Campo magnético de la tierra

El campo magnético terrestre o campo geomagnético es un campo magnético generado por fuentes intraterrestres. El tema de estudio del geomagnetismo . Apareció hace 4.200 millones de años [1] .

La estructura y características del campo magnético terrestre

El propio campo magnético de la Tierra (campo geomagnético) se puede dividir en las siguientes partes principales [2] :

campo principal,
campos de anomalías mundiales,
campo magnético externo.

Campo principal

Más del 90% consiste en un campo, cuya fuente está dentro de la Tierra, en el núcleo externo líquido ; esta parte se denomina campo principal, principal o normal [3] [4] [5] . Se aproxima como una serie en armónicos - una serie gaussiana , y en la primera aproximación cerca de la superficie de la Tierra (hasta tres de sus radios) está cerca del campo de un dipolo magnético , es decir, parece que el globo es un tira magnética con un eje dirigido aproximadamente de norte a sur [2] [6] [3] [7] [8] . El centro de este dipolo está desplazado con respecto al centro de la Tierra, y el eje está inclinado con respecto al eje de rotación de la Tierra en un ángulo de unos 10°. Con el mismo ángulo, los polos geomagnéticos se separan de los polos geográficos correspondientes : los puntos de intersección del eje del dipolo con la superficie de la Tierra [4] . Su posición en diferentes momentos del tiempo se calcula en el marco de uno u otro modelo del campo magnético, que determina de una forma u otra los tres primeros coeficientes de la serie de Gauss [3] . Estos modelos globales, como el Campo de Referencia Geomagnético Internacional (IGRF) [9] y el Modelo Magnético Mundial (WMM) [10] , son producidos por varias organizaciones geofísicas internacionales y se validan cada 5 años. Se publican coeficientes gaussianos, que determinan todos los datos sobre el estado del campo geomagnético y sus parámetros [4] . Entonces, según el modelo WMM2015, el polo norte geomagnético (de hecho, es el polo sur del imán) tiene coordenadas de 80,37° N. sh. y 72,62° O D., polo geomagnético sur - 80,37 ° S. latitud, 107.38° E etc., la inclinación del eje del dipolo con respecto al eje de rotación de la Tierra es de 9,63° [3] [11] . La circunferencia de la superficie de la Tierra perpendicular al eje magnético, en la que una aguja magnética claramente equilibrada permanece absolutamente horizontal, se denomina ecuador magnético .

Campos de anomalías mundiales

Las líneas de campo reales del campo magnético terrestre, aunque en promedio cercanas a las líneas de fuerza del dipolo, difieren de ellas en irregularidades locales asociadas con la presencia de rocas magnetizadas en la corteza , ubicadas cerca de la superficie. Debido a esto, en algunos lugares de la superficie terrestre, los parámetros de campo difieren mucho de los valores en áreas cercanas, formándose las llamadas anomalías magnéticas [2] [4] [7] [8] . Pueden superponerse entre sí si los cuerpos magnetizados que los provocan se encuentran a diferentes profundidades [5] .

La existencia de campos magnéticos en áreas locales extensas de las capas externas de la Tierra lleva a que los verdaderos polos magnéticos -puntos (o más bien, pequeñas áreas) en los que las líneas del campo magnético son absolutamente verticales- no coincidan con los geomagnéticos. mientras que no se encuentran en la superficie de la Tierra misma. , y debajo de ella [4] [3] [6] . Las coordenadas de los polos magnéticos en un momento u otro también se calculan en el marco de varios modelos del campo geomagnético encontrando todos los coeficientes en la serie gaussiana por un método iterativo. Así, según el modelo WMM actual, en 2015 el polo norte magnético estaba en 86° N. latitud, 159° O D., y el sur - 64 ° S. latitud, 137° E [3] . Los valores del modelo IGRF12 actual son ligeramente diferentes: 86,3°N. latitud, 160° O para el polo norte, 64,3°S latitud, 136,6° E para el sur [11] .

En consecuencia, el eje magnético , una línea recta que pasa por los polos magnéticos, no pasa por el centro de la Tierra y no es su diámetro [6] [7] .

Las posiciones de todos los polos cambian constantemente: el polo geomagnético sufre una precesión relativa al geográfico con un período de aproximadamente 1200 años [2] .

A principios del siglo XXI, la tasa de desplazamiento del polo norte magnético aumentó de 15 km/año a 55 km/año ( 2 mm/s ) [12]

Campo magnético externo

Está determinado por fuentes en forma de sistemas de corriente ubicados fuera de la superficie terrestre, en su atmósfera [2] [4] . En la parte superior de la atmósfera (100 km y más) - la ionosfera - sus moléculas se ionizan, formando un denso plasma frío que se eleva más alto, por lo tanto, parte de la magnetosfera de la Tierra sobre la ionosfera, extendiéndose a una distancia de hasta tres de sus radios, se llama la plasmasfera . El campo magnético de la Tierra retiene el plasma, pero su estado está determinado por su interacción con el viento solar : el flujo de plasma de la corona solar [13] .

Así, a mayor distancia de la superficie terrestre, el campo magnético es asimétrico, ya que se distorsiona bajo la influencia del viento solar: del lado del Sol, se comprime, y en la dirección del Sol, adquiere una "cola" que se extiende por cientos de miles de kilómetros, yendo más allá de la órbita de la Luna [2 ] . Esta peculiar forma de "cola" ocurre cuando el plasma del viento solar y las corrientes corpusculares solares fluyen alrededor de la magnetosfera de la Tierra, una región del espacio exterior cercano a la Tierra, todavía controlada por el campo magnético de la Tierra, y no por el Sol y otras fuentes interplanetarias. [2] [4] [7] [8] ; está separado del espacio interplanetario por la magnetopausa , donde la presión dinámica del viento solar se equilibra con la presión de su propio campo magnético. El punto subsolar de la magnetosfera está, en promedio, a una distancia de 10 radios terrestres R ⊕ ; con un viento solar débil, esta distancia alcanza 15–20 R ⊕ , y durante el período de perturbaciones magnéticas en la Tierra, la magnetopausa puede ir más allá de la órbita geoestacionaria (6,6 R ⊕ ) [2] . La cola alargada en el lado nocturno tiene alrededor de 40 R⊕ de diámetro y más de 900 R⊕ de largo ; a partir de una distancia de aproximadamente 8 R ⊕ , se divide en partes por una capa neutra plana, en la que la inducción del campo es cercana a cero [2] [4] [7] [8] .

El campo geomagnético, debido a la configuración específica de las líneas de inducción, crea una trampa magnética para partículas cargadas: protones y electrones. Captura y retiene una gran cantidad de ellos, de modo que la magnetosfera es una especie de depósito de partículas cargadas. Su masa total, según diversas estimaciones, oscila entre 1 kg y 10 kg. Forman el llamado cinturón de radiación , que cubre la Tierra por todos lados, excepto por las regiones polares. Se divide condicionalmente en dos: interno y externo. El límite inferior del cinturón interior se encuentra a una altitud de unos 500 km, su espesor es de varios miles de kilómetros. El cinturón exterior se encuentra a una altitud de 10-15 mil km. Las partículas del cinturón de radiación bajo la influencia de la fuerza de Lorentz realizan complejos movimientos periódicos desde el hemisferio norte al hemisferio sur y viceversa, mientras se mueven lentamente alrededor de la Tierra en azimut. Dependiendo de la energía, dan una vuelta completa alrededor de la Tierra en un tiempo de varios minutos a un día [7] .

La magnetosfera no permite que las corrientes de partículas cósmicas lleguen a la tierra [8] . Sin embargo, en su cola, a grandes distancias de la Tierra, la fuerza del campo geomagnético, y por ende sus propiedades protectoras, se debilita, y algunas partículas del plasma solar tienen la oportunidad de penetrar en la magnetosfera y atrapar la radiación magnética. cinturones La cola sirve así como sitio para la formación de corrientes de partículas precipitantes que provocan auroras y corrientes aurorales [2] . En las regiones polares, parte del flujo de plasma solar invade las capas superiores de la atmósfera desde el cinturón de radiación de la Tierra y, al chocar con las moléculas de oxígeno y nitrógeno, las excita o ioniza, y durante la transición inversa al estado no excitado, los átomos de oxígeno emiten fotones con λ = 0,56 μm y λ \u003d 0,63 μm, mientras que las moléculas de nitrógeno ionizado durante la recombinación resaltan las bandas azul y violeta del espectro. Al mismo tiempo, se observan auroras, especialmente dinámicas y brillantes durante las tormentas magnéticas . Ocurren durante perturbaciones en la magnetosfera causadas por un aumento en la densidad y velocidad del viento solar con un aumento en la actividad solar [8] [7] .

Opciones de campo

Una representación visual de la posición de las líneas de inducción magnética del campo terrestre está dada por una aguja magnética, fijada de tal manera que puede girar libremente tanto alrededor del eje vertical como alrededor del eje horizontal (por ejemplo, en una suspensión de cardán ), - en cada punto cercano a la superficie de la Tierra, se instala de cierta manera a lo largo de estas líneas.

Debido a que los polos magnético y geográfico no coinciden, la aguja magnética indica la dirección norte-sur solo aproximadamente. El plano vertical en el que se instala la aguja magnética se denomina plano del meridiano magnético del lugar dado, y la línea a lo largo de la cual este plano se cruza con la superficie de la Tierra se denomina meridiano magnético [6] [8] . Así, los meridianos magnéticos son proyecciones de las líneas del campo magnético de la Tierra sobre su superficie, convergiendo en los polos magnéticos norte y sur [14] . El ángulo entre las direcciones de los meridianos magnético y geográfico se llama declinación magnética . Puede ser occidental (a menudo denotado por el signo "-") o este (signo "+"), dependiendo de si el polo norte de la aguja magnética se desvía hacia el oeste o hacia el este del plano vertical del meridiano geográfico [6] [7] [8] .

Además, las líneas del campo magnético de la Tierra, en términos generales, no son paralelas a su superficie. Esto significa que la inducción magnética del campo terrestre no se encuentra en el plano del horizonte de un lugar determinado, sino que forma un cierto ángulo con este plano; se denomina inclinación magnética [6] [8] . Está cerca de cero solo en los puntos del ecuador magnético : la circunferencia de un gran círculo en un plano que es perpendicular al eje magnético [3] .

La declinación magnética y la inclinación magnética determinan la dirección de la inducción magnética del campo terrestre en cada lugar en particular. Y el valor numérico de esta cantidad se puede encontrar conociendo la inclinación y una de las proyecciones del vector de inducción magnética , en el eje vertical u horizontal (este último resulta ser más conveniente en la práctica). Por lo tanto, estos tres parámetros, la declinación magnética, la inclinación y el valor absoluto del vector de inducción magnética B (o el vector de intensidad del campo magnético ) , caracterizan completamente el campo geomagnético en una ubicación determinada. Su conocimiento exacto del mayor número posible de puntos en la Tierra es extremadamente importante [6] [8] . Los mapas magnéticos especiales se compilan con isógonos (líneas de la misma declinación) e isoclinas (líneas de la misma inclinación) necesarios para la orientación usando una brújula [8] . $\matemáticas {B}$ $\mathbf {H}$

En promedio, la intensidad del campo magnético de la Tierra oscila entre 25 y 65 µT (0,25-0,65 gauss ) y depende en gran medida de la ubicación geográfica [3] . Esto corresponde a una intensidad de campo media de unos 0,5 Oe (40 A / m ) [2] . En el ecuador magnético, su valor es de aproximadamente 0,34 Oe , y en los polos magnéticos es de aproximadamente 0,66 Oe. En algunas áreas (anomalías magnéticas), la intensidad aumenta considerablemente: en el área de la anomalía magnética de Kursk , alcanza los 2 Oe [7] .

El momento dipolar magnético de la Tierra en 2015 fue de 7,72⋅10 25 G cm³ (o 7,72⋅10 22 A m²), disminuyendo en promedio durante las últimas décadas en 0,007⋅10 25 G cm³ por año [11] .

La naturaleza del campo magnético terrestre

Por primera vez, J. Larmor intentó explicar la existencia de los campos magnéticos de la Tierra y el Sol en 1919 [19] proponiendo el concepto de dínamo , según el cual el campo magnético de un cuerpo celeste se mantiene bajo la influencia del movimiento hidrodinámico de un medio eléctricamente conductor. Sin embargo, en 1934 T. Cowling [20] demostró un teorema sobre la imposibilidad de mantener un campo magnético axisimétrico mediante un mecanismo de dínamo hidrodinámico. Y dado que la mayoría de los cuerpos celestes estudiados (especialmente la Tierra) se consideraban axialmente simétricos, en base a esto se podría suponer que su campo también sería axialmente simétrico, y entonces su generación según este principio sería imposible según este teorema [21] . Incluso Albert Einstein se mostró escéptico sobre la viabilidad de tal dínamo dada la imposibilidad de la existencia de soluciones simples (simétricas). Solo mucho más tarde se demostró que no todas las ecuaciones con simetría axial que describen el proceso de generación de un campo magnético tienen una solución axialmente simétrica, y en la década de 1950. se han encontrado soluciones no simétricas [21] [16] .

Desde entonces, la teoría de la dínamo se ha desarrollado con éxito, y hoy en día la explicación más probable y más comúnmente aceptada para el origen del campo magnético de la Tierra y otros planetas es un mecanismo de dínamo autoexcitado basado en la generación de una corriente eléctrica en un conductor a medida que se mueve en un campo magnético generado y amplificado por estas mismas corrientes. En el núcleo de la Tierra se crean las condiciones necesarias : en el núcleo externo líquido , que consiste principalmente en hierro a una temperatura del orden de 4-6 mil kelvin, que conduce excelentemente la corriente, se crean flujos convectivos que eliminan el calor del sólido núcleo interno (generado debido a la desintegración de elementos radiactivos o la liberación de calor latente durante la solidificación de la materia en el límite entre el núcleo interno y externo a medida que el planeta se enfría gradualmente). Las fuerzas de Coriolis retuercen estos flujos en espirales características, formando las llamadas columnas de Taylor . Debido a la fricción de las capas, adquieren una carga eléctrica, formando corrientes de bucle. Así, se crea un sistema de corrientes que circulan a lo largo de un circuito conductor en conductores que se mueven en un campo magnético (inicialmente presente, aunque muy débil), como en un disco de Faraday . Crea un campo magnético que, con geometría favorable de los flujos, amplifica el campo inicial, y éste, a su vez, amplifica la corriente, y el proceso de amplificación continúa hasta que las pérdidas por calor Joule, que aumentan al aumentar la corriente, se equilibran. las entradas de energía debido a los movimientos hidrodinámicos [15] [22] [17] [23] . Se ha sugerido que la dínamo puede ser excitada por precesión o fuerzas de marea, es decir, que la fuente de energía es la rotación de la Tierra, pero la hipótesis más común y desarrollada es que sigue siendo convección termoquímica [18] .

Matemáticamente, este proceso se describe mediante la ecuación de inducción magnetohidrodinámica [17] [18] [24]

{\frac {\parcial \mathbf {B} }{\parcial t))=\mathbf {\nabla } \times (\mathbf {u} \times \mathbf {B} )+\eta \mathbf { \ nabla } ^ {2} \ mathbf {B}

donde u es la velocidad de flujo del fluido, B es la inducción magnética , η = 1/μσ es la viscosidad magnética (coeficiente de difusión magnética), σ es la conductividad eléctrica del fluido y μ es la permeabilidad magnética , que en una temperatura central tan alta es prácticamente lo mismo que μ 0 - permeabilidad al vacío. El primer término del lado derecho corresponde a la formación del campo magnético y el segundo a su supresión. Para u=0 (sin dínamo), la solución de esta ecuación es un campo que desaparece por completo después de 6⋅10 4 años [24] .

Sin embargo, para una descripción completa, es necesario escribir un sistema de ecuaciones magnetohidrodinámicas . En la aproximación de Boussinesq (en la que se desprecia el llamado enfriamiento secular y se supone que todas las características físicas del líquido son constantes, excepto la fuerza de Arquímedes , que tiene en cuenta los cambios de densidad debidos a las diferencias de temperatura y, en general, caso, la concentración de elementos ligeros), esto es [17] [ 18] [24] :

La ecuación de Navier-Stokes , que contiene términos que expresan la acción combinada de rotación y campo magnético:

\rho _{0}\left({\frac {\parcial \mathbf {u} }{\parcial t))+\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla } \mathbf {u} \ derecha)=-\nabla P+\rho _{0}\nu \mathbf {\nabla } ^{2}\mathbf {u} +\rho {\bar {\mathbf {g} }}-2\rho_{ 0}\mathbf {\Omega } \times \mathbf {u} +\mathbf {J} \times \mathbf {B}

Aquí ρ es la densidad, ν es la viscosidad cinemática , es la presión “efectiva”, teniendo en cuenta la fuerza centrífuga (aunque en algunos modelos se supone despreciable), es la fuerza gravitatoria (R 0 es el radio de la núcleo externo), Ω es la velocidad angular de rotación del manto , asumida igual a la velocidad de rotación del núcleo interno, es la densidad de corriente según la ley de Ampère , el índice "0" en todas partes indica los valores en el límite del núcleo exterior. El lado izquierdo de la ecuación es la derivada del momento por unidad de volumen, es decir, la derivada temporal del valor ρ 0 V, arrastrado por el movimiento del fluido; el lado derecho es la suma de las fuerzas que provocan este cambio de momento: gradiente de presión , viscosidad , gravedad ( fuerza de Arquímedes ), rotación ( fuerza de Coriolis ) y campo magnético ( fuerza de Lorentz ) [17] . $P=p-{\frac {\rho _{0}}{2}}|\mathbf {\Omega } \times \mathbf {r} |^{2}$ ${\displaystyle {\bar {\mathbf {g} }}=g_{0}{\frac {\mathbf {r} }{R_{0))))$ $\mathbf {J} ={\frac {1}{\mu }}\nabla \times \mathbf {B}$

La rotación de la Tierra es uno de los factores más importantes en la formación del campo geomagnético, y su mecanismo es similar a los procesos en la atmósfera terrestre, dando lugar al vórtice de masas de aire en sentido contrario a las agujas del reloj en el hemisferio norte . en el hemisferio sur - ciclones y anticiclones . Remolinos similares de flujos de convección en el núcleo conducen al hecho de que los movimientos de convección turbulentos individuales adquieren una asimetría de espejo a gran escala (cuando se promedian sobre las fluctuaciones de velocidad) y, juntos, conducen a la generación de una dínamo en una escala macroscópica debido al electromotor . fuerza dirigida a lo largo, en lugar de perpendicular a, el campo magnético promedio (que se determina promediando el campo real sobre sus posibles realizaciones estadísticas) , donde ε es la FEM y α es el coeficiente de proporcionalidad, por lo que este mecanismo se denominó efecto alfa [23] [25] . En el caso general, α es un tensor , sin embargo, la antisimetría especular da un pseudoescalar , que esta fórmula requiere por construcción, ya que ε es un verdadero vector y B es un pseudovector [26] . Una dínamo basada únicamente en el efecto α se denomina dínamo α 2 , ya que su acción se expresa mediante el producto de dos términos que contienen este coeficiente [24] - se caracteriza por un campo casi estacionario que experimenta pequeñas variaciones a corto plazo (del orden de cientos de años para la Tierra) e inversiones completas a largo plazo (del orden de un millón de años para la Tierra). También es posible un mecanismo con la acción del efecto omega (más importante para el Sol que para la Tierra, pero necesario para explicar la naturaleza de la deriva observada de las heterogeneidades geomagnéticas): se trata de una rotación diferencial medida por un gradiente de velocidad, que a partir de un campo magnético poloidal (alargado a lo largo de los meridianos, B S ) se crea un campo toroidal (alargado a lo largo de los paralelos, B T ) oculto en el núcleo conductor del planeta. El efecto alfa cierra el ciclo de generación, convirtiendo el campo toroidal en poloidal debido a vórtices caracterizados por helicidad negativa (esta característica se expresa por la relación y está directamente relacionada con el valor de α) en el Hemisferio Norte y positiva en el Sur. Hemisferio: los flujos ascendentes y descendentes en los cilindros de convección estiran y giran las líneas B T en la dirección S [27] [21] [16] [18] . Este esquema suele denominarse efecto αω , proporciona campos variables y, al mismo tiempo, B T >> BS , mientras que para el mecanismo α 2 estos componentes son comparables (experimentalmente, hasta la fecha, solo una estimación aproximada de |B S |<|B T |<100|B S |). Y si solo el efecto alfa puede ser la fuente del campo poloidal, entonces ambos pueden ser la fuente del campo toroidal, y si ambos hacen una contribución significativa, el mecanismo correspondiente a veces se denota como α 2 ω. La mayoría de los modelos teóricos de la dínamo magnética son del tipo α 2 . En ambos casos, tanto los efectos alfa como omega, se eliminan así las limitaciones del teorema de Cowling [17] [24] . Sin embargo, hay una serie de geometrías de flujo para las que una dínamo también es imposible (por ejemplo, un campo de velocidad puramente toroidal [24] [28] ), al mismo tiempo, bajo ciertas condiciones, también es posible con vorticidad total cero y cero helicidad; también son posibles otros efectos que conducen a la aparición de una fem paralela al campo magnético [26] . $\langle \mathbf {\varepsilon} \rangle =\alpha \langle \mathbf {B} \rangle$ $\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla } \times \mathbf {u}$ $\mathbf {\nabla } \times \mathbf {u}$

Ecuación del calor , que expresa la ley de conservación de la energía :

{\frac {\T parcial}{\t parcial))+\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla } T=\kappa \mathbf {\nabla } ^{2}T+\epsilon

donde T es la temperatura, κ = k/(ρc p ) es la difusividad térmica (coeficiente de difusión térmica), k es la conductividad térmica , c p es el calor específico del medio a presión constante. El último término, ε, es proporcional a la liberación de calor generado por diversas fuentes disueltas en el líquido (como la desintegración radiactiva), por unidad de masa. En modelos que tienen en cuenta la transferencia no solo de calor, sino también de materia , la ecuación similar correspondiente se escribe para la variable ξ - la fracción de masa de elementos ligeros (se cree que estos son azufre y oxígeno ) en la composición del núcleo:

{\frac {\parcial \xi }{\parcial t))+\mathbf {u} \cdot \mathbf {\nabla } \xi =\kappa _{\xi }\mathbf {\nabla } ^{ 2}\xi +\epsilon _{\xi }

donde κ ξ es el coeficiente de difusión (molecular) . Sin embargo, en la mayoría de los modelos de dínamo, por simplicidad, la diferencia de temperatura y las concentraciones de elementos ligeros se combinan en una variable responsable de la flotabilidad.

Ecuación de continuidad :

\mathbf {\nabla } \cdot \mathbf {u} =0

El teorema de Gauss también debe cumplirse.

\mathbf {\nabla} \cdot \mathbf {B} =0

Finalmente, la ecuación de estado ; diferentes modelos utilizan diferentes formas de la misma, por ejemplo,

{\ estilo de visualización \ rho = \ rho _ {0} \ izquierda [1- \ alfa (T-T_ {0}) \ derecha]}

donde α es el coeficiente de expansión térmica lineal (la notación es la misma que el factor de proporcionalidad en la ecuación del efecto alfa). En el caso general, cuando se tiene en cuenta la transferencia de masa, también hay un término entre corchetes . aquí , . ${\ estilo de visualización \ alfa _ {\ xi} (\ xi - \ xi _ {0})}$ $\alpha =-{\frac {1}{\rho }}\left({\frac {\parcial \rho }{\parcial T}}\right)_{P,\xi }$ $\alpha _{\xi }=-{\frac {1}{\rho }}\left({\frac {\parcial \rho }{\parcial \xi }}\right)_{P,T }$

Naturalmente, también son necesarias las condiciones de contorno para la velocidad del flujo, el campo magnético y la diferencia de temperatura, y mucho depende de cómo se establezcan en un modelo particular. La mayor dispersión ocurre en relación con el flujo de calor y materia en los límites entre el núcleo interno y externo, así como entre el núcleo externo y el manto, y la heterogeneidad del manto y los procesos en él debido a la tectónica de placas juega un papel importante. papel significativo [17] [18] [29] , que, lo que es más importante, avanzan en órdenes de magnitud más lentos que en el núcleo, lo que complica enormemente el complejo análisis del problema.

Es más conveniente resolver este sistema de ecuaciones en forma adimensional, introduciendo las magnitudes características de longitud, tiempo, velocidad, campo magnético, etc.; entonces incluirán los siguientes parámetros adimensionales [17] [18] [30] :

Parámetro	Fórmula	Definición	Valor en el núcleo de la Tierra	Nota
Parámetros de entrada
número de Rayleigh	$Ra={\frac {g_{0}\alpha \beta_{0}R_{0}^{3}}{\nu \kappa }}$ , donde β 0 es el gradiente de temperatura en el límite del núcleo exterior (en r=R 0 ). Dependiendo del modelo, existen otras definiciones: ${\frac {g_{0}\alpha \beta _{0}D}{\Omega \kappa ))$ (D es el grosor del núcleo exterior), ${\frac {g_{0}\alpha Q_{0}}{2k\kappa \Omega }}$ ( es el flujo de calor total), ${\displaystyle Q_{0}=4\pi R_{0}^{2}\kappa \beta _{0))$ ${\frac {g_{0}\alpha \beta_{1}R_{0}^{2}}{\eta \Omega }}$ (β 1 es el gradiente de temperatura en el límite del núcleo interno y externo), etc. [17]	la relación entre la intensidad de flotabilidad y la viscosidad, que determina la cantidad de energía disponible para el sistema para la implementación de la convección: el mecanismo de convección de transferencia de calor prevalecerá sobre la conductividad térmica, cuando Ra es mayor que un cierto valor crítico	10 24 -10 30 , dependiendo de la definición [17] [24]
número de Ekman	${\displaystyle E={\frac {\nu }{2\Omega R_{0}^{2))))$	relación de viscosidad (fricción interna) y fuerza de Coriolis: un valor menor corresponde a una rotación más rápida, y viceversa	10 -15
número de Prandtl , y también (con margen para la transferencia de masa) el número de masa de Prandtl	$Pr={\frac {\nu }{\kappa }}$ , ${\displaystyle Pc={\frac {\nu }{\kappa _{\xi ))))$	la relación de los tiempos de difusión característicos de viscoso y térmico, es decir, viscosidad cinemática y difusividad térmica	~10 -1	presumiblemente, cuando predomina la difusión turbulenta, todos los números de Prandtl tienden a 1, aunque la cuestión de la turbulencia en el núcleo aún no se ha estudiado lo suficiente
Número de Prandtl magnético	$Pm={\frac {\nu }{\eta }}$	la relación de los tiempos característicos de difusión de las fuerzas magnéticas y viscosas, es decir, magnéticas, a las fuerzas de fricción interna	10-6 _
Número de Taylor	$Ta=\left({\frac {2\Omega R_{0}^{2}}{\nu }}\right)^{2}={\frac {1}{E^{2}} }$	relación entre la fuerza de Coriolis y las fuerzas de fricción viscosa
Número de Rayleigh modificado	$Ra_{M}={\frac {\alpha \beta_{0}g_{0}R_{0}^{2}}{2\Omega \kappa }}=E\cdot Ra$	relación entre la fuerza de Arquímedes y la fuerza de Coriolis
Número magnético de Ekman	$E_{M}={\frac {\eta }{2\Omega R_{0}^{2}}}={\frac {E}{Pm}}$	relación entre el período de rotación y el tiempo característico de la interacción magnética
La relación de los coeficientes de difusión de magnético y térmico	$q={\frac {\kappa}{\eta}}={\frac {Pm}{Pr}}$		1.7⋅10 -5 [24] , 2⋅10 -7 [17]
Valores calculados
Número de Reynolds magnético	$Rm={\frac {u_{0}R_{0}}{\eta }}$ , donde u 0 es la velocidad característica del flujo. Localmente en cada punto, la cantidad se define como $Rm={\frac {\|\mathbf {u} \times \mathbf {B} \|}{\|\eta \mathbf {\nabla } \times \mathbf {B} \|))$	la relación entre el tiempo cinético característico y el coeficiente de difusión magnética, es decir, inducción y difusión magnéticas	10 2 -10 3 [17] [30] [24]	La dínamo es posible solo cuando se alcanza el valor umbral Rm, es decir, bajo la condición de que la intensidad del aumento de la energía del campo magnético debido al trabajo de la dínamo contra la fuerza de Lorentz − u •( J × B ) supera el valor μ 0 ηJ 2 , la intensidad de la disipación de energía magnética en calor , — esto corresponde a Rm>1, pero está lejos de ser suficiente: el valor - u •( J × B ) no siempre debe ser negativo [17] . A veces también se introducen números de Reynolds magnéticos para el efecto alfa y el efecto omega para caracterizar las contribuciones de estos mecanismos [24] . $Rm_{\alpha }={\frac {\alpha R_{0}}{\eta }}$ $Rm_{\omega }={\frac {\omega R_{0}^{2}}{\eta }}$
Número de Elsasser	${\displaystyle \Lambda ={\frac {B_{0}^{2}}{2\Omega \eta \mu_{0}\rho_{0}}))$ , donde B 0 es el valor característico del campo magnético,	relación entre la fuerza de Lorentz y la fuerza de Coriolis	$O$ (diez)	es igual a 1 para un campo magnético igual a 1 en unidades adimensionales
Número de Rossby	$Ro={\frac{u_{0}}{\Omega R_{0}}}$	relación de la fuerza de inercia y la fuerza de Coriolis	10-6 _

Debido a su complejidad, este sistema de ecuaciones en derivadas parciales solo puede resolverse numéricamente con exactitud , y tal posibilidad técnicamente ha aparecido hace relativamente poco tiempo. La tarea de la simulación numérica es averiguar si la solución describe la dinámica observada del campo geomagnético [17] . El campo magnético obtenido como resultado de la solución debe ser capaz de excitar corrientes que generen más un campo magnético, etc. La dificultad radica en la falta de información sobre el núcleo interno, en particular, sobre las fuentes de calor que provocan la convección [23] . La descripción de estructuras a pequeña escala y el cálculo de sus características causan grandes dificultades, por ejemplo, la capa de Ekman con un espesor de 10 cm (incluso 10 m) en la superficie del núcleo con un radio de 3500 kilómetros [17] . La excepcional pequeñez de los parámetros adimensionales E y Pm y, por el contrario, el gran valor de Rm son todavía inalcanzables en simulaciones numéricas [18] .

En 1995, grupos de Japón [32] y Estados Unidos [33] [31] lograron un gran avance en este sentido . A partir de este momento, los resultados de una serie de simulaciones numéricas reproducen satisfactoriamente las características cualitativas del campo geomagnético en dinámica, incluidas las inversiones [16] [34] . Se considera que el modelo de referencia es el resultado acumulativo del trabajo de seis grupos científicos a finales de los 90. [35] , donde se supuso que los parámetros adimensionales clave eran Ra=10 5 , E=10 −3 , Pr=1, Pm=5, lo cual está muy alejado de los valores reales, pero es importante que dentro de él, no obstante , hay una solución estable, y se usa ampliamente para evaluar la precisión de otros métodos [18] .

Sin embargo, en lugar de una solución numérica exacta, es posible construir un sistema de ecuaciones diferenciales ordinarias de bajo orden que refleje aproximadamente las características principales del problema no lineal original para aproximar el comportamiento del sistema desde el punto de vista de teoría de sistemas dinámicos [30] [16] . También es posible evaluar analíticamente el comportamiento del sistema en el límite asintótico [18] [21] . Esto hace posible simular varios modos de la dínamo, para analizar la relación entre los parámetros [24] .

Un estudio experimental del efecto dínamo también está asociado con enormes dificultades, ya que en condiciones de laboratorio es naturalmente extremadamente difícil reproducir las condiciones creadas dentro de la Tierra u otros objetos astronómicos: estrellas y planetas. El principal problema es la pequeñez del número de Prandtl magnético que caracteriza los líquidos experimentalmente disponibles [26] [18] . Por lo tanto, desde mediados del siglo XX, solo tres implementaciones exitosas de la dínamo hidromagnética han sido realizadas por grupos científicos en Riga [36] [37] , Karlsruhe [38] y Cadarache [39] [40] , y estrictamente hablando , ninguno de ellos puede considerarse un análogo directo del proceso natural [26] . Actualmente, los mayores estudios se están realizando en la Universidad de Maryland utilizando sodio líquido y en la Universidad de Wisconsin , donde se simulan las condiciones necesarias para generar una dínamo sobre un plasma caliente [41] .

El problema del geomagnetismo moderno es la llamada paradoja del nuevo núcleo [42] En el marco de la teoría tradicional de la dínamo, se necesita un núcleo interno sólido para generar un campo magnético autosostenible. Sin embargo, a principios de la década de 2010, los estudios mostraron que el núcleo sólido podría haberse formado hace solo unos 1500 millones de años [43] [44] , mientras que el campo magnético ya existía hace 3400 millones de años [45] y, según algunos datos, incluso 4,2 hace mil millones de años [46] , es decir, poco después de la formación del propio planeta. En consecuencia, o bien el núcleo sólido se formó mucho antes [47] [48] , o en las primeras etapas la dínamo se realizó de acuerdo con algún otro mecanismo [49] [50] , por ejemplo, algunos científicos creen [51] que el paradoja se puede explicar una gran transferencia de calor desde el núcleo y una más pequeña desde el manto (en este caso, la convección de calor es posible incluso antes de la formación de un núcleo sólido), sin embargo, incluso los valores modificados de conductividad térmica no explicar completamente la paradoja. También se están desarrollando hipótesis de que el campo magnético de la Tierra en las primeras etapas de su existencia es proporcionado por la cristalización de una sustancia mineral: dióxido de silicio [52] u óxido de magnesio [53] . A partir de 2017, la cuestión de la edad del núcleo sólido y el campo magnético en los primeros períodos geológicos sigue abierta [34] .

Cambios en el campo magnético terrestre

Los estudios de la magnetización residual adquirida por las rocas ígneas cuando se enfrían por debajo del punto de Curie indican inversiones repetidas del campo magnético de la Tierra , registradas en anomalías magnéticas de franjas de la corteza oceánica , paralelas a los ejes de las dorsales oceánicas . Así, todos los cambios en el campo magnético de la Tierra durante los últimos 180 millones de años se registran en la corteza oceánica. Comparando áreas con la misma magnetización en diferentes lados de las dorsales oceánicas, es posible determinar cuándo estas áreas comenzaron a divergir.

El desplazamiento de los polos magnéticos de la Tierra

Por primera vez, las coordenadas del polo magnético en el hemisferio norte se determinaron en 1831, nuevamente, en 1904, luego en 1948 y 1962, 1973, 1984, 1994; en el Hemisferio Sur - en 1841, nuevamente - en 1908 [54] . El cambio de los polos magnéticos se ha registrado desde 1885. Durante los últimos 100 años, el polo magnético del hemisferio sur se ha movido [55] casi 900 km y ha entrado en el Océano Antártico [56] . Los últimos datos [57] sobre el estado del polo magnético del Ártico (moviéndose hacia la anomalía magnética mundial de Siberia Oriental a través del Océano Ártico ) mostraron que de 1973 a 1984 su recorrido fue de 120 km, de 1984 a 1994, más de 150 km. Aunque estos datos son calculados, son confirmados por mediciones del polo norte magnético.

Después de 1831, cuando se registró por primera vez la posición del polo, para 2019 el polo ya se ha desplazado más de 2300 km hacia Siberia y continúa moviéndose con aceleración. Su velocidad ha aumentado de 15 km por año en 2000 a 55 km por año en 2019. Una deriva tan rápida genera la necesidad de ajustes más frecuentes en los sistemas de navegación que utilizan el campo magnético terrestre, por ejemplo, en las brújulas de los teléfonos inteligentes o en los sistemas de navegación de respaldo de barcos y aviones [58] .

La intensidad del campo magnético de la tierra está cayendo, y de manera desigual. En los últimos 22 años, ha disminuido en un promedio del 1,7% y en algunas regiones, por ejemplo, en el Océano Atlántico Sur, en un 10%. En algunos lugares, la fuerza del campo magnético, contrariamente a la tendencia general, incluso aumentó.

La aceleración del movimiento de los polos (en un promedio de 3 km/año) y su movimiento a lo largo de los corredores de inversión de los polos magnéticos (estos corredores permitieron identificar más de 400 paleoinversiones) sugiere que este movimiento de los polos debe ser visto no como una excursión, sino como otra inversión del campo magnético de la Tierra [59 ] .

Esto también lo confirma el aumento actual en el ángulo de apertura de las cúspides (ranuras polares en la magnetosfera en el norte y el sur), que alcanzó los 45° a mediados de la década de 1990. El material de radiación del viento solar, el espacio interplanetario y los rayos cósmicos se precipitaron hacia las grietas expandidas, como resultado de lo cual una mayor cantidad de materia y energía ingresa a las regiones polares, lo que puede conducir a un calentamiento adicional de los casquetes polares. .

Coordenadas geomagnéticas (coordenadas de McIlwain )

En la física de rayos cósmicos, las coordenadas específicas en el campo geomagnético, llamadas así por el científico Carl McIlwain , quien fue el primero en proponer su uso [60] , son ampliamente utilizadas, ya que se basan en las invariantes del movimiento de las partículas en un campo magnético. Un punto en un campo dipolar se caracteriza por dos coordenadas (L, B), donde L es la llamada capa magnética , o parámetro de McIlwain ( inglés L-shell, L-value, McIlwain L-parameter ), B es el parámetro magnético inducción de campo (normalmente en Gs ). El valor L se suele tomar como parámetro de la capa magnética, igual a la relación entre la distancia media de la capa magnética real desde el centro de la Tierra en el plano del ecuador geomagnético al radio de la Tierra. [61]

Historia de la investigación

Hace algunos milenios en la antigua China se sabía que los objetos magnetizados se ubican en una determinada dirección, en particular, la aguja de la brújula siempre ocupa una determinada posición en el espacio. Gracias a esto, la humanidad ha podido usar durante mucho tiempo una flecha de este tipo (brújula) para navegar en mar abierto lejos de la costa. Sin embargo, antes del viaje de Colón de Europa a América (1492), nadie mostró especial atención al estudio de tal fenómeno, ya que los científicos de la época creían que se producía como consecuencia de la atracción de la flecha por la Estrella Polar . . En Europa y los mares que la rodean, la brújula en ese momento estaba instalada casi a lo largo del meridiano geográfico. Al cruzar el Océano Atlántico, Colón notó que aproximadamente a mitad de camino entre Europa y América, la aguja de la brújula se desviaba casi 12° hacia el oeste. Este hecho inmediatamente generó dudas sobre la exactitud de la hipótesis anterior sobre la atracción de la flecha por la Estrella Polar, impulsó un estudio serio del fenómeno recién descubierto: los navegantes necesitaban información sobre el campo magnético de la Tierra. A partir de ese momento se inició la ciencia del magnetismo terrestre, se comenzaron a generalizar las mediciones de la declinación magnética , es decir, el ángulo entre el meridiano geográfico y el eje de la aguja magnética, es decir, el meridiano magnético. En 1544, el científico alemán Georg Hartmann descubrió un nuevo fenómeno: la aguja magnética no solo se desvía del meridiano geográfico, sino que, al estar suspendida por el centro de gravedad, tiende a colocarse en cierto ángulo con respecto al plano horizontal, lo que se denomina magnético . inclinación [5] .

A partir de ese momento, junto con el estudio del fenómeno de la deflexión, los científicos también comenzaron a estudiar la inclinación de la aguja magnética. José de Acosta (uno de los fundadores de la geofísica , según Humboldt ) en su Historia (1590) tuvo por primera vez la teoría de las cuatro líneas sin declinación magnética. Describió el uso de la brújula, el ángulo de desviación, la diferencia entre el Magnético y el Polo Norte, así como la fluctuación de desviaciones de un punto a otro, identificó lugares con desviación cero, por ejemplo, en las Azores [62 ] .

Como resultado de las observaciones, se encontró que tanto la declinación como la inclinación tienen valores diferentes en diferentes puntos de la superficie terrestre. Al mismo tiempo, sus cambios de un punto a otro obedecen a un patrón complejo. Su investigación permitió que el médico de la corte de la reina Isabel inglesa y el filósofo natural William Gilbert presentaran en 1600 en su libro "Sobre el imán" ("De Magnete") la hipótesis de que la Tierra es un imán, cuyos polos coinciden con los polos geográficos. En otras palabras, W. Gilbert creía que el campo de la Tierra es similar al campo de una esfera magnetizada. W. Hilbert basó su declaración en un experimento con un modelo de nuestro planeta, que es una bola de hierro magnetizada y una pequeña flecha de hierro. El principal argumento a favor de su hipótesis, Gilbert creía que la inclinación magnética medida en tal modelo resultó ser casi la misma que la inclinación observada en la superficie terrestre. La discrepancia entre la declinación de la Tierra y la declinación en el modelo, Gilbert explicó por la acción de desviación de los continentes en la aguja magnética. Aunque muchos hechos establecidos más tarde no coincidieron con la hipótesis de Hilbert, ésta no ha perdido su significado hasta el día de hoy. La idea básica de Hilbert de que la causa del magnetismo terrestre debe buscarse dentro de la Tierra resultó ser correcta, así como el hecho de que, en primera aproximación, la Tierra es de hecho un gran imán, que es una bola magnetizada uniformemente [5] .

En 1634, el astrónomo inglés Henry Gellibrand descubrió que la declinación magnética de Londres cambiaba con el tiempo. Esta fue la primera evidencia registrada de variaciones seculares: cambios regulares (de un año a otro) en los valores anuales promedio de los componentes del campo geomagnético [5] [62] .

M. V. Lomonosov en 1759, en su informe "Discurso sobre la gran precisión de la ruta marítima", dio valiosos consejos sobre cómo aumentar la precisión de las lecturas de la brújula. Para estudiar el magnetismo terrestre, recomendó organizar una red de puntos permanentes (observatorios) en los que realizar observaciones magnéticas sistemáticas; tales observaciones también deberían llevarse a cabo ampliamente en el mar. La idea de Lomonosov de organizar observatorios magnéticos se realizó solo 60 años después en Rusia [62] .

Los ángulos de declinación e inclinación determinan la dirección en el espacio de la intensidad del campo magnético terrestre, pero no pueden dar su valor numérico. Hasta finales del siglo XVIII. no se hicieron mediciones de la magnitud de la intensidad por la razón de que no se conocían las leyes de interacción entre el campo magnético y los cuerpos magnetizados. Sólo después en 1785-1789. El físico francés Charles Coulomb estableció una ley que lleva su nombre y apareció la posibilidad de tales mediciones. Desde finales del siglo XVIII, junto con la observación de la declinación y la inclinación, se comenzaron a generalizar las observaciones de la componente horizontal, que es una proyección del vector de intensidad del campo magnético sobre un plano horizontal (conociendo la declinación y la inclinación, también se puede calcular el valor del vector de fuerza de campo magnético total) [5] .

El primer trabajo teórico sobre qué constituye el campo magnético terrestre, es decir, cuál es la magnitud y dirección de su fuerza en cada punto de la superficie terrestre, pertenece al matemático alemán Carl Gauss . En 1834, dio una expresión matemática para los componentes de la tensión en función de las coordenadas: la latitud y la longitud del lugar de observación. Usando esta expresión, es posible encontrar para cada punto de la superficie terrestre los valores de cualquiera de los componentes que se denominan elementos del magnetismo terrestre. Esta y otras obras de Gauss se convirtieron en la base sobre la que se construye el edificio de la ciencia moderna del magnetismo terrestre [5] . En particular, en 1839 demostró que la mayor parte del campo magnético sale de la Tierra, y la causa de las pequeñas y breves desviaciones de sus valores debe buscarse en el medio externo [62] .

En 1831, el explorador polar inglés John Ross descubrió el polo norte magnético en el archipiélago canadiense , el área donde la aguja magnética ocupa una posición vertical, es decir, la inclinación es de 90 °. Y en 1841, James Ross (sobrino de John Ross) alcanzó el otro polo magnético de la Tierra , situado en la Antártida [62] .

Véase también

Notas

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Enlaces

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Enlaces

Mapas del desplazamiento de los polos magnéticos de la Tierra para el período de 1600 a 1995

Otra información relacionada

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Impacto de la inversión del campo magnético en el clima y la evolución de la vida en la Tierra .
Brounov P. I. Observaciones magnéticas // Diccionario enciclopédico de Brockhaus y Efron : en 86 volúmenes (82 volúmenes y 4 adicionales). - San Petersburgo. , 1890-1907.
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