A Föld mágneses tere - Earth's magnetic field
Cikkek arról |
Elektromágnesesség |
---|
Föld mágneses mezeje , más néven a geomágneses mező , a mágneses mező , amely kiterjed a Föld belső űrbe, ahol kölcsönhatásba lép a napszél , a patak töltött részecskék áradó Naptól való . A mágneses mezőt elektromos áramok generálják az olvadt vas és a nikkel keverékének konvekciós áramlásának mozgása következtében a Föld külső magjában : ezeket a konvekciós áramokat a magból kilépő hő okozza, ez egy természetes folyamat, amelyet geodinamónak neveznek . A Föld mágneses mezőjének nagysága a felszínén 25-65 μT (0,25-0,65 gauss ). Hozzávetőlegesen egy mágneses dipólus mezője ábrázolja, amely jelenleg körülbelül 11 fokos szögben dől meg a Föld forgástengelyéhez képest , mintha egy hatalmas rúdmágnes lenne elhelyezve ebben a szögben a Föld közepén. Az északi geomágneses pólus valójában a Föld mágneses mezőjének déli pólusát képviseli, és fordítva, a déli geomágneses pólus a Föld mágneses mezőjének északi pólusának felel meg (mivel az ellentétes mágneses pólusok vonzzák, és a mágnes északi vége, mint az iránytű tűje) a Föld déli mágneses mezeje, azaz a Földrajzi Északi -sark közelében lévő északi geomágneses pólus felé). Mivel 2015-ben a North geomágneses pólus volt található az Ellesmere-sziget , Nunavut , Kanada.
Míg az északi és a déli mágneses pólus általában a földrajzi pólusok közelében található, lassan és folyamatosan mozognak a geológiai időskálákon, de kellően lassan ahhoz, hogy a közönséges iránytűk hasznosak maradjanak a navigációhoz. Azonban, átlagosan több százezer éves szabálytalan időközönként a Föld mezője megfordul, és az északi, illetve a déli mágneses pólus hirtelen helyet vált. A geomágneses pólusok megfordítása rekordot hagy a kőzetekben, amelyek értékesek a paleomagnetisták számára a múltbeli geomágneses mezők számításakor. Az ilyen információk viszont hasznosak a kontinensek és az óceánfenék mozgásának tanulmányozásában a lemeztektonika folyamatában .
A magnetoszféra az ionoszféra feletti régió, amelyet a Föld mágneses mezőjének térbeli kiterjedése határoz meg. Több tízezer kilométert tesz ki az űrbe , megvédve a Földet a napszél feltöltött részecskéitől és a kozmikus sugaraktól , amelyek különben leválasztanák a felső légkört, beleértve az ózonréteget is, amely megvédi a Földet a káros ultraibolya sugárzástól .
Jelentőség
A Föld mágneses tere eltéríti a napszél nagy részét, amelynek feltöltött részecskéi különben eltávolítják az ózonréteget, amely megvédi a Földet a káros ultraibolya sugárzástól. Az egyik sztrippelő mechanizmus arra szolgál, hogy a gázt a mágneses tér buborékai fogják el, amelyeket a napszél elszakít. A Mars légköréből származó szén -dioxid -veszteség számításai, amelyek a napszél általi ioncserélésből származnak, azt jelzik, hogy a Mars mágneses mezőjének eloszlása légkörének közel teljes elvesztését okozta .
A Föld múltbeli mágneses mezőjének tanulmányozása paleomagnetizmus néven ismert. A Föld mágneses mezőjének polaritását magmás kőzetekben rögzítik , és így a mező megfordulása "csíkként" észlelhető, az óceán közepén elhelyezkedő gerincen, ahol a tengerfenék terjed, míg a geomágneses pólusok megfordulása közötti stabilitás lehetővé tette a paleomagnetizmust hogy nyomon kövessük a kontinensek múltbeli mozgását. A megfordítások szintén a magnetostratigráfia alapját képezik , amely a kőzetek és üledékek keltezésének módja . A mező mágnesezi a kérget is, és a mágneses anomáliák felhasználhatók fémércek lerakódásának keresésére .
Az emberek iránytűket használtak az iránykereséshez a Kr. U. 11. század óta, és a navigációhoz a 12. század óta. Bár a mágneses deklináció idővel eltolódik, ez a vándorlás elég lassú ahhoz, hogy egy egyszerű iránytű hasznos maradjon a navigációhoz. A magnetorecepció segítségével számos más organizmus, a baktériumok típusától kezdve a galambokig, használja a Föld mágneses mezőjét tájékozódáshoz és navigációhoz.
Jellemzők
A Föld mágneses mezőjét tetszőleges helyen egy háromdimenziós vektor jelenítheti meg. Az irány mérésének tipikus módja az iránytű használata a mágneses északi irány meghatározására. A szög a valódi északhoz képest a deklináció ( D ) vagy a variáció . A mágneses észak felé nézve a mező szöge a vízszinteshez képest a dőlés ( I ) vagy a mágneses dőlés . A mező intenzitása ( F ) arányos a mágnesre kifejtett erővel. Egy másik gyakori ábrázolás X (Észak), Y (Kelet) és Z (Le) koordinátákban található.
Intenzitás
A mező intenzitását gyakran gaussban ( G) mérik , de általában nanotézlákban (nT) adják meg , 1 G = 100 000 nT. A nanotestát gamma -nak (γ) is nevezik. A Föld mezője körülbelül 25 000 és 65 000 nT (0,25–0,65 G) között mozog. Összehasonlításképpen: egy erős hűtőmágnes körülbelül 10 000 000 nanoteszla (100 G) mezővel rendelkezik.
Az intenzitáskontúrok térképét izodinamikus diagramnak nevezzük . Amint a mágneses világmodell mutatja, az intenzitás csökken a pólusoktól az egyenlítőig. A minimális intenzitás a dél -atlanti anomáliában fordul elő Dél -Amerika felett, míg a maximumok Kanada északi részén, Szibériában és az Ausztráliától délre fekvő Antarktiszon találhatók.
A mágneses mező intenzitása idővel változhat. A Liverpooli Egyetem 2021 -es paleomágneses tanulmánya egyre több bizonyítékot szolgáltatott arra vonatkozóan, hogy a Föld mágneses mezője 200 millió évente intenzíven cikluszik. A vezető szerző kijelentette, hogy „Eredményeink, ha a meglévő adatkészletekkel együtt vesszük figyelembe, alátámasztják, hogy körülbelül 200 millió év hosszú ciklus létezik a Föld mágneses mezőjének erősségében a mély földi folyamatokkal kapcsolatban.”
Hajlam
A dőlést egy szög adja meg, amely -90 ° (felfelé) és 90 ° (le) közötti értékeket feltételezhet. Az északi féltekén a mező lefelé mutat. Egyenesen lefelé az északi mágneses póluson, és felfelé forog, amikor a szélesség csökken, amíg vízszintes (0 °) nem lesz a mágneses egyenlítőnél. Folytatja a felfelé forgást, amíg egyenesen felfelé nem áll a déli mágneses póluson. Dőlés lehet mérni egy dip kört .
Az alábbiakban a Föld mágneses mezőjének izoklinikus diagramja ( dőlésvonalak térképe) látható .
Deklináció
A deklináció pozitív a mező keleti irányú eltéréséhez képest a valódi északhoz képest. Ezt úgy lehet megbecsülni, hogy az iránytű mágneses észak – déli irányát egy égbolt irányával hasonlítjuk össze . A térképek jellemzően szögként vagy kis diagramként tartalmazzák a deklinációra vonatkozó információkat, vagy mutatják a mágneses észak és a valódi észak közötti kapcsolatot. A régió deklinációjára vonatkozó információkat egy diagram jelenítheti meg izogonikus vonalakkal (kontúrvonalak, amelyek mindegyike egy rögzített deklinációt jelent).
Földrajzi változatosság
A Föld mágneses mezőjének összetevői a felszínen a 2015 -ös mágneses világmodellből.
Dipoláris közelítés
A Föld felszíne közelében annak mágneses mezőjét közelíthetjük a Föld középpontjában elhelyezett és a Föld forgástengelyéhez képest körülbelül 11 ° -os szögben megdöntött mágneses dipólus mezőjével. A dipólus nagyjából egyenértékű egy erős rúdmágnessel , déli pólusa a geomágneses Északi -sark felé mutat. Ez meglepőnek tűnhet, de a mágnes északi pólusa annyira meghatározott, mert ha szabadon forog, akkor nagyjából észak felé mutat (földrajzi értelemben). Mivel a mágnes északi pólusa más mágnesek déli pólusát vonzza, és taszítja az északi pólusokat, a Föld mágnesének déli pólusához kell vonzódnia. A dipoláris mező a legtöbb helyen a mező 80–90% -át teszi ki.
Mágneses pólusok
Történelmileg a mágnes északi és déli pólusát először a Föld mágneses tere határozta meg, és nem fordítva, mivel a mágnes egyik első felhasználása iránytű volt. A mágnes északi pólusát úgy határozzák meg, mint a pólust, amelyet a Föld északi mágneses pólusa vonz, amikor a mágnest felfüggesztik, így szabadon el tud fordulni. Mivel az ellentétes pólusok vonzanak, a Föld északi mágneses pólusa valójában mágneses mezőjének déli pólusa (az a hely, ahol a mező lefelé irányul a Földbe).
A mágneses pólusok helyzetét legalább kétféleképpen lehet meghatározni: lokálisan vagy globálisan. A helyi meghatározás az a pont, ahol a mágneses mező függőleges. Ezt a dőlésszög mérésével lehet meghatározni. A Föld mezőjének dőlésszöge 90 ° (lefelé) az északi mágneses póluson és -90 ° (felfelé) a déli mágneses póluson. A két pólus egymástól függetlenül vándorol, és nincs közvetlenül szemben a földgolyón. Északi 40 m -es (25 mérföld) mozgást figyeltek meg az északi mágneses póluson. Az elmúlt 180 év során az északi mágneses pólus északnyugat felé vándorolt, a Boothia -félszigeten található Adelaide -foktól 1831 -re, és 2001 -ben 600 kilométerre a Resolute Bay -től . A mágneses egyenlítő az a vonal, ahol a dőlés nulla (a mágneses mező vízszintes).
A Föld mezőjének globális meghatározása matematikai modellre épül. Ha egy vonalat húzunk át a Föld közepén, párhuzamosan a legjobban illeszkedő mágneses dipólus pillanatával, akkor azt a két pozíciót, ahol metszi a Föld felszínét, északi és déli geomágneses pólusnak nevezzük. Ha a Föld mágneses tere tökéletesen dipoláris lenne, akkor a geomágneses és a mágneses pólusok egybe esnének, és iránytűk mutatnának feléjük. A Föld mezője azonban jelentős nem-dipoláris hozzájárulással rendelkezik, így a pólusok nem esnek egybe, és az iránytűk általában sem mutatnak.
Magnetoszféra
A Föld mágneses mezőjét, amelynek felszíne túlnyomórészt dipoláris, a napszél tovább torzítja. Ez egy töltött részecskék áramlása, amely elhagyja a Nap koronáját, és 200-1000 kilométeres sebességre gyorsul fel. Magukban hordoznak egy mágneses mezőt, a bolygóközi mágneses teret (IMF).
A napszél nyomást fejt ki, és ha elérné a Föld légkörét, akkor erodálná azt. A Föld mágneses mezőjének nyomása azonban távol tartja. A magnetopauza , a nyomás kiegyensúlyozásának területe a magnetoszféra határa. Neve ellenére a magnetoszféra aszimmetrikus, a nap felőli oldala körülbelül 10 Föld sugarú , de a másik oldala a 200 Föld sugarát meghaladó mágnesfarokba nyúlik ki . A magnetopauza naptól felfelé az íj sokk , az a terület, ahol a napszél hirtelen lelassul.
A magnetoszféra belsejében található a plazmaszféra , egy fánk alakú régió, amely alacsony energiájú töltött részecskéket vagy plazmát tartalmaz . Ez a régió 60 km magasságban kezdődik, 3 vagy 4 földsugárig terjed, és magában foglalja az ionoszférát. Ez a régió a Földdel együtt forog. Van két koncentrikus gumiabroncs alakú régió is, amelyeket Van Allen sugárzási öveknek neveznek , nagy energiájú ionokkal (0,1-10 millió elektronvolt (MeV) energiával). A belső öv 1-2 Föld sugarú, míg a külső öv 4-7 Föld sugarú. A plazmaszféra és a Van Allen övek részleges átfedéssel rendelkeznek, az átfedés mértéke nagymértékben változik a naptevékenységtől függően.
A napszél elterelése mellett a Föld mágneses tere eltéríti a kozmikus sugarakat , a nagy energiájú töltött részecskéket, amelyek többnyire a Naprendszeren kívülről származnak . Sok kozmikus sugarat a Nap magnetoszféra vagy helioszféra tart távol a Naprendszertől . Ezzel szemben a Hold űrhajósai sugárzásnak vannak kitéve. Aki 2005 -ben a Hold felszínén járt egy különösen heves napkitörés során, halálos adagot kapott.
A töltött részecskék egy része bejut a magnetoszférába. Ezek spiráloznak a mezővonalak körül, és másodpercenként többször ugrálnak a pólusok között. Ezenkívül a pozitív ionok lassan nyugat felé sodródnak, a negatív ionok pedig kelet felé, így gyűrűáram keletkezik . Ez az áram csökkenti a mágneses mezőt a Föld felszínén. A részecskék, amelyek behatolnak az ionoszférába, és ott ütköznek az atomokkal, az aurorák fényeit idézik elő, és röntgensugarakat is kibocsátanak .
A változó körülmények között a magnetoszféra, az úgynevezett tér időjárás , az nagyrészt a naptevékenység. Ha a napszél gyenge, a magnetoszféra kitágul; míg ha erős, akkor összenyomja a magnetoszférát, és nagyobb része bejut. A különösen intenzív időszakok, úgynevezett geomágneses viharok fordulhatnak elő, amikor egy koronatömeg -kilökődés kitör a Nap felett, és lökéshullámot küld a Naprendszeren keresztül. Egy ilyen hullám csak két napot vehet igénybe, hogy elérje a Földet. A geomágneses viharok sok fennakadást okozhatnak; a 2003 -as "Halloween" vihar megrongálta a NASA műholdjainak több mint egyharmadát. A legnagyobb dokumentált vihar 1859 -ben következett be. Elég erős áramokat indukált ahhoz, hogy rövidre zárja a távíróvonalakat, és délelőtt Hawaii -ról számoltak be az aurorákról.
Időfüggőség
Rövid távú variációk
A geomágneses mező az időskálán milliszekundumról millió évre változik. A rövidebb időskálák többnyire az ionoszféra ( ionoszféra dinamó régió ) és a magnetoszféra áramaiból származnak, és bizonyos változások geomágneses viharokhoz vagy az áramok napi ingadozásaihoz vezethetők vissza. Az egyéves vagy annál hosszabb időbeli változások leginkább a Föld belsejében , különösen a vasban gazdag magban bekövetkezett változásokat tükrözik .
Gyakran előfordul, hogy a Föld magnetoszféráját napkitörések érik, amelyek geomágneses viharokat okoznak, és az aurorák megjelenését idézik elő. A mágneses mező rövid távú instabilitását a K-index segítségével mérjük .
A THEMIS adatai azt mutatják, hogy a mágneses mező, amely kölcsönhatásba lép a napszéllel, csökken, ha a mágneses orientáció a Nap és a Föld között igazodik - ellentétben az előző hipotézissel. A közelgő napviharok idején ez áramszüneteket és fennakadásokat okozhat a mesterséges műholdakban .
Világi variáció
A Föld mágneses mezőjének egy vagy több éves időskálán bekövetkező változásait világi variációnak nevezzük . Évszázadokon keresztül a mágneses deklináció több tíz fokban változik. Az animáció megmutatja, hogyan változtak a globális hanyatlások az elmúlt néhány évszázadban.
A dipólus iránya és intenzitása idővel változik. Az elmúlt két évszázadban a dipólus erőssége évszázadonként körülbelül 6,3% -kal csökkent. Ennél a csökkenési ütemnél a mező elhanyagolható lenne körülbelül 1600 év múlva. Ez az erősség azonban körülbelül átlagos az elmúlt 7 ezer évben, és a jelenlegi változási ütem sem szokatlan.
A világi variáció nem dipoláris részének kiemelkedő jellemzője a nyugati irányú sodródás , körülbelül évi 0,2 fokos ütemben. Ez a sodródás nem mindenhol egyforma, és változott az idők során. A globálisan átlagolt sodródás kb. 1400 óta nyugat felé tart, de kelet felé kb. 1000 és 1400 között.
A mágneses megfigyelőközpontokat megelőző változásokat régészeti és geológiai anyagok rögzítik. Az ilyen változásokat paleomágneses világi variációnak vagy paleoszkuláris variációnak (PSV) nevezik . A nyilvántartások jellemzően hosszú, apró változások időszakát tartalmazzák, esetenként nagy változásokkal, amelyek geomágneses kirándulásokat és megfordulásokat tükröznek .
2020 júliusában a tudósok arról számoltak be, hogy a szimulációk elemzése és a közelmúltbeli megfigyelési mezőmodell azt mutatja, hogy a Föld mágneses mezőjének irányváltozásának maximális sebessége elérte a ~ 10 ° -ot évente - ez közel 100 -szor gyorsabb, mint a jelenlegi változások, és 10 -szer gyorsabb, mint azt korábban gondolták.
Az Oregon állambeli Steens Mountain -i lávafolyások vizsgálatai azt mutatják, hogy a mágneses mező akár 6 fokos sebességgel is eltolódhatott naponta a Föld történetében, ami jelentősen megkérdőjelezi a Föld mágneses mezőjének működésének népszerű megértését. Ezt a megállapítást később a vizsgált lávafolyás szokatlan kőzetmágneses tulajdonságainak, nem pedig a gyors mezőváltozásnak tulajdonította az 1995 -ös tanulmány egyik eredeti szerzője.
Mágneses mező megfordításai
Bár általában a Föld mezője megközelítőleg dipoláris, a tengelye szinte a forgástengelyhez igazodik, időnként az északi és a déli geomágneses pólusok kereskednek. Ezekre a geomágneses fordulatokra bizonyítékokat találhatunk a bazaltokban , az óceánfenékről levett üledékmagokban és a tengerfenék mágneses anomáliáiban. A visszafordítások szinte véletlenszerűen történnek az időben, a megfordítások közötti intervallumok kevesebb, mint 0,1 millió év és akár 50 millió év között változhatnak. A legutóbbi geomágneses fordulat, amelyet Brunhes – Matuyama megfordításnak neveznek , körülbelül 780 000 évvel ezelőtt történt. Egy rokon jelenség, a geomágneses kirándulás a dipólus tengelyt az Egyenlítőn átviszi, majd vissza az eredeti polaritásba. A Laschamp esemény egy kirándulási példa, amely az utolsó jégkorszakban (41 000 évvel ezelőtt) történt.
A múltbeli mágneses mezőt többnyire erősen mágneses ásványok rögzítik , különösen olyan vas -oxidok , mint a magnetit , amelyek állandó mágneses pillanatot hordozhatnak. Ez a remanens mágnesezés vagy remanencia több módon is elsajátítható. A lávafolyásoknál a mező iránya kis ásványokban "lefagy", amint lehűlnek, ami termoremanens mágnesezést eredményez . Üledékekben a mágneses részecskék orientációja enyhe torzítást kap a mágneses mező felé, amikor lerakódnak az óceán fenekére vagy a tó fenekére. Ezt detritális remanens mágnesezésnek nevezik .
A termoremanens mágnesezés az óceán közepén fekvő gerinc körüli mágneses anomáliák fő forrása. Ahogy a tengerfenék elterjed, a magma a köpenyből kúszik , lehűl, és új bazaltkéreget képez a gerinc mindkét oldalán, és a tengerfenék terítése elviszi tőle. Hűlés közben rögzíti a Föld mezőjének irányát. Amikor a Föld mezője megfordul, az új bazalt rögzíti a fordított irányt. Az eredmény egy sor csík, amelyek szimmetrikusak a gerincre. Egy hajó, amely mágnesmérőt húz az óceán felszínén, képes észlelni ezeket a csíkokat, és következtetni az alatta lévő óceánfenék korára. Ez információt szolgáltat arról, hogy a tengerfenék milyen mértékben terjedt el a múltban.
A lávafolyások radiometrikus kormeghatározásával geomágneses polaritási időskálát állapítottak meg , amelynek egy része a képen látható. Ez képezi a magnetostratigráfia alapját , egy geofizikai korrelációs technikát, amely mind az üledékes és vulkáni szekvenciák, mind a tengerfenék mágneses anomáliáinak dátumozására használható.
A legkorábbi megjelenés
Az ausztráliai paleoarchei láva és a dél -afrikai konglomerátum paleomágneses vizsgálatai arra a következtetésre jutottak, hogy a mágneses mező legalább körülbelül 3450 millió évvel ezelőtt volt jelen .
Jövő
Jelenleg a teljes geomágneses mező egyre gyengébb; a jelenlegi erős romlás 10–15% -os csökkenésnek felel meg az elmúlt 150 évben, és az elmúlt néhány évben felgyorsult; a geomágneses intenzitás szinte folyamatosan csökkent, a maximum 35% -ról a körülbelül 2000 évvel ezelőtti modern érték fölé. A csökkenés mértéke és az áramerősség a normál variációs tartományon belül van, amint azt a kőzetekben rögzített múltbeli mágneses mezők rekordja is mutatja.
A Föld mágneses mezőjének természete a heteroszkedasztikus ingadozás. A pillanatnyi mérése vagy több mérése évtizedek vagy évszázadok során nem elegendő a térerősség általános trendjének extrapolálásához. Korábban fel -alá járt ismeretlen okok miatt. Ezenkívül a dipólmező helyi intenzitásának (vagy ingadozásának) megjegyzése nem elegendő a Föld mágneses mezőjének egészére, mivel nem szigorúan dipólus mező. A Föld mezőjének dipól komponense még akkor is csökkenhet, ha a teljes mágneses mező változatlan marad vagy növekszik.
A Föld mágneses északi pólusa Kanada északi részéről Szibéria felé sodródik, jelenleg gyorsuló ütemben - a 20. század elején évente 10 kilométer, 2003 -ban évente 40 kilométer (25 mérföld), és azóta csak felgyorsult.
Fizikai eredet
A Föld magja és a geodinamó
Úgy gondolják, hogy a Föld mágneses mezőjét elektromos áramok generálják a mag vasvezető ötvözeteiben, amelyeket a magból kilépő hő miatt konvekciós áramok hoznak létre. A folyamat azonban összetett, és néhány jellemzőjét reprodukáló számítógépes modelleket csak az elmúlt néhány évtizedben fejlesztettek ki.
A Föld és a Naprendszer legtöbb bolygója, valamint a Nap és más csillagok mind mágneses mezőket hoznak létre az elektromosan vezető folyadékok mozgása révén . A Föld mezője magjából ered. Ez a vasötvözetek körülbelül 3400 km -re terjedő régiója (a Föld sugara 6370 km). 1220 km sugarú szilárd belső magra és folyékony külső magra oszlik . A folyadék mozgását a külső magban a belső magból származó hőáram hajtja, amely körülbelül 6000 K (5730 ° C; 10,340 ° F), a mag-köpeny határáig , ami körülbelül 3800 K (3530 ° C) (6380 ° F). A hőt a mag felé süllyedő nehezebb anyagok ( bolygó differenciálódása , vaskatasztrófa ) által kibocsátott potenciális energia , valamint a belső térben található radioaktív elemek bomlása generálja . Az áramlási mintát a Föld forgása és a szilárd belső mag jelenléte szervezi.
A mechanizmus, amellyel a Föld mágneses mezőt hoz létre, dinamó néven ismert . A mágneses mezőt egy visszacsatoló hurok generálja: az áramkörök mágneses mezőket hoznak létre ( Ampère áramköri törvénye ); a változó mágneses mező elektromos mezőt hoz létre ( Faraday -törvény ); és az elektromos és mágneses mezők erőt fejtenek ki az áramokban áramló töltésekre (a Lorentz -erő ). Ezek a hatások a mágneses mező részleges differenciálegyenletében kombinálhatók, az úgynevezett mágneses indukciós egyenlet ,
ahol u a folyadék sebessége; B a mágneses B-mező; és η = 1/σμ a mágneses diffúzivitás , amely fordítottan arányos a σ elektromos vezetőképesség és a μ áteresztőképesség szorzatával . A ∂ B /∂ t kifejezés a mező időderiváltja ; ∇ 2 a Laplace operátor és ∇ × a curl operátor .
Az indukciós egyenlet jobb oldalán az első tag egy diffúziós kifejezés. Helyhez kötött folyadékban a mágneses mező csökken, és a tér minden koncentrációja szétterül. Ha a Föld dinamója leállna, a dipólus rész néhány tízezer év múlva eltűnne.
Egy tökéletes karmesterben ( ) nem lenne diffúzió. By Lenz-törvény , bármilyen változás a mágneses mező lenne, hogy azonnal ellenezte áramlatok, így a fluxus egy adott mennyiségű folyadék nem tudott változtatni. Ahogy a folyadék mozog, a mágneses mező vele jár. Az ezt a hatást leíró tételt befagyasztott mezőnek nevezzük . Még egy véges vezetőképességű folyadékban is új mező jön létre a mezővonalak nyújtásával, miközben a folyadék deformálódik. Ez a folyamat a végtelenségig új mezőt hozhat létre, ha nem a mágneses mező erősségének növekedésével ellenáll a folyadék mozgásának.
A folyadék mozgását a konvekció , a felhajtóerő által vezérelt mozgás tartja fenn . A hőmérséklet a Föld középpontja felé emelkedik, és a folyadék magasabb hőmérséklete lejjebb teszi. Ezt a felhajtóerőt fokozza a kémiai elválasztás: A mag lehűlésekor az olvadt vas egy része megszilárdul, és a belső magra borítják. A folyamat során könnyebb elemek maradnak a folyadékban, így könnyebbé válik. Ezt kompozíciós konvekciónak nevezik . A Coriolis -effektus , amelyet a teljes bolygóforgatás okoz, hajlamos az áramlást tekercsekbe szervezni az észak – déli sarktengely mentén.
A dinamó képes felerősíteni egy mágneses mezőt, de ahhoz, hogy elinduljon, szüksége van egy "mag" mezőre. A Föld számára ez külső mágneses mező lehetett. Történetének elején a Nap egy T-Tauri fázison ment keresztül , amelyben a napszél mágneses mezője nagyságrendekkel nagyobb lett volna, mint a jelenlegi napszél. A mező nagy részét azonban a Föld palástja szűrhette ki. Alternatív forrás a mag-köpeny határán lévő áramok, amelyeket kémiai reakciók vagy a hő- vagy elektromos vezetőképesség változásai okoznak. Az ilyen hatások továbbra is kis torzítást eredményezhetnek, amelyek a geodinamó határfeltételeinek részét képezik.
A Föld külső magjának átlagos mágneses mezőjét 25 gaussnak számították ki, 50 -szer erősebbnek, mint a felszíni mező.
Numerikus modellek
A geodinamó számítógépes szimulálása számszerű megoldást igényel egy nemlineáris parciális differenciálegyenlet halmazra a Föld belsejének mágneses hidrodinamikájára (MHD). Az MHD egyenletek szimulációját 3D -s pontrácson hajtják végre, és a rács finomsága, amely részben meghatározza a megoldások realizmusát, elsősorban a számítógép teljesítményétől függ. A teoretikusok évtizedekig csak kinematikai dinamó számítógépes modellek létrehozására szorítkoztak, amelyekben előre kiválasztják a folyadék mozgását és kiszámítják a mágneses mezőre gyakorolt hatást. A kinematikai dinamóelmélet főként a különböző áramlási geometriák kipróbálásáról és annak teszteléséről szólt, hogy az ilyen geometriák képesek -e fenntartani a dinamót.
Az első önálló dinamikus modelleket, amelyek meghatározzák mind a folyadék mozgását, mind a mágneses mezőt, két csoport fejlesztette ki 1995-ben, egy Japánban és egy az Egyesült Államokban. Utóbbi azért kapott figyelmet, mert sikeresen reprodukálta a Föld mezőjének néhány jellemzőjét, beleértve a geomágneses irányváltásokat is.
Áramok az ionoszférában és a magnetoszférában
Az ionoszférában indukált elektromos áramok mágneses mezőket hoznak létre (ionoszféra dinamó régió). Az ilyen mező mindig ott keletkezik, ahol a légkör a legközelebb van a Naphoz, napi változásokat okozva, amelyek akár egy fokkal is eltéríthetik a felszíni mágneses mezőket. A térerősség napi tipikus változásai körülbelül 25 nanoteszla (nT) (egy rész 2000 -ben), néhány másodpercen belüli eltérések jellemzően 1 nT körül (egy rész 50 000 -ből).
Mérés és elemzés
Érzékelés
A Föld mágneses térerősségét Carl Friedrich Gauss mérte 1832 -ben, és azóta is többször mérték, és az elmúlt 150 évben körülbelül 10% -os relatív bomlást mutatott. A Magsat műhold és későbbi műholdak 3 tengelyes vektoros magnetométereket használtak a Föld mágneses mezőjének 3-D szerkezetének vizsgálatára. A későbbi Ørsted műhold lehetővé tette a dinamikus geodinamó működését mutató összehasonlítást, amely úgy tűnik, hogy alternatív pólust eredményez az Atlanti -óceán alatt Dél -Afrikától nyugatra.
A kormányok néha olyan egységeket működtetnek, amelyek a Föld mágneses mezőjének mérésére szakosodtak. Ezek földmágneses obszervatóriumok, jellemzően része a nemzeti Geológusi például a British Geological Survey „s Eskdalemuir Obszervatórium . Az ilyen megfigyelőközpontok képesek mérni és előre jelezni a mágneses körülményeket, például a mágneses viharokat, amelyek néha befolyásolják a kommunikációt, az elektromos áramot és más emberi tevékenységeket.
A Nemzetközi Valós idejű Mágneses Megfigyelő Hálózat , több mint 100 egymással összekapcsolt geomágneses megfigyelőközponttal szerte a világon, 1991 óta rögzíti a Föld mágneses mezőjét.
A hadsereg meghatározza a helyi geomágneses mező jellemzőit annak érdekében, hogy észlelje a természetes háttér anomáliáit , amelyeket egy jelentős fémtárgy, például egy víz alá került tengeralattjáró okozhat. Ezeket a mágneses anomália -érzékelőket általában repülőgépeken, például az Egyesült Királyság Nimrod -ján repítik, vagy műszerként vagy felszíni hajók műszereként vontatják.
A kereskedelemben, geofizikai kutatás cégek is használják a mágneses érzékelők azonosítani a természetben előforduló anomáliákat érc szervek, mint például a Kurszk mágneses anomália .
A kéreg mágneses anomáliái
Magnetométer érzékeli perces eltéréseket a Föld mágneses tere által okozott vas tárgyak , kemencék, bizonyos fajta kő szerkezetek, és még árkok és lelőhelyekből a régészeti geofizikai . A második világháború alatt kifejlesztett, tengeralattjárók észlelésére kifejlesztett, levegőben lévő mágneses anomália -érzékelőkből adaptált mágneses műszereket használva feltérképezték az óceánfenék mágneses változásait. A bazalt-a vasban gazdag, vulkanikus kőzet, amely az óceán fenekét alkotja-erősen mágneses ásványt (magnetit) tartalmaz, és helyileg torzíthatja az iránytű leolvasását. A torzulást az izlandi tengerészek már a 18. század végén felismerték. Ennél is fontosabb, hogy mivel a magnetit jelenléte a bazalt mérhető mágneses tulajdonságait adja, ezek a mágneses variációk újabb módszert kínáltak a mély óceánfenék tanulmányozására. Amikor az újonnan képződött kőzet lehűl, az ilyen mágneses anyagok rögzítik a Föld mágneses mezőjét.
Statisztikai modellek
A mágneses mező minden mérése egy adott helyen és időben történik. Ha a mező pontos becslésére van szükség más helyen és időben, akkor a méréseket modellekké kell alakítani, és az előrejelzésekhez használt modellt kell használni.
Gömbharmonikusok
A Föld mágneses mezőjének globális változásainak elemzésének leggyakoribb módja az, ha a méréseket gömbharmonikusok halmazához illesztjük . Ezt először Carl Friedrich Gauss tette. A gömbharmonikusok olyan funkciók, amelyek a gömb felületén oszcillálnak. Ezek két függvény termékei, az egyik a szélességtől, a másik a hosszúságtól függ. A hosszúság függvénye nulla az északi és a déli póluson áthaladó nulla vagy több nagy kör mentén; az ilyen csomóponti vonalak száma az m sorrend abszolút értéke . A szélességi kör függvénye nulla vagy több szélességi kör mentén; ez plusz a sorrend megegyezik a fok ℓ. Mindegyik felharmonikus egyenértékű a mágneses töltések meghatározott elrendezésével a Föld közepén. A monopólus egy elszigetelt mágneses töltés, amelyet soha nem figyeltek meg. A dipólus egyenlő két egymással közel álló töltéssel, a kvadrupol pedig két összekapcsolt töltéssel . A négypólus mező a jobb alsó ábrán látható.
A gömbharmonikusok bármely skaláris mezőt ( pozíciófüggvény ) képviselhetnek, amely megfelel bizonyos tulajdonságoknak. A mágneses mező vektormező , de ha X, Y, Z derékszögű komponensekben fejezzük ki , akkor minden komponens ugyanazon skalárfüggvény mágneses potenciáljának származéka . A Föld mágneses mezőjének elemzése a szokásos gömbharmonikusok módosított változatát használja, amelyek szorzó tényezővel különböznek egymástól. A mágneses mező mérésekhez illeszkedő legkisebb négyzetek a Föld mezőjét gömbharmonikusok összegeként adják meg, mindegyiket megszorozva a legjobban illeszkedő Gauss-együtthatóval g m ℓ vagy h m ℓ .
A legalacsonyabb fokú Gauss-együttható, g 0 0 , egy elszigetelt mágneses töltés hozzájárulását adja, tehát nulla. A következő három együttható - g 1 0 , g 1 1 és h 1 1 - meghatározza a dipólus hozzájárulásának irányát és nagyságát. A legjobban illeszkedő dipólus körülbelül 10 ° -os szögben dől meg a forgástengelyhez képest, amint azt korábban leírtuk.
Radiális függőség
A gömbharmonikus elemzés használható a belső és külső források megkülönböztetésére, ha a mérések több magasságban is rendelkezésre állnak (például földi megfigyelőközpontok és műholdak). Ebben az esetben minden g m ℓ vagy h m co együtthatójú tag két tagra osztható: egy olyanra, amely 1/ r ℓ+1 sugarú körrel csökken, és egy olyanra, amelynek sugara növekszik , mint r ℓ . A növekvő kifejezések illeszkednek a külső forrásokhoz (áramok az ionoszférában és a magnetoszférában). Néhány év átlagában azonban a külső hozzájárulások átlaga nulla.
A többi kifejezés azt jósolja, hogy a dipólusforrás potenciálja ( ℓ = 1 ) 1/ r 2 -ként csökken . A mágneses mező, mint a potenciál származéka, 1/ r 3 -ként csökken . A négypólusú kifejezések 1/ r 4 -ként csökkennek, a magasabb rendűek pedig egyre gyorsabban csökkennek a sugárral. A külső mag sugara körülbelül fele a Föld sugarának. Ha a mag-köpeny határán lévő mező illeszkedik a gömbharmonikusokhoz, akkor a dipólus rész körülbelül 8-szor kisebb a felszínen, a kvadrupól rész 16-szorosával stb. Így csak a nagy hullámhosszúságú alkatrészek lehetnek észrevehetők a felületen. Különféle érvekből általában azt feltételezik, hogy csak a 14 -es vagy annál kisebb fokú kifejezések származnak a magból. Ezek hullámhossza körülbelül 2000 kilométer (1200 mérföld) vagy kevesebb. A kisebb tulajdonságokat a kéreg anomáliáinak tulajdonítják.
Globális modellek
A Geomagnetizmus és Légtechnika Nemzetközi Szövetsége szabványos globális terepi modellt tart fenn, amelyet Nemzetközi Geomágneses Referenciamezőnek neveznek . Ötévente frissítik. A 11. generációs modellt, az IGRF11-et műholdak ( Ørsted , CHAMP és SAC-C ) és a geomágneses megfigyelőközpontok világhálózatának felhasználásával fejlesztették ki. A gömbharmonikus tágulást a 10. fokon, 120 együtthatóval csonkították 2000 -ig. A későbbi modelleket a 13. fokon (195 együttható) csonkítják.
Egy másik globális terepi modell, az úgynevezett World Magnetic Model , az Egyesült Államok Nemzeti Környezetvédelmi Központjai (korábban National Geophysical Data Center) és a British Geological Survey közösen készül . Ez a modell 12 fokon (168 együttható) csonkol, hozzávetőleges térbeli felbontása 3000 kilométer. Ezt a modellt használják az Egyesült Államok Védelmi Minisztériuma , a Honvédelmi Minisztérium (Egyesült Királyság) , az Egyesült Államok Szövetségi Légiközlekedési Hivatala (FAA), az Észak -atlanti Szerződés Szervezete (NATO) és a Nemzetközi Vízrajzi Szervezet , valamint számos polgári navigációs rendszer.
A harmadik modell, amelyet a Goddard Űrrepülési Központ ( NASA és GSFC ) és a Dán Űrkutató Intézet állított elő , "átfogó modellezési" megközelítést alkalmaz, amely megpróbálja összeegyeztetni az adatokat a földi és műholdas források nagymértékben eltérő időbeli és térbeli felbontásával.
A nagyobb pontossági igényű felhasználók számára az Egyesült Államok Nemzeti Környezetvédelmi Információs Központja kifejlesztette a továbbfejlesztett mágneses modellt (EMM), amely 790 fokig terjed, és feloldja a mágneses anomáliákat 56 kilométeres hullámhosszig. Műholdas, tengeri, aeromágneses és földi mágneses felmérésekből állították össze. 2018 -tól a legújabb verzió, az EMM2017 tartalmazza az Európai Űrügynökség rajraj -küldetésének adatait.
Az óceán árapályának hatása
Az óceánok hozzájárulnak a Föld mágneses mezőjéhez. A tengervíz elektromos vezető, ezért kölcsönhatásba lép a mágneses mezővel. Ahogy az árapály körbejárja az óceán medencéit, az óceáni víz lényegében megpróbálja meghúzni a geomágneses mező vonalait. Mivel a sós víz enyhén vezetőképes, a kölcsönhatás viszonylag gyenge: a legerősebb összetevő a rendszeres holdi árapályból származik, amely naponta körülbelül kétszer fordul elő. További hozzájárulások az óceáni hullámzásból, örvényekből és még szökőárból származnak.
A kölcsönhatás erőssége az óceánvíz hőmérsékletétől is függ. Az óceánban tárolt teljes hőre most a Föld mágneses mezőjének megfigyeléseiből lehet következtetni.
Biomágnesesség
Az állatok, köztük a madarak és a teknősök, érzékelik a Föld mágneses mezőjét, és a mező segítségével navigálhatnak a migráció során . Egyes kutatók azt találták, hogy a tehenek és a vad szarvasok hajlamosak észak-déli irányba igazítani testüket pihenés közben, de nem akkor, ha az állatok nagyfeszültségű elektromos vezetékek alatt vannak, ami arra utal, hogy a mágnesesség felelős. Más kutatók 2011 -ben arról számoltak be, hogy nem tudják megismételni ezeket a megállapításokat különböző Google Earth -képek segítségével .
A nagyon gyenge elektromágneses mezők megzavarják az európai vörösbegyek és más énekesmadarak által használt mágneses iránytűt, amelyek a Föld mágneses mezőjét használják a navigáláshoz. Sem az elektromos vezetékek, sem a mobiltelefon jelei nem hibásak a madarakra gyakorolt elektromágneses mező hatásáért; ehelyett a bűnösök frekvenciája 2 kHz és 5 MHz között van. Ide tartoznak az AM rádiójelek és a szokásos elektronikus berendezések, amelyek megtalálhatók a vállalkozásokban vagy magánházakban.
Lásd még
Hivatkozások
További irodalom
- Campbell, Wallace H. (2003). Bevezetés a geomágneses mezőkbe (2. kiadás). New York: Cambridge University Press . ISBN 978-0-521-52953-2.
- Comins, Neil F. (2008). Az alapvető univerzum felfedezése (negyedik szerk.). WH Freeman . ISBN 978-1-4292-1797-2.
- Gramling, Carolyn (2019. február 1.). "Lehet, hogy a Föld magja éppen időben megkeményedett, hogy megmentse mágneses mezőjét . " Tudományos hírek . Letöltve: 2019. február 3 .
- Herndon, JM (1996-01-23). "A Föld belső magjának alszerkezete" . PNAS . 93 (2): 646–648. Bibcode : 1996PNAS ... 93..646H . doi : 10.1073/pnas.93.2.646 . PMC 40105 . PMID 11607625 .
- Hollenbach, DF; Herndon, JM (2001-09-25). "Mélyföldi reaktor: maghasadás, hélium és a geomágneses mező" . PNAS . 98 (20): 11085–90. Bibcode : 2001PNAS ... 9811085H . doi : 10.1073/pnas.201393998 . PMC 58687 . PMID 11562483 .
- Szerelem, Jeffrey J. (2008). "A Föld és az űr mágneses megfigyelése" (PDF) . Fizika ma . 61. (2): 31–37. Bibcode : 2008PhT .... 61b..31H . doi : 10.1063/1.2883907 .
- Luhmann, JG; Johnson, RE; Zhang, MHG (1992). "A marsi légkör porlasztásának evolúciós hatása O + felszívódási ionok által". Geofizikai kutatási levelek . 19 (21): 2151–2154. Bibcode : 1992GeoRL..19.2151L . doi : 10.1029/92GL02485 .
- Merrill, Ronald T. (2010). Mágneses Földünk: A geomágnesesség tudománya . University of Chicago Press . ISBN 978-0-226-52050-6.
- Merrill, Ronald T .; McElhinny, Michael W .; McFadden, Phillip L. (1996). A Föld mágneses mezeje: paleomagnetizmus, a mag és a mély köpeny . Academic Press . ISBN 978-0-12-491246-5.
- "A Föld magjának hőmérséklete" . NEWTON Kérdezzen meg egy tudóst . 1999.
- Tauxe, Lisa (1998). Paleomágneses elvek és gyakorlat . Kluwer . ISBN 978-0-7923-5258-7.
- Towle, JN (1984). "A rendellenes geomágneses variációs mező és geoelektromos szerkezet a Mesa Butte hibarendszerhez társítva, Arizona". Amerikai Földtani Társaság Közlönye . 9 (2): 221–225. Bibcode : 1984GSAB ... 95..221T . doi : 10.1130/0016-7606 (1984) 95 <221: TAGVFA> 2.0.CO; 2 .
- Várjon, James R. (1954). "A tellúráramok és a Föld mágneses mezejének kapcsolatáról". Geofizika . 19 (2): 281–289. Bibcode : 1954Geop ... 19..281W . doi : 10.1190/1.1437994 . S2CID 51844483 .
- Walt, Martin (1994). Bevezetés a geomágnesesen befogott sugárzásba . Cambridge University Press . ISBN 978-0-521-61611-9.
Külső linkek
- Geomagnetizmus és paleomagnetizmus háttéranyag . Amerikai Geofizikai Unió Geomagnetizmus és paleomagnetizmus szekció.
- Nemzeti Geomagnetizmus Program . Amerikai Egyesült Államok Geológiai Szolgálata , 2011. március 8.
- BGS Geomagnetism . Információk a geomágneses tér megfigyeléséről és modellezéséről. British Geological Survey, 2005. augusztus.
- William J. Broad, Az iránytűk délre mutatnak? . The New York Times , 2004. július 13.
- John Roach, Miért forog a Föld mágneses tere? . National Geographic, 2004. szeptember 27.
- Mágneses vihar . PBS NOVA , 2003. ( szerk . A pólusváltásokról)
- Amikor Észak délre megy . Projektek a tudományos számítástechnikában, 1996.
- A nagy mágnes, a Föld , David P. Stern földi mágneses mezőjének felfedezésének története.
- A Föld magnetoszféra feltárása, David P. Stern és Mauricio Peredo oktatási weboldala
- Nemzetközi geomágneses referenciamező 2011
- A Föld mágneses mezejének globális evolúciója/anomáliája A söprés 10 fokos lépésekben történik 10 éves időközönként. Az adatok alapján: The Institute of Geophysics, ETH Zürich
- Minták a Föld mágneses mezőjében, amelyek 1000 év nagyságrendben fejlődnek . 2017. július 19
- Chree, Charles (1911). Encyclopædia Britannica . 17 (11. kiadás). Cambridge University Press. 353–385. (több tucat táblával és számos diagrammal) . Chisholm, Hugh (szerk.).