurs depuis le , puis dans les observatoires à partir du , et par satellite depuis 1980, mais aussi grâce aux enregistrements du champ magnétique ancien conservé dans les roches. Ces derniers révèlent que le noyau de la Terre produit un champ magnétique depuis plus de 4 milliards d'années, et que sa polarité s'est inversée à de nombreuses reprises. Les mécanismes responsables des inversions du champ magnétique terrestre constituent un champ d'étude en pleine effervescence.

La richesse et la diversité des observations apportent des contraintes importantes sur le nature et le fonctionnement de la dynamo terrestre, ce qui permet de mieux appréhender les mécanismes à l'origine des champs magnétiques planétaires, en particulier les planètes telluriques, pour lesquels de telles données ne sont pas disponibles.

La théorie de l'effet dynamo est bien établie, et repose sur le couplage entre les mouvements du fluide conducteur d'électricité (équations de Navier-Stokes en rotation rapide) avec l'induction magnétique (équations de Maxwell). Les simulations numériques de la géodynamo permettent d'étudier l'équilibre des forces qui régit son comportement. Elles tendent désormais à reproduire l'équilibre des forces attendu, malgré l'écart qui sépare encore les paramètres qui leur sont accessibles de ceux à l’œuvre dans le noyau terrestre. Elles sont à même de reproduire les principales propriétés de la géodynamo telles que la présence d'un champ magnétique dipolaire, ou l’occurrence d'inversions de polarité du dipôle. Certaines simulations pour des paramètres avancés reproduisent par ailleurs des ondes hydromagnétiques observées à partir des mesures d'observatoires et satellitaires.

Des expériences de laboratoire apportent un éclairage complémentaire sur la physique à l'œuvre dans le noyau. Des expériences de première génération ont obtenu l'apparition d'un champ magnétique par effet dynamo au tout début du . Des expériences de seconde génération visent à donner davantage de liberté aux écoulements du fluide. Elles tentent encore d'obtenir l'effet dynamo.

Contexte général

Le champ magnétique principal de la Terre est produit au sein du noyau terrestre par un mécanisme de dynamo auto-entretenue.

Le noyau terrestre : siège de la géodynamo

Le noyau terrestre est divisé en deux parties : un noyau interne solide, d’un rayon d’environ , et un noyau externe liquide s’étendant jusqu’à environ de rayon. Le terme « liquide » désigne ici un fluide dont la viscosité est comparable à celle de l’eau.

Comme il est impossible d’accéder directement à cette région profonde, les propriétés physiques du noyau sont déterminées indirectement. La première source d’information provient de l’étude des ondes sismiques qui se propagent à l’intérieur de la Terre. Ces connaissances sont complétées par l’analyse chimique de certaines météorites, considérées comme représentatives du matériau à partir duquel la Terre s’est formée. Par ailleurs, des expériences de laboratoire reproduisant les conditions extrêmes de pression et de température régnant au sein du noyau, couplées à des calculs théoriques ab initio, permettent d’affiner les estimations concernant sa composition et ses propriétés physiques telle sa densité ou sa conductivité électrique.

Les scientifiques ont ainsi conclu que le noyau externe est principalement constitué de fer, avec environ 5 à 15 % de nickel, ainsi que de plus faibles proportions d’éléments légers dont la nature et l'abondance restent débattues. vignette|Illustration de l'effet dynamo dans le noyau terrestre. Les mouvements de convection du métal liquide dans le noyau externe sont à l’origine d’un mécanisme appelé géodynamo : le déplacement du fluide dans un champ magnétique préexistant génère des courants électriques qui induisent à leur tour un champ magnétique, qui peut renforcer le champ initial.

La source d'énergie de la géodynamo

Les roches collectées à la surface de la Terre peuvent enregistrer le champ magnétique qui régnait à leur formation. Les plus anciens minéraux ainsi magnétisés indiquent que le champ géomagnétique existe depuis au moins d’années. En l’absence d’un mécanisme de régénération, ce champ se dissiperait en quelques dizaines de milliers d'années. Il doit donc exister un processus interne capable d'entretenir le champ géomagnétique au cours du temps. Une source d’énergie continue est dès lors nécessaire pour alimenter ces écoulements et le champ magnétique qu'ils produisent dans le noyau terrestre.

L'intérieur de la Terre se refroidit à l'échelle des temps géologiques et le noyau libère une partie de l'énergie thermique qu'il recèle. Le transfert de chaleur au sein du noyau se fait par convection : sous la poussée d'Archimède les parties plus chaudes, moins denses, s'élèvent tandis que les parties plus froides, plus denses, coulent. Le refroidissement du noyau provoque la cristallisation de sa partie centrale. En cristallisant le fer libère de la chaleur latente qui alimente la convection. Il libère également une partie des éléments légers (comme le soufre et l'oxygène), qui n'intègrent pas le réseau cristallin du noyau interne. La présence de ces éléments légers rend le fluide environnant moins dense : il s'élève ajoutant une composante compositionnelle à la convection. La convection thermo-compositionnelle qui en résulte est le principal moteur de la géodynamo depuis que le noyau interne s'est formé il y a environ à d'années.

Le rôle du manteau terrestre

Mais l’évolution du noyau terrestre au cours du temps est fortement contrôlée par le manteau qui l'entoure. Le manteau est solide mais néanmoins fluide et en convection. Du fait de sa très grande viscosité (de l'ordre de ) les écoulements convectifs y sont beaucoup plus lents que dans le noyau. Par conséquent, la chaleur ne peut quitter le noyau qu’au rythme auquel elle peut être transportée par le manteau. Le manteau constitue ainsi le principal « goulot d’étranglement » du refroidissement du noyau. Il contrôle donc l’intensité de la convection dans le noyau, la vitesse de croissance du noyau interne et la quantité d’énergie disponible pour alimenter la géodynamo. Par conséquent, le maintien de la géodynamo dépend principalement du taux auquel la chaleur est transférée du noyau vers le manteau et l’existence de la géodynamo impose également des contraintes sur l’évolution du manteau au cours du temps.

thumb|Essai de reconstruction du champ magnétique et de l'écoulement dans le noyau en 2015|alt=Essai de reconstruction du champ magnétique et de l'écoulement dans le noyau en 2015

Observations

La géodynamo évolue sur une large gamme d’échelles de temps, depuis des variations à court terme sur quelques années jusqu’à des évolutions à long terme s’étendant sur des millions d’années. La fréquence observée pour les inversions du champ magnétique terrestre est de l’ordre de quelques événements par million d’années. La durée d’une inversion est de l’ordre de quelques milliers d’années. À des échelles centennales, les mesures historiques et d’observatoires montrent depuis quatre siècles une dérive vers l’ouest des anomalies du champ géomagnétique. Des variations abruptes plus rapides, appelées secousses géomagnétiques, sont détectées à partir des séries d’observatoires et des mesures satellitaires. Ces secousses sont associées à des ondes hydromagnétiques.

La compréhension de l’évolution du champ magnétique terrestre repose à la fois sur des observations modernes et sur des archives anciennes. Les mesures directes effectuées au cours des derniers siècles permettent de comprendre le comportement de la géodynamo sur des échelles de temps allant de quelques années à plusieurs siècles. Les mesures indirectes, issues des études paléomagnétiques, montrent comment la géodynamo a évolué sur des échelles allant de milliers d’années aux temps géologiques.

Observations historiques

Les observations directes les plus anciennes et les plus diversifiées géographiquement du champ géomagnétique sont appelées observations historiques et remontent à environ 500 ans. Ces mesures ont été réalisées par des marins engagés dans la navigation marchande et militaire et étaient limitées par les imprécisions de la navigation : si la latitude pouvait être déterminée avec une précision raisonnable, la mauvaise connaissance de la longitude entraînait d’importantes incertitudes de position. thumb|Évolution temporelle de la déclinaison du champ magnétique terrestre à Paris et à Londres. Portraits de et .

Observatoires magnétiques

Au , les premiers observatoires magnétiques ont commencé à enregistrer en continu le champ géomagnétique avec une grande précision et fiabilité. Carl Friedrich Gauss apporta des contributions majeures à ce domaine, notamment par le développement de mesures absolues de l'intensité du champ magnétique, l’analyse en harmoniques sphériques, ainsi que par la mise en place de premiers observatoires magnétiques. À partir de , sa collaboration avec Wilhelm Eduard Weber conduisit à des observations systématiques réalisées dans un bâtiment spécialement conçu, non magnétique, à Göttingen. Avec le soutien d’Alexander von Humboldt, ils organisèrent un réseau international d’observatoires, connu sous le nom d'« Union magnétique », qui s’étendit à travers l’Europe et inclut par la suite des stations dans les colonies britanniques ainsi que des observatoires en Sibérie et dans d’autres régions d’Asie.

Réseaux d'observatoires

L’idée d’un réseau mondial d’observatoires magnétiques fonctionnant quasi en temps réel a émergé lors d’une conférence de l’Association internationale de géomagnétisme et d'aéronomie en à Ottawa. Elle a été formalisée lors de l’Assemblée de l’Union géodésique et géophysique internationale en à Vancouver, ce qui a conduit à la création d’INTERMAGNET (International Real-time Magnetic Observatory Network). Ce réseau a adopté des spécifications modernes et normalisées pour les équipements de mesure et d’enregistrement, ainsi que pour l’échange de données en quasi-temps réel. Ces stations fixes sont idéalement situées loin des sources de bruit d’origine anthropique ou environnementale susceptibles d’affecter les mesures. Toutefois, une limitation majeure des observatoires magnétiques réside dans leur répartition mondiale inégale, avec un nombre nettement plus faible d’observatoires dans l’hémisphère Sud et dans les régions océaniques.

Missions satellitaires